geomorfologia.es 29 (1 y 2) web (1).pdf · CUATERNARIO y GEOMORFOLOGÍA SPANISH JOURNAL OF QUATERNARY & GEOMORPHOLOGY Vol. 29, Nos. 1-2 Junio/Juny, 2015 ISSN: 0214-1744 ÍNDICE

Vol. 29 (1-2)Junio 2015ISSN: 0214-1744

Cy G

Revista de la Sociedad Española de Geomorfología (SEG) yAsociación Española para el Estudio del Cuaternario (AEQUA)

Spanish Journal of Quaternary and Geomorphology

Número especialEventos marinos y asentamientos costeros en el suroeste de Iberia

Editores invitadosJ. Rodríguez Vidal, J. M. Campos Carrasco, y L.M. Cáceres Puro

UATERNARIOGEOMORFOLOGÍA

y

CUATERNARIO yGEOMORFOLOGÍASPANISH JOURNAL OF QUATERNARY & GEOMORPHOLOGY

Vol. 29, Nos. 1-2Junio/Juny, 2015

ISSN: 0214-1744

ÍNDICE / INDEX

Prólogo GyG

Regüés, D.; Huerta, P. La Revista CyG se consolida e incorpora mejoras ................................................ 3

Artículos de Investigación / Research Papers

Rodríguez-Vidal, J.; Campos Carrasco, J.M.; Cáceres Puro, L.M. Eventos marinos y asentamientos cos-teros en el suroeste de Iberia ........................................................................................................... 5

Monge Soares, António M. Radiocarbon dating of marine shells from the Gulf of Cadiz: The marine radiocarbon reservoir effect, its variability during the Holocene and palaeoenvironmental inferences ............................................................................................................................................... 19

Silva, P.G.; Bardají, T.; Roquero, E.; Martínez-Graña, A.; Perucha, M.A.; Huerta, P.; Lario, J.; Giner-Robles, J.L.; Rodríguez-Pascua, M.A.; Pérez-López, R.; Cabero, A.; Goy, J.L.; Zazo, C. Seismic palaeogeogra-phy of coastal zones in the Iberian Peninsula: Understanding ancient and historic earthquakes in Spain. ................................................................................................................................................ 31

Gómez, F.; Arruda, A.M.; Rodríguez-Vidal, J.; Cáceres, L.M.; Ruiz, F. Eventos marinos de alta energía y cambios traumáticos en los asentamientos costeros del Suroeste de la Península Ibérica ............. 57

Campos, J.M.; Bermejo, J.; Rodríguez-Vidal, J. La ocupación del litoral onubense en época romana y su relación con eventos marinos de alta energía ............................................................................. 75

Alonso, C.; Gracia, F.J.; Rodríguez-Polo, S.; Martín Puertas, C. El registro de eventos energéticos marinos en la bahía de Cádiz durante épocas históricas ................................................................................ 95

Bernal, D.; Expósito, J.A.; Díaz, J.J.; Bustamante, M.; Lara, M.; Vargas, J.M.; Jiménez-Camino, R.; Calvo, M.; Luaces, M.; Pascual, M.A.; Blanco, E.; Hoyo, L.; Retamosa, J.A.; Durante, A.; Muñoz, N.; Bellido, A. Evidencias arqueológicas de desplomes paramentales traumáticos en las Termas Marí-timas de Baelo Claudia. Reflexiones arqueosismológicas ................................................................ 119

Arteaga, C.; Blánquez, J.; Roldán, L. Consideraciones paleogeográficas en la bahía de Algeciras. Acerca de un posible tsunami en la Carteia romana (San Roque, Cádiz) ..................................................... 137

CUATERNARIO yGEOMORFOLOGÍA

This Journal is also supported by International union for Quaternary Research (INQUA) and International Association of Geomorphologists (IAG)

© SEG, AEQUA

Derechos de reproducción bajo licencia Creative Commons 3.0. Se permite su inclusión en repositorios sin ánimo de lucro.

ISSN: 0214-1744Depósito Legal: Z-113-1996

Impresión: Talleres Editoriales Cometa, S.A.

Publicación nº 95

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noticias de interés • información • opinión • debate • nuevas metodologias • proyectos • programas de doctorado • nuevas tendencias • universidades • política científica • eventos • actividades • grupos de trabajo • actualidad

una sección abierta a todos los entusiastas de las ciencias del Cuaternario y Geomorfología.Sección coordinada por Pablo G. Silva ([email protected])

Prólogo CyG

La Revista CyG se consolida e incorpora mejoras

Regüés, D.; Huerta, P.

Los Editores principales de CyG adqui-rimos, al aceptar el cargo, el compro-miso de continuar la excelente labor

realizada durante más de dos décadas por todos los Editores anteriores. Por ello nos fijamos dos objetivos: mantener el presti-gio adquirido anteriormente y actualizar la revista para estar en consonancia con la situación de las publicaciones científicas más prestigiosas.

En este sentido, en marzo del presente año la FECYT nos comunicó que la Revista Cuaternario y Geomorfología había superado positivamente el proceso de renovación del Sello de Calidad. De esta manera, conservamos la categoría de excelencia, entre las que se encuentran solamente 28 publicaciones.

Por otro lado, se han realizado las gestiones oportunas con “CrossRef” para adquirir un DOI, lo cual se antojaba casi indispensable. Así, en el pasado mes de mayo se ultimaron los detalles y, como se puede observar, el presente número es el primero que muestra este código de identificación de artículos.

De esta manera, creemos poder afirmar que estamos cumpliendo con el compromiso adquirido al asumir la dirección de CyG, lo cual queda refrendado por la situación actual de la revista en la clasificación de SCImago (SCOPUS), la renovación del Sello de Calidad y, no menos importante, la creciente presencia en las bases de datos más prestigiosas.

Esperamos estar a la altura de la confianza depositada en nosotros por los socios de AEQUA y SEG.

Por otro lado, este volumen especial, centrado en eventos marinos y asentamientos costeros en el suroeste de Iberia ha contado con el esfuerzo y dedicación de los Editores invitados, J. Rodríguez

…creemos poder afirmar que estamos cumpliendo con el compromiso adquirido al asumir la dirección de CyG, lo cual que-da refrendado por la situación actual de la Revista…

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Vidal, J. M. Campos Carrasco, y L. M. Cáceres Puro. Este volumen recoge 8 excelentes trabajos que estudian de manera interdisciplinar el efecto de los cambios paleoambientales y eventos traumáti-cos en las zonas costeras y en sus asentamientos humanos. Agradecemos enormemente el esfuerzo de los autores, revisores y editores invitados que han hecho posible la publicación de este volumen. Así mismo damos las gracias al Campus Internacional del Mar (CEIMAR, Universidad de Huelva) que ha contribuido mayoritariamente en financiar la publicación de este volumen especial.

Les enviamos un afectuoso saludo.

David y Pedro.

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Cuaternario y GeomorfologíaISSN: 0214-1744

www.rediris.es/CuaternarioyGeomorfologia/Cy

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doi:10.17735/cyg.v29i1-2.36300

Eventos marinos y asentamientos costeros en el suroeste de Iberia

Marine events and coastal settlements in Southwestern Iberia

Rodríguez-Vidal, J.(1); Campos Carrasco, J.M.(2) y Cáceres Puro, L.M.(1)

(1) Departamento de Geodinámica y Paleontología, Facultad de Ciencias Experimentales y Campus Internacional CEIMAR, Universidad de Huelva, Avda. Tres de Marzo, s/n. 21071, Huelva, España.

[email protected], [email protected](2) Departamento de Historia I, Facultad de Humanidades, Universidad de Huelva, Avda. Tres de Marzo s/n.,

21071, Huelva, España. [email protected]

Resumen

La costa es una de las zonas más dinámicas del sistema terrestre, donde se produce la interacción de los procesos terrestres y marinos. Los cambios en el nivel relativo del mar, la evolución costera y los fenómenos extremos, como tormentas y tsunamis, son de gran interés local y global. La forma en que las culturas pasadas han hecho frente a los cambios ambientales y a los riesgos naturales proporciona importantes lecciones para la respuesta humana a los cambios futuros. Es frecuente que algunos estudio geoarqueológicos actuales, con enfoques geomorfológicos, paleoambientales y sedimentológicos, carezcan de la adecuada integración de datos arqueológicos e históricos. Este número especial de la revista Cuaternario y Geomorfología tiene como objetivo proporcionar una plataforma multidisciplinar que sirva para definir el estado actual de la ciencia geoarqueológica, en relación con los eventos marinos pasados de alta energía registrados en la costa ibérica del golfo de Cádiz. Confiamos que las contribuciones que aquí se presentan estimulen un fructífero debate sobre estos nuevos enfoques interdisciplinares y se mejore el conocimiento sobre la interacción entre los asentamientos humanos costeros y los riesgos geológicos pasados.

Palabras clave: Prehistoria, Historia, tsunami, tormenta, poblamiento, Golfo de Cádiz.

Abstract

One of the most dynamic parts of the earth system is where terrestrial processes interact with marine pro-cesses on the coast. Changes in relative sea level, coastal evolution and extreme events such as storms and tsunamis are of local and global interest. Such events hinder individual well-being and intensify/enhance environmental degradation. In a changing world, in which climate and sea-level change impact on human

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Cuaternario y Geomorfología (2015), 29 (1-2), 5-18

habitats, geoarchaeological research is highly relevant. The way past cultures coped with environmental change and natural hazards provide important lessons for human responses to future environmental changes. Geomorphological, palaeoenvironmental and sedimentological approaches in geoarchaeological studies fre-quently lack the integration of archaeological and historical data. This special issue of the journal “Cuaternario y Geomorfología” therefore aims to provide a multidisciplinary platform to define the present state of geoar-chaeological science throughout the Iberian coast of the Gulf of Cádiz. All the contributions will stimulate the debate on new approaches to study human-environmental interaction and address research themes such as ‘palaeo-geohazards’ (e.g. tsunami, earthquake and coastal and fluvial flooding).

Keywords: Prehistory, History, tsunami, storm, peopling, Gulf of Cádiz.

1. Introducción

Desde tiempos prehistóricos, la riqueza mine-ra de la conocida como Faja Pirítica Ibérica ha favorecido un floreciente y prolongado asentamiento humano de las regiones inte-riores del golfo de Cádiz, tanto de Sierra Morena (p.e. Cabezo Juré, Sáez et al., 2003) como en la Tierra Llana de su piedemonte, llegando incluso a las inmediaciones de la antigua línea de costa (p.e. Valencina de la Concepción, Nocete et al., 2008). El poder y riqueza de estos pueblos nativos atrajo a pobladores del Levante mediterráneo, como los fenicios y griegos, deseosos de compartir y comerciar con sus recursos naturales, a la par que colonizar puntos costeros estratégi-cos que favoreciesen su perduración cultural y comercial en la región (Gómez et al., 2015). Esta actividad minera extractiva, así como su industria metalúrgica asociada, se vieron complementadas con la propia de estas cos-tas tan ricas y productivas en agricultura y pesquería, tanto de la pesca s.s. como de toda una industria vinculada a ella, p.e. salinera, alfarera o culinaria (Ruiz Mata et al., 2006). Ambos conjuntos de actividades convivieron y se complementaron en ciertos periodos de tiempo, hasta que finalmente se impuso la explotación de los recursos agrícolas y mari-nos, perdurando hasta la época tardoantigua (Campos et al., 2015 y Bernal et al., 2015).

Este poblamiento tan generalizado e intenso de la región suratlántica ibérica y sus rela-ciones interculturales y económicas con el

resto del Mediterráneo, ha dado lugar a una riqueza documental que no poseen otras regiones costeras del planeta. Son casi 7000 años de registro cultural continuado que nos ayuda a comprender la ocupación humana de los paisajes ribereños, su explotación y la adaptación de sus asentamientos a un medio dinámicamente cambiante, relacionado con la fase final del último ascenso marino del Presente Interglaciar (Figura 1). El registro geoarqueológico se convierte así en un ins-trumento fundamental para interpretar los cambios climáticos y ambientales regionales, así como nos ayuda a explicar la adaptación y uso de los distintos pobladores al medio natu-ral y la ubicación o translocación de algunos de sus asentamientos.

El rápido ascenso eustático, registrado en el estuario del río Guadiana (Delgado et al., 2012) y evaluado en 7 mm/año para el perio-do entre 14 y 7 mil años B.P., favoreció una costa irregular y recortada (Rodríguez-Vidal, 1987a), con estuarios amplios (Guadalqui-vir) y profundos (Guadiana) en función de la importancia de los ríos y la morfología de sus valles inundados (Figura 1). A pesar de la natu-raleza areniscosa y lábil de la mayoría de los afloramientos geológicos costeros, las prime-ras evidencias de barreras litorales emergidas no comienzan hasta hace unos 5000 años en Doñana (Rodríguez-Vidal et al., 2014a) y 4000 en la bahía de Cádiz (Dabrio et al., 2000), consecuencia de la somerización sedimenta-ria del fondo de los estuarios y del retroceso erosivo de los promontorios acantilados. Así

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pues, el progresivo cambio de paisaje desde amplios estuarios claramente marinos domi-nados por el oleaje, pasando por estuarios mixtos fluvio-marinos con amplias lagunas litorales (p.e. Lacus Ligustinus de los roma-nos) y llanuras mareales, hasta su historia reciente de extensa llanura fluvial con maris-mas salobres, ha supuesto una permanente

adaptación de los asentamientos costeros a los cambios dinámicos de la paleogeografía (Alonso et al., 2014; Rodríguez-Vidal et al., 2014b), así como de los usos en la explotación de los recursos naturales.

Estos cambios en la regularización del paisa-je costero se produjeron a lo largo de varios

Máximo�Flandriense(6500�a.�BP)

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Figura 1. Reconstrucción morfológica de la línea de costa entre los ríos Guadiana y Guadalquivir: A) fase final del último ascenso marino del Presente Interglaciar, hace unos 6500 años; B) situación actual. Leyenda: 1. sustrato

geológico, 2. acantilados postflandrienses, 3. marismas holocenas, 4. barreras litorales holocenas, 5. poblaciones (A. Ayamonte, H. Huelva, SLB. Sanlúcar de Barrameda).

Figure 1. Morphological reconstruction of the shoreline between the Guadiana and Guadalquivir rivers: A) Present Interglacial highstand, about 6500 years ago; B) Current configuration. Legend: 1. geological substrate, 2. post-Flandrian cliff, 3. Holocene marshland, 4. Holocene coastal barrier, 5. town (A. Ayamonte, H. Huelva, SLB.

Sanlúcar de Barrameda).

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cientos y miles de años, por lo que no afec-taron a la vida de las personas o, incluso, a las de varias generaciones. Sólo los eventos de carácter catastrófico excepcional, como tsunamis, o las inundaciones extraordina-rias fluviales (Benito et al., 2015) y marinas (Rodríguez-Ramírez et al., 2003), de carácter periódico, pudieron afectar a los asentamien-tos costeros y a sus pobladores, infligiendo grandes pérdidas económicas y humanas y llegando, incluso, a suponer el abandono de las poblaciones; tal como se ha puesto de manifiesto en otras alejadas regiones coste-ras (Goff y McFadgen 2003). Estos cambios traumáticos sólo pueden detectarse si com-binamos de forma adecuada y simultánea las investigaciones geológicas y arqueológicas, observando el paisaje y su evolución de mane-ra regional y abandonando los estudios exce-sivamente localistas y muy especializados.

Este número monográfico de la revista Cua-ternario y Geomorfología pretende ser una primera piedra en este camino interdiscipli-nar, donde los registros geoarqueológicos del suroeste peninsular deben ser observados desde una nueva perspectiva más amplia en su concepción y donde se planteen las pri-meras cuestiones históricas integradas en la evolución de un paisaje dinámico y cambiante a distintas escalas de espacio y tiempo.

2. Planteamientos metodológicos

Explorar nuevos caminos, así como iniciar nuevas disciplinas, necesita del uso de méto-dos tradicionales y de la experimentación con otros novedosos, que ayuden a progresar en el conocimiento científico de la materia en cuestión.

2.1. Métodos de datación

La correcta cronología de los eventos natu-rales y humanos es una necesidad funda-mental en la adecuada interpretación de la historia durante el Holoceno, sobre todo en este periodo medio-final que nos ocupa de los últimos 7000 años.

En tiempos históricos, las evidencias y res-tos arqueológicos, como la tipología cerámi-ca, pueden constituirse en sí mismas como un criterio cronológico o “fósil-guía”. El uso frecuente del fuego por los humanos aporta también una evidencia fechable en los nive-les de excavaciones arqueológicas, que suele datarse por medio del análisis radiocarbónico (AMS), con rangos de error bastante bajos y con resultados muy útiles en la interpretación histórica de asentamientos de larga duración (Nocete et al., 2011).

En antiguos ambientes costeros la abundan-cia de restos faunísticos marinos en los regis-tros geológicos y arqueológicos también es un instrumento fundamental en la interpreta-ción cronológica de eventos o de secuencias de procesos naturales y humanos. Los restos de conchas marinas son muy abundantes en dichos registros y son frecuentemente utiliza-dos como criterios paleoambientales y como útiles cronológicos, mediante su análisis radiocarbónico.

El problema que se plantea con la fauna marina, para el Holoceno reciente, es la calibración de sus edades a las fechas del calendario (Rodríguez-Vidal et al., 2010). El reservorio de radiocarbono oceánico es defi-citario en comparación con el atmosférico y, como consecuencia, existe un desfase de 14C entre muestras equivalentes con carbono de procedencia marina y continental (Soares, 2015). Las edades radiocarbónicas de mues-tras contemporáneas, procedentes de ambos medios, conservan un registro de los reser-vorios pasados y de su evolución temporal. La cuantificación del efecto reservorio radio-carbónico marino (ΔR) es muy importante en la correcta calibración de las edades de 14C procedentes de muestras marinas. Para esta zona del golfo de Cádiz, las investigaciones de la última década han proporcionado valores de ΔR variables con el tiempo y con las dife-rentes zonas litorales, desde el cabo de San Vicente hasta el estrecho de Gibraltar (Soares y Martins, 2010; Martins y Soares, 2013). El trabajo que presenta Soares (2015) en este número de la revista, actualiza los valores de

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ΔR en la costa atlántica ibérica meridional durante los últimos 3000 años; así, en la cos-ta de Barlovento (Portugal) el valor medio es de 69±17 años 14C, 26±14 años 14C en la costa de Sotavento (Portugal) y –108±31 años 14C en la costa de Andalucía occidental. También este trabajo reconoce un pico máximo en los valores del registro de ΔR de la costa de Sota-vento, fechado en el 866±50 BP, que podría relacionarse con el evento frío (≈800 años BP) de época Medieval.

Tal vez, en los próximos años, nos veamos obligados a utilizar de forma habitual varios métodos analíticos de manera complemen-taria, en unos casos para fechar distintos tipos de sedimentos y, en otros, para corro-borar y contrastar resultados aparentemente erróneos o que generan poca confianza. Un buen ejemplo de esto último es el estudio de las tsunamitas del terremoto de 1755 d.C. en la costa del Algarve (Cunha et al., 2010) donde, gracias a los análisis de luminiscencia se pudo confirmar la edad de este depósito, en contraste con las edades proporcionadas por el radiocarbono, bastante más antiguas. Más recientemente, ha ocurrido algo pareci-do con el descubrimiento de un posible tsu-nami de hace unos 4000 años en la costa de Cádiz (Koster y Reicherter, 2014), gracias al estudio multidisciplinar de los afloramientos litorales.

2.2. Nuevas escalas de intensidades de terre-motos y tsunamis

Una de las líneas geológicas que se han abier-to recientemente y que presentan un futuro más prometedor es la Arqueosismología y Paleosismología. En la mayor parte de los sismos ocurridos con anterioridad al siglo X d.C. la información documental histórica que se posee es muy escasa o inexistente, ado-leciendo, en muchos casos, de falta de rigor histórico. Bajo estas circunstancias, los efec-tos producidos por las ondas sísmicas en las antiguas construcciones monumentales y los marcadores geológicos impresos en la super-ficie del terreno y en las formaciones super-

ficiales, permiten disponer de una variada y rica información sobre la intensidad y magni-tud del fenómeno.

El trabajo que Silva et al. (2015) presentan en este número muestra cómo el actual estado de conocimiento paleo-arqueosismológico de algunos terremotos pasados sobrepasa con creces la información documental histórica, permitiendo la multiplicación de los puntos de información macrosísmica mediante el uso de la escala ESI-07 (Environmental Seis-mic Intensity Scale; Guerrieri y Vittori, 2007). Consecuentemente el análisis geológico de los terremotos antiguos mejora su conoci-miento y análisis paramétrico, permitiendo futuros avances en la evaluación de la peli-grosidad sísmica de las zonas afectadas. Este trabajo recoge tres ejemplos de terremotos antiguos (218-209 a.C., 60-40 d.C. y 1048 d.C.) ocurridos en zonas litorales del sur y suroeste de la Península Ibérica con la inten-ción de ilustrar el uso de datos geológicos y arqueológicos en la caracterización macrosís-mica de los mismos. De forma paralela, Lario et al. (2014) han actualizado y mejorado el registro de efectos ambientales de los tsuna-mis y paleotsunamis (Tsunami Environmental Effects-TEE), con una escala que incorpora datos cuantitativos sobre su registro erosivo y sedimentario.

2.3. Resiliencia costera a grandes eventos

En la costa atlántica ibérica del golfo de Cádiz afloran depósitos neógenos de la cuenca del Guadalquivir y de otras pequeñas cuencas marginales, tanto hacia el estrecho de Gibral-tar como hacia el cabo de San Vicente. Las elevadas tasas de erosión costera en dichos materiales han facilitado una rápida regula-rización de la línea de costa a lo largo de los últimos 6000 años del presente alto eustático y, simultáneamente, el relleno progresivo de estuarios, bahías y ensenadas (Figura 1). El registro de eventos de olas extremas (Extre-me Wave Event – EWE) ha quedado inter-estratificado en este relleno sedimentario sumergido (Dabrio et al., 2000) o en morfo-

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logías de superficie, como cantiles, cordones estuarinos o dunas transgresivas (Rodríguez-Vidal et al., 2011) (Figuras 2 y 3).

La elasticidad de este medio costero para adaptarse a los eventos marinos extremos, y recuperar sus pautas dinámicas y mor-fológicas habituales, es lo que se conoce como resiliencia costera (Long et al., 2006). A pesar del amplio conocimiento que se posee de la evolución holocena de algu-nos estuarios atlánticos y de la distribución

geográfica y arqueológica de sus principales asentamientos humanos, aun carecemos de datos precisos sobre las repercusiones diná-micas de estos EWEs en el paisaje y en la historia del poblamiento. Es decir, nos sigue faltando información sobre la resiliencia costera a estos eventos y sus repercusiones socioeconómicas. Confiemos que trabajos futuros se preocupen de esta interesante temática, de gran importancia para la plani-ficación presente y futura de la franja litoral atlántica.

Figura 2. Ejemplos de indicadores sedimentarios de tsunamis en la costa del golfo de Cádiz. A) abanicos de desbordamiento relictos en la bahía de Cádiz; B) campo de bloques marinos imbricados en la costa del cabo de Trafalgar (Cádiz); C) terraza de cantos marinos y acantilado fósil en la desembocadura de Boca do Rio (Algarve

occidental); D) bloque redondeado con perforaciones de organismos marinos (Boca do Rio).Figure 2. Examples of tsunami sedimentary markers on the coast of the Gulf of Cádiz. A) relict washover fans in the Bay of Cádiz; B) imbricated marine boulder field in the coast of Cape of Trafalgar (Cadiz); C) marine terrace and cliff at the

mouth of Boca do Rio (Western Algarve); D) marine boulder with lithophagid borings (Boca do Rio).

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3. Registro geológico de eventos costeros de alta energía

Siempre ha existido un interés, entre los investigadores en ciencias de la Tierra, por los eventos extraordinarios y su registro sedimentario, aunque sus publicaciones nunca han resaltado como noticias de inte-rés social. El evento geológico de mayor difu-sión y repercusión mediática global tal vez haya sido la “extinción de los dinosaurios”, motivada por la caída de un bólido kilométri-co en las aguas del primitivo Caribe, al final del Cretácico. La inundación marina de las regiones continentales, cercanas al impacto, debió ser la mayor que nunca haya existi-do, pero poco se ha escrito sobre este fenó-meno. Sólo la vivencia reciente de grandes inundaciones tsunamigénicas y sus efectos, como las ocurridas en las costas del océa-

no Índico (2004 Indian Ocean tsunami) y de Japón (2011 Tohoku-oki tsunami) han dis-parado el interés mundial por este fenóme-no catastrófico y, consecuentemente, han hecho crecer exponencialmente las publica-ciones científicas.

Pero ¿qué repercusiones tuvieron estos gran-des eventos marinos en los asentamientos humanos históricos y prehistóricos? ¿Cómo influyeron en la mentalidad de cada época y en su consiguiente continuidad y desarro-llo económico? En las costas atlánticas del golfo de Cádiz, el terremoto de Lisboa de 1 de noviembre de 1755, con su consiguiente tsunami, está ampliamente documentado en la mayor parte de sus aspectos científicos y sociales, aunque aún carecemos de datos precisos sobre localización, mecanismo focal y magnitud (Mw≈8,5).

Figura 3. Ejemplos de indicadores morfosedimentarios de tormentas en la costa del golfo de Cádiz. A) acantilado reciente en arenas pliocenas (Faro, Algarve); B) acantilado activo en margas mesozoicas (Algarve occidental); C) acantilado activo en dunas litorales (Huelva); D) secuencia de tempestitas del Holoceno reciente (Huelva).

Figure 3. Examples of storm morpho-sedimentary markers on the coast of the Gulf of Cádiz. A) recent cliff in Pliocene sands (Faro, Algarve); B) active cliff in Mesozoic marl (Western Algarve); C) active cliff in present foredune (Huelva);

D) Late Holocene tempestite sequence (Huelva).

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Si existen, por tanto, en esta región atlánti-ca, mecanismos geodinámicos capaces de generar grandes terremotos tsunamigénicos, a los que podrían acompañar deslizamientos submarinos (Gràcia et al., 2010) ¿qué período de recurrencia tendrían y con qué magnitud se producirían? ¿Existen en el registro geo-lógico evidencias de estos grandes eventos pasados?

A lo largo de las costas europeas, son nume-rosos los ejemplos de EWEs durante el Holo-ceno. Tal vez el más antiguo registrado sea el deslizamiento submarino de hace unos 7300 años en las costas del Mar de Noruega (Store-gga tsunami slide, Bondevick et al., 1997) que provocó grandes inundaciones en los peque-ños asentamientos costeros del Mar del Norte (Bondevick, 2003), con máxima altura supuesta de olas de 10-15 m, y registros sedi-mentarios hasta en las costas escocesas (Long et al., 1989).

En la ribera mediterránea, los grandes asen-tamientos costeros han sido más frecuentes y antiguos que en la atlántica, pero el registro de grandes inundaciones marinas sólo se cir-cunscribe a la cuenca Levantina (Marriner y Morhange, 2007; Anthony et al., 2014), por lo que las costas españolas carecen de registros significativos. Los dos eventos más importan-tes y catastróficos en la historia del pobla-miento costero mediterráneo son la explo-sión del volcán Santorini (Mar Egeo), que afectó a las costas de la civilización Minóica tardía (≈1600 a.C. cal. 14C, Bruins et al., 2008), y el gran terremoto submarino del 365 d.C. en la costa suroccidental de Creta (Shaw et al., 2008), que destruyó la mayoría de las ciu-dades costeras del Levante mediterráneo e inundó todas las tierras del Bajo Nilo, incluso la ciudad de Alejandría. El estudio geoarqueo-lógico de estos detallados registros, en los emplazamientos de dichas ciudades costeras, ha dado lugar a la definida como “arqueología de tsunamis”, bien estudiada en estas riberas mediterráneas.

La costa atlántica del golfo de Cádiz carece, por ahora, de estos yacimientos arqueo-

lógicos de tsunamis, ya que la recurrencia de dichos eventos es temporalmente muy amplia; tal vez entre 1200 y 1500 años (Lario et al., 2011) o entre 700 y 1000 años (Ruiz et al., 2013), según los tipos de análisis rea-lizados. Es posible que los registros de estos eventos no sean exclusivamente sísmicos y que, en caso de serlos, se deban a fuentes localizadas en lugares diferentes. Todo esto evidencia la falta de trabajos concretos de arqueología sísmica en yacimientos singula-res de larga ocupación (Silva et al., 2015) o de estudios arqueosísmicos en regiones clave, como la bahía de Cádiz (Alonso et al., 2015) y el estuario del Guadalquivir (Rodríguez-Ramí-rez et al., 2015).

4. Registro arqueológico de eventos costeros e implicaciones humanas

Con anterioridad al terremoto-tsunami de Lisboa, en 1755, han existido otros EWEs que han quedado registrados en los sedimentos estuarinos y en el paisaje costero del golfo de Cádiz. Sin embargo, los grandes asenta-mientos humanos históricos o prehistóricos, o sus áreas industriales anejas, no reflejan en los registros de excavaciones fenómenos de inundación marina extraordinaria. Es evi-dente que las excavaciones arqueológicas son actividades muy anteriores a los estudios geo-lógicos de tsunamitas o de Arqueosismicidad y no existe, por tanto, una adecuada interco-nexión entre disciplinas. Sólo algunos lugares excepcionales, como las ciudades romanas de Baelo Claudia (Silva et al., 2015) y Carteia (Arteaga et al., 2015), comienzan a mostrar este tipo de estudios geoarqueológicos, con una coincidencia temporal (60-40 d.C.) en la actividad sísmico-tsunamigénica del estrecho de Gibraltar.

El registro morfosedimentario de los EWEs en las costas del golfo de Cádiz es la disciplina que, hasta ahora, más datos ha aportado a los estudios de inundaciones marinas catastrófi-cas. Diferenciar los registros típicos de tsuna-mis y grandes episodios de tormentas es aun difícil en este tipo de ambientes costeros, ya

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que los sedimentos removilizados pueden ser semejantes en ambos casos (Lario et al., 2010). Los eventos tsunamigénicos mayores dejaron, sin embargo, una impronta regional-mente más generalizada que las tormentas (Figuras 2 y 3), llegando a afectar a costas muy alejadas, depositaron su rastro sedimentario varios cientos de metros hacia el interior con-tinental, preferentemente a lo largo de cur-sos fluviales, y se distribuyeron en todo tipo de ambientes costeros. Para entender mejor estos cambios bruscos en el paleopaisaje es necesario reconstruirlos cartográficamente; es decir, hay que hacer una geomorfología histórica, con detalladas reconstrucciones de fases erosivo-sedimentarias y su precisa situación cronológica.

Aunque los registros sedimentarios emer-gidos y sumergidos son geográficamente abundantes, y cada vez mejor estudiados, el origen, importancia e implicaciones de cada uno de ellos aún está por definir. El EWE tsu-namigénico más antiguo, hasta ahora regis-trado, es un evento ocurrido hace unos 4000 años, con marcadores en la costa gaditana de Barbate (Koster y Reicherter, 2014) y la zona de Doñana (Rodríguez-Ramírez et al., 2015). En esos momentos, la geografía costera era muy recortada, los estuarios eran de clara influencia marina, y sólo existían pequeñas flechas litorales en las bocanas y algunas lla-nuras mareales en zonas internas y protegi-das (Rodríguez-Vidal et al., 2014a). Los asen-tamientos humanos litorales eran escasos y poco significativos (Borja et al., 1999), dedi-cándose a labores de pesca y a la extracción de sal (Escacena et al., 1996). A falta de deno-minación concreta, y como este gran evento afectó al poblamiento humano costero de principios de la Edad del Bronce, se podría definir regionalmente como “Evento Atlánti-co del Bronce Inicial” (Early Bronce Atlantic Event). Sus efectos debieron influir en econo-mías florecientes de la época, como el asen-tamiento de Valencina, emporio metalúrgico del Bajo Guadalquivir en el Tercer Milenio a.C. (Nocete et al., 2008) y en la destrucción de pequeños poblados situados en las bocanas de los antiguos estuarios.

Otro evento marino de gran energía fue el ini-cialmente sugerido en el estuario de Huelva (Rodríguez-Vidal, 1987b), entre hace 2500 y 2000 años. Posteriormente, varias publicacio-nes han evidenciado este evento en distintos lugares de la costa atlántica (Luque et al., 2001, 2002; Silva et al., 2015, entre otros), hasta que finalmente ha sido asimilado a un tsunami que se produjo a finales del siglo III a.C., posiblemente entre el 218 y 209 a.C. (Rodriguez-Vidal et al., 2011), coincidiendo con la Segunda Guerra Púnica. Silva et al. (2015) proponen denominarlo como “Lacus Ligustinus Earthquake”, utilizando para ello el nombre del antiguo lugar geográfico donde se han recogido la mayor parte de sus eviden-cias geológicas (Rodríguez-Vidal et al., 2011).

Las implicaciones sísmicas y los riesgos sobre las poblaciones costeras también han sido tratados por estos mismos autores. De todas formas, este evento Púnico se presentó en un momento clave de la historia, con ciu-dades y centros industriales fenicio-púnicos bien asentados en la costa y con una nueva fuerza bélica que le disputa, y finalmente le arrebata, la supremacía militar en la región. Los daños en todos estos asentamientos cos-teros debieron ser muy considerables (Gómez et al., 2015) y, tal vez, decisivos en el ocaso de los antiguos pobladores y en el devenir de la nueva colonización romana. Siempre se ha dicho que “la historia la escriben los vencedo-res”; en este caso los vencedores, tal vez de manera interesada, omitieron escribir sobre su afortunada alianza con las “fuerzas divi-nas” de la naturaleza. Confiemos que futu-ras excavaciones geoarqueológicas ayuden a dilucidar estas cuestiones históricas tan fundamentales.

Estos dos grandes eventos han servido de precedentes al terremoto histórico de Lis-boa de 1755, bien estudiado por multitud de investigadores portugueses y españoles y que marcó un antes y un después en el conoci-miento científico de las Ciencias de la Tierra; sobre todo porque afectó a las poblaciones e infraestructuras de dos de las potencias más importantes de la época. Como bien

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conocemos, la población con mayores pérdi-das económicas y humanas fue Lisboa, a la que habría que añadir la importante ciudad portuaria de Cádiz, pero muchas otras pobla-ciones y asentamientos costeros fueron tam-bién seriamente dañados o destruidos. Dos ejemplos singulares españoles son el de Isla Cristina (Huelva) y Conilete (Cádiz): el prime-ro de ellos fue destruido por la inundación y tuvo que reconstruirse en una zona cercana más protegida (Ruiz et al., 2013) y el segundo fue arrasado y abandonado definitivamente (Luque, 2008).

Si suponemos que estos tres eventos fue-ron sismogenéticos, de magnitud parecida (Mw≈8,5) y generados por el mismo mecanis-mo sismotectónico, podríamos suponer que la recurrencia de estos grandes eventos es de unos 2000 años en el golfo de Cádiz, tal como ya supusieron hace algunos años Luque et al. (2001). Evidentemente, desconocemos todos estos parámetros e, incluso, es muy posible que las zonas sísmicas sean diferentes y que algunos tsunamis hayan sido debidos a desli-zamientos submarinos o amplificados por la acción conjunta de ambos fenómenos.

La costa del estrecho de Gibraltar es otra zona geográfica que, además de sufrir las inunda-ciones ya descritas de los tsunamis de géne-sis atlántica, se vio sometida a otros eventos tsunamigénicos de origen local. Los asenta-mientos romanos de Baelo Claudia, al oeste de Tarifa, y Carteia, en la bahía de Algeciras, son dos ejemplos estudiados por Silva et al. (2015) y Bernal et al. (2015), y Arteaga et al. (2015), respectivamente. Los registros geoar-queológicos nos muestran una historia de eventos sísmicos y, posiblemente, tsunamigé-nicos que influyeron en la historia, economía y perduración de estas ciudades; al mismo tiempo, las excavaciones geoarqueológicas futuras, en estas ciudades industriales, deben de ser herramientas fundamentales en la interpretación del registro de eventos mari-nos en las costas del estrecho de Gibraltar.

A partir del siglo I d.C. esta costa atlántica ya había alcanzado un grado considerable de

regularización y las bocanas de los estuarios estaban sólidamente protegidas por barreras arenosas de elevada consistencia y estabili-dad. De todas maneras, estas barreras siguen registrando eventos marinos importantes, aunque de menor magnitud que los anterior-mente reseñados. Un ejemplo de estos even-tos se pone en evidencia en la bahía de Cádiz, donde Alonso et al. (2015) comprueban sen-sibles cambios morfológicos en la flecha de Valdelagrana durante una época que podría ser coincidente con el tsunami del 881 d.C. Otro ejemplo, de mayor trascendencia histó-rica, es el EWE que debió ocurrir a mediados del siglo III d.C., tal vez causante de la crisis y casi desaparición de la industria de pesquería romana (Campos et al., 2015; Bernal et al., 2015) que, posteriormente, volvió a resurgir con gran vitalidad.

Las tormentas extraordinarias, o los ciclos de ellas, aunque todavía poco estudiadas, también se incluirían dentro de las olas de energía extrema (EWE) que inundarían las costas bajas atlánticas. Estos eventos serían más previsibles para los pobladores costeros y de menor peligrosidad para las poblacio-nes principales, aunque, indudablemente, puertos de escasa entidad e industrias vincu-ladas a la pesca podrían haber sido destrui-das por estas tormentas extremas. Las evi-dencias morfosedimentarias de estos ciclos de tormentas (Figura 3) son las formaciones de nuevas playas y “uñas” progradantes en las flechas litorales, como las del Rompido y Doñana (Rodríguez-Ramírez et al., 2003); las barreras estuarinas agradantes, como las de Isla Saltés en Huelva (Rodríguez-Vidal et al., 2014b); o las islas barrera y flechas barrera con abanicos de desbordamiento, como las de Isla Formosa en el Algarve (Gar-cia et al., 2010) y Valdelagrana en la bahía de Cádiz (Benavente et al., 2006), respectivamente.

5. Perspectivas futuras

El registro geoarqueológico es la herramienta básica de la que disponemos para interpre-

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tar el pasado cercano, aunque nuestro cono-cimiento se ajusta más a la realidad cuando somos capaces de reconstruir la evolución costera en una dimensión espacio-temporal. La actual situación de la línea de costa, en un alto nivel eustático Postglaciar, dirige y regis-tra los cambios morfológicos a medio y largo plazo, pero también es capaz de registrar las modificaciones de corto periodo, debidas a eventos de energía extrema.

Mucho nos queda por recorrer para inter-pretar adecuadamente estos registros pero, como ya se ha dicho antes, necesitamos de equipos interdisciplinares que contribuyan con su experiencia a una mejor comprensión de las evidencias que la naturaleza nos ofrece.

Desde el punto de vista de la física de los terremotos, a pesar de los grandes esfuerzos realizados hasta ahora, aún no se ha conse-guido precisar la localización ni el meca-nismo sismotectónico responsable de los terremotos submarinos de mayor magnitud. De igual manera, un evento tan importante y cercano como el de Lisboa de 1755 aún carece de precisión en algunos de sus pará-metros fundamentales, como son la altura y penetración de las olas del tsunami en el continente y su variación a lo largo de todo el litoral atlántico.

Los estudios de los registros sedimentarios de estos eventos extraordinarios (Figura 2) proporcionan, por ahora, el mayor volumen de información, tanto en las costas portu-guesas como españolas. Tal vez se echan en falta trabajos similares en las costas atlánticas marroquíes (Kaabouben et al., 2009; Medina et al., 2011), donde la orientación oeste de sus playas, abiertas a la llegada directa de las olas de poniente, y la abundancia de lagoones y marismas han debido almacenar un registro detallado de estos importantes eventos. Es en estos lugares donde se debería fomentar los estudios multiproxi de tsunamitas, ya que deben haber registrado la mayor parte de los eventos marinos extraordinarios, herramien-tas útiles en la reconstrucción de su recurren-cia temporal.

Estos estudios sedimentarios deben de com-plementarse con cartografías temporales y reconstrucciones del relieve y paisaje de cada episodio singular, tratando de eviden-ciar los cambios que estos eventos producen y cómo influyen y dirigen las pautas evoluti-vas del litoral (Silva et al., 2015). Cartografías de este tipo son fundamentales en la defi-nición y comprensión del paisaje histórico humano y en la modelización adecuada de la inundación tsunamigénica de las paleocos-tas (Abril et al., 2013; Periañez y Abril, 2014). Estas modelizaciones son muy importantes para las interpretaciones de la Geomorfolo-gía y la Arqueología regional, pero deben, a su vez, ser el fiel reflejo de la información que ambas disciplinas le aportan y no un diseño individualizado y desconectado de la realidad paleogeográfica.

Los estudios arqueológicos regionales deben, igualmente, redirigir sus objetivos y conside-rar la posibilidad de que estos grandes even-tos marinos hayan podido quedar registrados en los asentamientos humanos excavados. No sólo en importantes ciudades costeras, como Doña Blanca, Baelo Claudia o Carteia, sino en áreas de elevada industrialización histórica, como los estuarios del Tinto-Odiel, Guadalquivir y Guadalete-bahía de Cádiz. Las futuras excavaciones deberían tener en cuenta esta nueva perspectiva, aunque las antiguas también deberían ser nuevamente reconsideradas.

El conocimiento científico de estos eventos marinos extremos es, por sí mismo, muy importante, y la reciente proliferación de artículos científicos así lo indica; sobre todo, después de los últimos grandes tsunamis del siglo XXI. Pero este registro es mayormen-te necesario para el manejo y gestión de los espacios litorales atlánticos, tanto en el presente como en el futuro cercano. Resi-liencia y vulnerabilidad son nuevos términos que deben tenerse en consideración, sobre todo en un espacio geográfico tan dinámi-camente activo y sujeto a continuas presio-nes humanas como es la costa del golfo de Cádiz.

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Agradecimientos

Los editores invitados de este número espe-cial de la revista queremos agradecer a las Juntas Directivas de AEQUA y SEG, así como a los editores principales de Cuaternario y Geomorfología, las facilidades que nos han ofrecido para sacar a la luz este volumen. Agradecemos a CEIMAR-Huelva la finan-ciación de la edición completa y su clara apuesta por el fomento de la investigación marina en el sur de la península Ibérica. Este trabajo es una contribución a los proyectos MICINN-FEDER CGL2010-15810, HAR2012-36008 y CEI-Patrimonio 2014 (Marismas del Odiel-PatrimoniUN10).

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2695-066 Bobadela LRS, Portugal. [email protected]

Abstract

The ocean reservoir is deficient in radiocarbon compared with the atmosphere and, consequently, an offset in 14C age exists between coeval samples containing marine carbon versus those containing terrestrial carbon. A record of past reservoir ages is preserved in the 14C ages of contemporary marine and terrestrial material. The quantification of the marine radiocarbon reservoir effect (ΔR) is of crucial importance to the correct calibration of the 14C ages of marine samples. For the southern Atlantic Iberian coast, during the last 3000 yr, ΔR takes the following values +69±17 14C yr (Barlavento coast), -26±14 14C yr (Sotavento coast), and -108±31 14C yr (Andalusian coast), which are in accordance with the oceanographic conditions present in each area. Results also suggest that during the 5th millennium cal BP very different oceanographic conditions (high positive ΔR values) prevail in the Barlavento and in the Atlantic Andalusian coastal areas and, consequently, in all the northern Gulf of Cadiz region, perhaps due to the extension of the Azores Front eastward along the Azores Current penetrating into the Gulf of Cadiz.

Keywords: Radiocarbon dating, reservoir effect, Holocene, Gulf of Cadiz.

Resumen

El reservorio de radiocarbono oceánico es deficitario en comparación con el atmosférico y, como consecuen-cia, existe un desfase de 14C entre muestras equivalentes con carbono de procedencia marina y continental. Las edades radiocarbónicas de muestras contemporáneas, procedentes de ambos medios, conservan un registro de los reservorios pasados y de su evolución temporal. La cuantificación del efecto reservorio radio-

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carbónico marino (ΔR) es muy importante en la correcta calibración de las edades de 14C procedentes de muestras marinas. Durante los últimos 3.000 años, los valores de ΔR en la costa atlántica ibérica meridional han seguido las fluctuaciones de las condiciones oceanográficas de cada sector, así, en la costa de Barloven-to (Portugal) el valor medio es de +69±17 años 14C, -26±14 años 14C en la costa de Sotavento (Portugal) y –108±31 años 14C en la costa de Andalucía occidental (España). Los resultados también sugieren que durante el V milenio cal BP existieron unas condiciones oceanográficas muy diferentes (valores muy altos de ΔR) en las costas de Barlovento y Andalucía, y por lo tanto en todo el sector ibérico del golfo de Cádiz, debido quizás a la penetración hacia el este del Frente de las Azores, siguiendo la entrada de la corriente de las Azores en el golfo de Cádiz.

Palabras clave: Datación radiocarbono, efecto reservorio, Holoceno, Golfo de Cádiz.

1. Introduction

Radiocarbon (14C) dates on marine samples (usually marine shells) have not been used as extensively as charcoal or bone dates for the setting up of absolute chronologies because interpreting these dates is complicated by the spatial and temporal variability of the ocea-nographic conditions which is reflected in the so-called marine radiocarbon reservoir effect. Nevertheless marine shellfish were used widely by human populations at least during the Holocene and their shells are abundant and usually well preserved in archaeological deposits located near shorelines. Their radio-carbon content reflects the content of this element in the marine environment where the shells were formed. Consequently this 14C content value not only allows to infer chan-ges occurring over time in the environment where the shells grew or in related geophy-sical reservoirs, but also by their dating to determine the chronology of the sedimentary sequence from where they have been collec-ted. For this reason, prior research concer-ning the oceanographic conditions and the marine radiocarbon reservoir effect (ΔR) of a particular coastal area is needed in order to set up reliable chronologies for that region. The quantification of ΔR is of crucial impor-tance to the correct calibration of the 14C ages of marine samples and thereafter to build up reliable and accurate chronologies.

In the present study, the results concerning the determination of the marine radiocarbon

reservoir effect for the coastal waters of the Gulf of Cadiz are presented and discussed. From now on archaeologists and geologists working in this region will have the possibility to set up more accurate and reliable radio-carbon chronologies for Holocene events, for prehistoric sites and cultural phases that took place at the territories bordering the Gulf of Cadiz just to the north. Besides the impor-tance of these issues, the quantification of the marine radiocarbon reservoir effect also allows a better knowledge of the palaeo-ceanography and palaeoclimatology of the Southern Atlantic Iberia.

2. The marine radiocarbon reservoir effect (ΔR)

As is well known, the ocean reservoir is deficient in radiocarbon compared with the atmosphere. The residence time of carbon in the deep ocean is about 1000 yr (Sigman and Boyle, 2000). Thus a fraction of the 14C atoms have time to decay (the 14C half-life is 5730 yr) while the deep water is out of contact with the atmosphere. The deep ocean is therefo-re depleted in 14C relative to the atmosphe-re, and consequently the surface seawater (mixed layer) also has a 14C specific activity lower than that of the atmosphere but grea-ter than that of the deep ocean. Therefore a 14C reservoir age exists for the ocean, i.e. an offset in 14C age exists between coeval sam-ples containing marine carbon versus those containing terrestrial carbon. Following Stui-

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ver et al. (1986) the marine radiocarbon reser-voir age, R(t), can be defined as the difference between conventional 14C dates from a pair of coeval samples that lived in different carbon reservoirs (marine and terrestrial biosphere). R(t) is time-dependent due to variations of 14C content in the atmosphere and differen-ces between transfer rates of 14C between the atmosphere and the ocean reservoir through time. Reservoir age is also variable from region to region of the ocean (Stuiver et al., 1986; Stuiver and Braziunas, 1993; Reimer et al., 2002; Reimer and Reimer, 2006) since the oceanographic conditions present in each region are different due to variations in reser-voir parameters such as water mass mixture, wind regime, bathymetry, and upwelling of deep water.

Considering these issues Stuiver et al. (1986) modelled the response of the world ocean to atmospheric 14C variations. From this mode-lling two calibration curves for marine sam-ples have been derived: one related to the deep ocean and the other to the sea surface water (mixed layer). Besides, in order to take into account the difference in 14C content bet-ween the surface water of a specific region and the average surface water, a parameter, denoted as ΔR (regional marine 14C reservoir effect), is defined as the difference between the reservoir age of the mixed layer of the regional ocean and the reservoir age of the mixed layer of the average world ocean in AD 1950 (Stuiver et al., 1986). ΔR values are often determined for a particular geogra-phical region by 14C dating of pairs of sam-ples of the same age but of different origin (terrestrial and marine) and converting the terrestrial biosphere sample 14C age into a marine model age; this marine model age is then deducted from the 14C age of the asso-ciated marine sample to yield ΔR (Stuiver and Braziunas, 1993). Although reservoir ages are time-dependent, ΔR is not unless some chan-ge of oceanographic conditions restricted to the considered regional ocean has occurred. This happens, for instance, in regions affected by the upwelling of deep water. Since rates of regional upwelling can vary in the course of

time, and the intensity of the 14C depletion in the mixed layer depends upon the strength of wind-driven coastal upwelling, it is likely that values of ΔR can also vary in the course of time (Kennett et al., 1997; Ingram, 1998; Ascough et al., 2005; Soares, 2005; Soares and Dias, 2006, 2007). Positive high ΔR values can be correlated with a strong upwelling, while low or negative ΔR values correspond with a weak, or even non-existent, upwe-lling. As a measure of the regional enhan-cement or depletion of 14C, ΔR can also be used as an upwelling proxy, which provides the most direct signal of upwelling activity (Diffenbaugh et al., 2003).

It must be noted that R(t) and ΔR, although connected with the marine radiocarbon reser-voir effect, are different entities and users of radiocarbon dates of marine samples should not confuse these entities that have diffe-rent definitions and meanings (Soares, 2010; Rodríguez-Vidal et al., 2010). R(t) is always positive, taking into consideration its defini-tion mentioned above, while ΔR can be either positive or negative (Stuiver and Braziunas, 1993; Stuiver et al., 2009). ΔR is the para-meter that has to be known when a marine radiocarbon date is calibrated, i.e. converted in calendar years. Marine13 is the last calibra-tion curve published (Reimer et al., 2013) for the mixed layer, the most widely used and its use internationally recommended.

Along the western coasts of Europe, active wind-driven coastal upwelling is, at present, practically restricted to the Atlantic coast of the Iberian Peninsula, particularly from Cape Finisterra to Cape São Vicente. A research concerning the reservoir effect in the coastal waters off the western Atlantic Iberian Penin-sula enabled a clarification concerning the variability of the wind-driven coastal upwe-lling off Atlantic Iberia along the Holocene (Soares, 2005; Soares and Dias, 2006, 2007). ΔR values, although usually strongly positives, e.g. 250±25 14C yr for the modern value or a value of 95±15 14C yr for the time interval between 3000 to ≈600 BP, suggest a signifi-cant fluctuation with time in the strength of

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the coastal upwelling in the western Portu-guese coast between Aveiro and Faro, and also off north-western Galicia. On the other hand, a recent study concerning the 14C con-tent determination of marine mollusc shells collected off the European Atlantic margin between 45º N and 60º N showed that ΔR takes the value of –7±50 14C yr (Tisnérat-Laborde et al., 2010) which is in accordance with the prevailing oceanographic conditions of that region influenced by the North Atlan-tic Current and where the coastal upwelling is not present. Another example could be the research carried out concerning the Canary Archipelago. Coastal Fuerteventura has a positive weighted mean ΔR value of +185±30 14C yr, while for Tenerife the weighted mean ΔR value is 0±35 14C yr (Martins et al., 2012). These values are in accordance with the hydrodynamic system present off the Canary Islands characterized by a coastal upwelling regime that affects the eastern islands (Fuer-teventura and Lanzarote) but not the other islands of the archipelago, namely Tenerife. Because of this oceanographic pattern, the extrapolation of these results can be done to the remaining islands of the archipelago, i.e. the first value must be used for the eastern islands, while for the central and western islands the acceptable ΔR value is 0±35 14C yr These examples are intended to show the importance of knowledge of the oceanogra-phic conditions and also of the ΔR (marine radiocarbon reservoir effect) value or values prevailing in a particular regional ocean in order to set up reliable and accurate chrono-logies for the events that have occurred in the land territories bordering that sea.

3. The Gulf of Cadiz

3.1. Oceanographic conditions

The Gulf of Cadiz receives and mixes out-flowing Mediterranean water and is influen-ced by Portuguese and Moroccan coastal currents, and by an extension of the Azores Current. South of the Azores Islands, the Azo-res Current coincides with the Azores Front,

which marks the north-eastern boundary of the North Atlantic subtropical gyre. The Azo-res Front corresponds to a zone of strong hydrographical transition, not only in terms of temperature but also in the structure of the water column, and is characterized by locally intense upwelling (Rogerson et al., 2004). The Azores Front does not penetrate into the Gulf of Cadiz at present, even though the Front resides in the Atlantic Ocean at the same latitude as the Gulf of Cadiz. These various influences result in a complex circulation pat-tern in the Gulf of Cadiz.

The Portuguese southern coast (Algarve) is oriented along 37º N, between 7º 20´ W and 9º W (Fig. 1). The regime of winds is strongly correlated with the latitudinal migration of the subtropical front and with the dynamics of the Azores anticyclone cells. Hence, the atmospheric circulation associated with the Azores high corresponds to westerly winds in winter and to northerly and north-wes-terly winds with considerably more strength in summer. These northerly summer winds induce Ekman transport offshore along the western Iberian coast, i.e. they are clearly upwelling favourable in that coastal region, while westerly winds can induce this pheno-menon in the southern coast.

The western part of the Portuguese southern coast, i.e. the western part of the northern coast of the Gulf of Cadiz, the so-called Bar-lavento (windward) region, located between Cape San Vicente and Cape Santa Maria (Fig. 1), is influenced by the dynamic effect of Cape San Vicente that allows upwelled water present along the western Portuguese coast to move south-eastward and eastward, creating a quasi-permanent upwelling area around the cape (Fiúza, 1982, 1983; Fiúza et al., 1982; Ferreira, 1984).

The central part of the northern coast of the Gulf of Cadiz, the so-called Sotavento (leeward) region, located between Cape Santa Maria and the mouth of the Guadiana River, can also be influenced by the upwelling phe-nomenon, although in this region it presents

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a week activity. When the prevailing winds in the Gulf of Cadiz are from the west, a minor upwelling area occurs offshore to the east of Cape Santa Maria (Vargas et al., 2003).

Finally, in the eastern part of the southern Iberian Atlantic coast (the Andalusian coast), due to its configuration describing an arc between the mouth of the Guadiana River and the Strait of Gibraltar the wind-driven coastal upwelling is non-existent, contrarily to the situation occurring off other coasts of the Atlantic Iberia, from Cape Ortegal to Cape São Vicente and even at the southern coast of Portugal as mentioned above.

Taking into account these oceanographic con-ditions occurring off the southern Atlantic Ibe-rian coast it seems that the Sotavento region will be a transition zone between a region, the Barlavento, where upwelled waters are important due to the influence of the wes-tern coastal upwelling system and an area, the western Andalusian coast of the Gulf of Cadiz, where the upwelling regime is absent. Since the ΔR is an upwelling proxy, the values of this parameter for these three regions

should be in accordance with the oceanogra-phic conditions, i.e. it is expected a positive value for Barlavento, most likely a negative value for the Andalusian coast and between these values the value for the Sotavento.

3.2. The marine 14C reservoir effect

Pairs of closely associated archaeological samples (marine shells/charred wood or bones) from each depositional context were collected from archaeological sites present in Barlavento, Sotavento and Andalusian regions (see Fig. 1). Sampling and analytical procedu-res are described in detail elsewhere (Martins and Soares, 2013; Soares, 2005; Soares and Dias, 2006, 2007). Radiocarbon ages were calculated in accordance with the definitions recommended by Stuiver and Polach (1977). ΔR values were determined by converting the terrestrial biosphere sample 14C age into a marine model age. This marine model age was subtracted from the 14C age of the asso-ciated marine shell sample to yield ΔR using a methodology based on Ascough et al. (2005, 2007, 2009) and Russell et al. (2011). The reservoir age R(t), i.e. the difference between conventional 14C dates from a pair of coeval samples that lived in different carbon reser-voirs, was also determined. ΔR and R(t) values are listed in Table 1.

Fifteen ΔR values were determined for the Barlavento coast but three (+527 ± 54 14C yr, +553 ± 86 14C yr, and +380 ± 75 14C yr) were rejected in the calculation of the ΔR weighted mean value taking into account the χ2 results (127.25; (χ2

:0.05=23.68)). With the remaining twelve values a ΔR weighted mean value of +69 ± 17 14C yr was determined for this coas-tal region.

Regarding the Sotavento region, thirteen ΔR values were obtained but one (+190 ± 51 14C yr) was rejected, being the remaining twel-ve values statically indistinguishable [17.75; (χ2

:0.05=19.68)]. A ΔR weighted mean value of –26 ± 14 14C yr was thereby obtained for the Sotavento coastal region.

Figure. 1: Location of coastal areas and archaeological sites analysed herein.

Figura. 1: Situación de los sectores costeros y lugares arqueológicos analizados.

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For the Andalusian coast two ΔR weighted mean values were obtained. Two sets of ΔR values were considered in the calculation of the weighted mean value, namely the three positive values (+200 ± 66 14C yr, +98 ± 106

14C yr, and +327 ± 233 14C yr) resulting in a ΔR weighted mean value of +180 ± 66 14C yr, and the remaining six negative values with a ΔR weighted mean value of –108 ± 3114C yr.

If the ΔR data present in Table 1 are plotted against time (Fig. 2) the variability of the ΔR can be observed and compared among the three coastal regions. The high positive ΔR values can be correlated with the presence of the upwelling phenomenon, while low or negative ΔR values correspond to a weak, or even non-existent, upwelling. The Barlavento coast has the higher values of ΔR, the Anda-lusian coast the more negative ones and the Sotavento coast, a transition zone as mentio-ned before, has values between these two as expected. The ΔR values that were determi-ned for the three regions are, consequently, in

accordance with the existent oceanographic conditions. The highly negative values obtai-ned for the Andalusian coast are consistent with a non-existent coastal upwelling, also suggesting some stratification of the water column.

However, it must be noted that before 3 ka BP positive ΔR values were determined for the Andalusian coast and higher positive values for the Barlavento coast strongly suggesting a major change in the oceanographic con-ditions prevailing in the entire region of the southern Iberian Atlantic coast (see rejected values in the calculation of the ΔR weighted mean for the Barlavento coastal region). A similar situation has already been verified in this same region in two periods between the Last Glacial Maximum and the Holocene, which can be explained by the extension of the Azores Front eastward along the Azo-res Current into the Gulf of Cadiz (Rogerson et al., 2004). Taking into account that a strong upwelling is always associated with the Azo-

Figure 2: ΔR (±1σ) values for the 3 coastal regions plotted versus terrestrial 14C ages (±1σ).Figura 2: Valores de ΔR (±1σ) de los tres sectores costeros, comparados con edades de 14C (±1σ) terrestre.

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res Front the positive ΔR values that were determined for the time period mentioned above can be easily explained.

Besides this, at 866 ± 50 BP, a peak (ΔR= +190 ± 5114C yr) in the ΔR dataset from the Sotaven-to coast was obtained, which match another peak (ΔR= +587 ± 125 14C yr) obtained at 872 ± 90 BP in the western Portuguese coast (Soares and Dias, 2006) and another one (ΔR= +270 ± 40 14C yr) obtained at 860 ± 90 BP in the wes-tern Galician coast (Soares and Dias, 2007). These synchronous peaks (see Fig. 3) can be related with the cold event found at 0.8 ka cal BP by deMenocal et al. (2000) which in turn can be related with the climatic reorganiza-tion associated with the end of the Medieval Warm Period and the beginning of the Little Ice Age.

Finally, in the field of practical application of the ΔR values determined for the Andalusian Atlantic coast, it should be noted that the exis-tence of such different two values for ΔR can introduce some uncertainty when performing the calibration of conventional radiocarbon dates of marine shells from the 5th millen-nium BP. Table 1 shows in the 2nd column the weighted age of terrestrial and marine samples of the dated pairs and it can be seen that the first four radiocarbon dates (Papa Uvas E15, Papa Uvas FIV, La Viña Silo 16, Papa Uvas F12) are statistically indistinguishable at 95% level [1.46; (χ2

:0.05=7.81)]. However, with these pairs two different ΔR weighted mean values were calculated. Also the respective R(t) values of those four dates can be assem-bled in two groups (see Table 1, last column): 240±130 14C yr, 285±63 14C yr; 521±63 14C yr, 439±115 14C yr. Looking at R(t) values in Table 1 it can be verified that R(t) will take an appro-ximate value of 250 14C yr for the mentioned negative ΔR values or ca. 480 14C yr for the positive ones. Taking into account this desi-deratum a shell sample collected in the Anda-lusian Atlantic coast with a true age of 4350 BP will have an apparent age of ca. 4800 BP, while another shell sample with a true age of 4550 BP will have the same apparent age. So, a priori, we do not know which ΔR we must

use for the calibration of those dates. If those dates are from a sequence and we are using a Bayesian model it will perhaps be possible to choose one of the values taking into account the value obtained for the model agreement. For other cases using marine shell dates from the 5th millennium BP it will be hard to choo-se which of the two ΔR values should be used.

4. Conclusions

A record of past reservoir ages is preserved in the 14C ages of contemporary marine and terrestrial material, which can provide valua-ble information concerning the palaeointen-sity of coastal upwelling or of other palaeo-environmental processes in marine regions.

Figure 3: The synchronous peaks around 870 BP.Figure 3: Valores máximos alrededor de hace unos 870

años BP.Table 1. ∆R and R(t) values for the three areas of the northern Gulf of Cadiz region (Barlavento, Sotavento

and Andalusia).

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Table 1: ΔR and R(t) values for the three areas of the northern Gulf of Cadiz region (Barlavento, Sotavento and Andalusia).

Tabla 1: Valores de ΔR y R(t) para los tres sectores costeros del golfo de Cádiz septentrional (Barlovento, Sotavento y Andalucía).

Archaeological Context 14C age (BP)1 cal BC/AD (2σ) cal BP (2σ) ∆R (14C yr) R(t) (14C yr)Barlovento2,3

Alcalar M7 5636 ± 97 (6520±40) 4710 – 4330 cal BC 6659 – 6279 +527 ± 54a 892±58Pedra Escor. - 3985 ± 55 (4870±40) 2834 – 2300 cal BC 4783 – 4249 +553 ± 86a 908±49

Alcalar [781] 3957 ± 45 (4490±51) 2576 – 2306 cal BC 4525 – 4255 +158 ± 64 533±68Rocha Branca QD3 2566 ± 42 (3010±45) 813 – 544 cal BC 2762 – 2493 +79 ± 73 443±61Rocha Branca QE3 2391 ± 44 (2880±50) 750 – 389 cal BC 2699 – 2338 +158 ± 58 493±66

P.J. Faro EA 2234 ± 40 (2640±50) 390 – 203 cal BC 2339 – 2152 +40 ± 74 410±64V.V. Alvor - 2105 ± 65 (2480±70) 359 cal BC – 24 cal AD 2308 – 1927 +36 ± 110 382±95

Loulé Velho Abside 2028 ± 72 (2480±50) 345 cal BC – 128 cal AD 2294 – 1823 +113 ± 87 450±89Loulé Velho 2 1754 ± 44 (2130±45) 138 – 392 cal AD 1812 – 1558 +32 ± 62 372±64P.C. Silves Q30 1277 ± 38 (1620±40) 659 – 861 cal AD 1292 – 1090 -51 ± 64 345±54P.C. Silves Q4 1139 ± 45 (1880±70) 776 – 992 cal AD 1174 – 959 +380 ± 75a 743±83

R. Arrochela Silo 4 1060 ± 41 (1490±30) 891 – 1029 cal AD 1060 – 921 +67 ± 35 435±40Lagos RJ306 564 ± 36 (1056±33) 1302 – 1430 cal AD 648 – 520 +59 ± 55 492±49Lagos RJ37 539 ± 34 (1040±39) 1312 – 1440 cal AD 638 – 511 +77 ± 47 501±52Lagos RJ86 423 ± 35 (984±40) 1419 – 1620 cal AD 531 – 330 +106 ± 49 561±53

Weighted Mean Calculation for ΔR χ2

:0.05= T (1st test) 127.25; (χ2:0.05=23.68) a – rejected values

χ2:0.05= T (2nd test) 9.32; (χ2

:0.05=19.68)Weighted Mean: ΔR=+ 69 ± 17 14C yr Modern value3: ΔR=+353±32 14C yr

Sotavento3

Castro Marim UE 340 2458 ± 82 (2755±45) 782 – 402 cal BC 2731 – 2351 -51 ± 113 297±94Castro Marim UE 345 2447 ± 83 (2752±37) 780 – 398 cal BC 2729 – 2347 -37 ± 97 305±91Castro Marim UE 89 2438 ± 34 (2671±32) 752 – 406 cal BC 2701 – 2355 -120 ± 41 224±34Castro Marim UE 215 2431 ± 55 (2740±47) 757 – 401 cal BC 2706 – 2350 -7 ± 65 309±72Castro Marim UE 124 2427 ± 68 (2660±34) 764 – 397 cal BC 2713 – 2346 -146 ± 81 228±60Castro Marim UE 299 2419 ± 41 (2771±60) 752 – 399 cal BC 2701 – 2348 -11 ± 100 352±73

Tavira RAF 1662 ± 58 (1984±48) 252 – 536 cal AD 1669 – 1415 -44 ± 76 322±75Cacela UE 405 866 ± 50 (1447±34) 1040 – 1260 cal AD 910 – 690 +190 ± 51b 575±50Cacela UE 410 860 ± 36 (1257±20) 1046 – 1260 cal AD 905 – 690 +26 ± 26 401±28Tavira CSM 839 ± 32 (1133±40) 1057 – 1265 cal AD 893 – 685 -80 ± 42 291±43Tavira Sap.5 708 ± 36 (1178±37) 1227 – 1389 cal AD 723 – 562 +55 ± 41 470±52Tavira Sap.6 649 ± 29 (998±42) 1281 – 1395 cal AD 670 – 556 -59 ± 52 349±41Tavira CNSP 271 ± 27 (647±25) 1520 – 1797 cal AD 430 – 153 -37 ± 32 381±26

Weighted Mean Calculation for ΔR χ2

:0.05= T (1st test) 34.59; (χ2:0.05=21.03) b – rejected value

χ2:0.05= T (2nd test) 17.75; (χ2

:0.05=19.68)Weighted Mean: ΔR=-26 ± 14 14C yr Modern value3: ΔR=+17±52 14C yr

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ΔR weighted mean values determined for the last 3000 years – ΔR = + 69 ± 17 14C yr (Bar-lavento coast); ΔR = -26 ± 14 14C yr (Sotaven-to coast); ΔR = -108 ± 31 14C yr (Andalusian coast) – are in accordance with the oceano-graphic conditions present in each area.

On the other hand, the obtained data suggests that very different oceanographic conditions (high positive ΔR values) prevail in Barlavento and Andalusian coastal areas and, consequently, in all the northern Gulf of Cadiz region during the 5th millennium cal BP, per-haps due to the extension of the Azores Front eastward along the Azores Current penetra-ting into the Gulf of Cadiz. Finally, a peak in the ΔR data set for the Sotavento coast was identified at 866 ± 50 BP, which can be rela-ted to the cold event that took place at 0.8 ka cal BP.

Using the obtained ΔR values with the cali-bration curve Marine13 is currently the best approach to calibrate marine shell radiocar-bon dates in order to set up reliable and accu-rate chronologies.

References

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Papa Uvas E15 4574 ± 108 (4820±70) 3632 – 2942 cal BC 5581 – 4891 -117 ± 114c 242±128Papa Uvas FIV 4475 ± 49 (4760±55) 3357 – 2945 cal BC 5306 – 4894 -103 ± 80 c 285±63

La Viña Silo 16 4428 ± 83 (4960±40) 3345 – 2911 cal BC 5294 – 4860 +200 ± 66d 521±63Papa Uvas F12 4421 ± 94 (4850±70) 3355 – 2898 cal BC 5304 – 4847 +98 ± 106 d 425±120Papa Uvas B10 4054 ± 195 (4740±50) 3308 – 2027 cal BC 5257 – 3976 +327 ± 233 d 681±202

Niebla UE69 2067 ± 65 (2240±80) 351 cal BC – 71 cal AD 2300 – 1880 -163 ± 105 c 176±103El Eucaliptal UE 4 1751 ± 84 (1960±30) 73 – 530 cal AD 1877 – 1421 -142 ± 73 c 203±69

Niebla UE16 904 ± 40 (1180±70) 1033 – 1213 cal AD 917 – 737 -82 ± 77 c 272±83Niebla SA 218 ± 43 (550±40) 1524 – 1955 cal AD 427 – 0 -88 ± 54 c 337±57

Weighted Mean Calculation for ΔR(c negative ∆R values) χ2

:0.05= T (test 1) 0,75; (χ2:0.05=11.07)

Weighted Mean: ΔR=-108 ± 3114C yrWeighted Mean Calculation for ΔR

(d positive ∆R values) χ2:0.05= T (test 1) 1,09; (χ2

:0.05=5.99)

Weighted Mean: ΔR=+180 ± 66 14C yr

1 Values in brackets refer to marine samples.2Soares and Martins (2009, 2010).3Martins (2014); Martins and Soares (2013).

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31



G


doi:10.17735/cyg.v29i1-2.31012

Seismic palaeogeography of coastal zones in the Iberian Peninsula: Understanding ancient and historic earthquakes in Spain

Paleogeografía sísmica de zonas costeras en la Península Ibérica: su impacto en el análisis de terremotos antiguos e históricos en España

Silva, P.G.(1); Bardají, T.(2); Roquero, E.(3); Martínez-Graña, A.(1); Perucha, M.A.(4); Huerta, P.(1); Lario, J.(5); Giner-Robles, J.L.(6); Rodríguez-Pascua, M.A.(4);

Pérez-López, R.(4); Cabero, A. (5); Goy, J.L.(1) y Zazo, C.(7)

(1) Dpto. Geología, Universidad de Salamanca, Escuela Politécnica Sup. Ávila y Fac. de Ciencias, España. [email protected](2) U.D. Geología, Universidad de Alcalá, 28871 Alcalá de Henares, Madrid, España.

(3) Dpto. de Edafología. E.T.S.I. Agrónomos, Universidad Politécnica de Madrid, Ciudad Universitaria s/n, 28040 Madrid, España.

(4) Instituto Geológico y Minero de España (IGME), Ríos Rosas, 23, 28004 Madrid, España.(5) Facultad de Ciencias, UNED. Vereda del Rey s/n, 28040 Madrid, España.

(6) Dpto. Geología y Geoquímica, Facultad de Ciencias, Universidad Autónoma de Madrid, Canto Blanco, Madrid, España.

(7) Dpto. Geología, Museo Nacional de Ciencias Naturales, CSIC, 28006 Madrid, España.

Abstract

This paper presents three examples of ancient earthquakes occurring in coastal areas of the S and SE of the Iberian Peninsula (218 BC, AD 40-60 and AD 1048) with the aim of illustrating the use of geological and archaeological data in their macroseismic characterization. Historical information for ancient earthquakes that occurred in Spain prior to the 10th century is scarce or non-existent. This paper shows that the current state of knowledge on palaeoseismology and archaeoseismology on these ancient events clearly exceeds the existing historical information allowing the increase of macroseismic information points by using the ESI-07 scale (Environmental Seismic Intensity). Consequently, the geologic analyses of ancient earthquakes contri-bute to their understanding and parametric evaluations, and improve further advances in seismic hazard assessments. The most significant issue outlined in the present paper is the analysis of the ancient palaeo-geography of the affected areas. The studied examples analysed were located in open estuarine areas that have been filled by fluvial sediments or anthropogenic fills over time. The effects of the 218 BC earthquake-tsunami event in the Gulf of Cadiz are analysed in estuarine areas, and especially in the ancient Roman Lagus Ligustinus (Guadalquivir Depression marshes); the effects of the earthquake in AD 40-60 is analysed in the old

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Roman city of Baelo Claudia located in the Bolonia Bay (Strait of Gibraltar); and the effects of the earthquake of AD 1048on the ancient Sinus Ilicitanus (Bajo Segura Depression) during Muslim times. Descriptions from Roman and Arabic geographers are cross-checked with existing palaeogeographic models based on geologi-cal data. This type of analysis results in ancient macroseismic scenarios for the interpretation of theoretical distributions of intensities and environmental effects supporting the concept of “seismic palaeogeography” proposed in this paper.

Keywords: Palaeoseismology, Archaeosismology, Palaeogeography, ancient earthquake, littoral zone, South Spain.

Resumen

El presente trabajo recoge tres ejemplos de terremotos antiguos (218 AC, 40-60 AD y 1048 AD) ocurridos en zonas litorales del S y SO de la Península Ibérica con la intención de ilustrar el uso de datos geológicos y ar-queológicos en la caracterización macrosísmica de los mismos. En la mayor parte de los sísmos ocurridos con anterioridad al siglo X d.C. la información documental histórica que se posee es muy escasa o inexistente. El presente trabajo muestra que el actual estado de conocimiento en paleosismología y arqueosismologia sobre este tipo de terremotos sobrepasa con creces la información documental histórica, permitiendo la multiplica-ción de los puntos de información macrosísmica mediante el uso de la escala ESI-07 (Environmental Seismic Intensity). Consecuentemente, el análisis geológico de los terremotos antiguos mejora su conocimiento y análisis paramétrico, permitiendo avanzar la evaluación de la peligrosidad sísmica de las zonas afectadas. El aspecto que se pone de especial relieve en este trabajo es el análisis de la paleogeografía existente en la antigüedad, ya que todas las zonas (afectadas) analizadas en este trabajo corresponden a zonas estuarinas abiertas que se han ido rellenado por aportes fluviales o de forma artificial con el tiempo. Se analizan los efectos del terremoto de 218 AC en las zonas estuarinas del Golfo de Cádiz y muy especialmente en el antiguo Lacus Ligustinus (marismas del Guadalquivir) durante época romana; los efectos del terremoto de 40-60 AD en la antigua Bahía de Baelo Claudia (Estrecho de Gibraltar); y los efectos del terremoto de 1048 AD en el antiguo Sinus ilicitanus (Depresión del Bajo Segura) durante época musulmana. Se han cotejado descripciones de geógrafos romanos y árabes con modelos basados en datos geológicos. Este tipo de análisis ha permitido generar antiguos escenarios macrosísmicos basados en la paleogeografía y reinterpretar las distribuciones teóricas de intensidades y los efectos ambientales de los terremotos estudiados que es a lo que se refiere el concepto de “paleogeografía sísmica” propuesto en este trabajo.

Palabras clave: Paleosismología, Arqueosismología, Paleogeografía, terremotos antiguos, zonas litorales, Sur España

1. Introduction

Data on ancient and historic earthquakes in Spain previous to the 10th century are very scarce. In most cases only strong seismic events with intensities ≥VIII, are historically documented in old chronicles covering wide areas. Commonly, these historical data are very general and provide vague descriptions on the events, with extremely poor geogra-phical data on the affected localities or geo-graphical zones. Descriptions such as “the is-

land of Cadiz, but also all the littoral zone of Andalucía underwent strong earthquakes and tremors, producing the collapse of buildings, many fatalities, injuries and terrible disas-ters everywhere; the sea flooded many pla-ces that were first uncovered by the waters, throwing out a multitude of fishes, some of them familiar but others never seen before” are common, enough to identify an old ear-thquake-tsunami event. This corresponds to the description of the historic chronicles of Florian de Ocampo in AD 1553 (Galbis, 1932)

33


in reference to one of the oldest historically documented events in Spain affecting the Gulf of Cádiz in 218 BC.

The Spanish catalogue on historical ear-thquakes (Martínez Solares and Mezcua, 2002) only records 34 seismic events pre-vious to AD 1100. Most of them (60%) oc-curred offshore in the Gulf of Cádiz and SW Portugal, affecting the Atlantic littoral zones of the western Iberian Peninsula, Andalucía, the old Emirate of Cordoba or the Islamic zone of al-Andalus (Fig. 1). Half of these an-cient, historically documented, events occu-rred during the Muslim epoch (> AD 711), but curiously, no seismic events are catalogued in the Spanish territory during the Roman epoch (c. 3rd BC to 5th AD centuries). However, re-cent geological, palaeoseismological and ar-chaeoseismological studies have thrown light on these poorly documented periods and se-veral “lost ancient earthquakes” have been revealed from geological and geo-archaeolo-gical records. Some examples are the afore-mentioned 218 BC seismic event recorded in the Doñana area (Luque et al., 2001, 2002; Lario et al., 2001, 2011; Rodríguez-Vidal et al., 2011), the roman earthquakes affecting “Baelo Claudia” (Cádiz) in the 1st century AD and especially in the 3rd century AD (Silva et al., 2005, 2009) and the late roman event affecting the old city of “Ilunum” (Tolmo de Minateda; Albacete) in the 4th-5th centuries AD (Rodríguez-Pascua et al., 2013).

The recent development of the Spanish Catalogue of Earthquake Environmental effects edited by IGME-AEQUA (Silva and Rodríguez-Pascua, 2014) allowed the identi-fication and classification of multiple geolo-gical and archaeological records from ancient events. The compilation revealed that in most cases palaeogeography was completely diffe-rent than the present sedimentary environ-ment, especially in ancient estuarine zones.

Littoral palaeogeography and its historical evolution condition the evidence of past seis-mic events in the ancient emerged areas, but also the intensity distribution in the presently

emerged ones. This paper analyses old seismic events in littoral areas and the role played by the palaeogeography in their understanding, substantiating the concept of “seismic pa-laeogeography” as the “palaeogeographical analysis of ancient macroseismic scenarios, of special relevance in coastal zones where signi-ficant changes have been produced during the last 6000 years”. Three main events are used in this paper as type-examples: the 218 BC earthquake in the ancient “Lacus Ligustinus” (Huelva) and “Sinus Tartesicus” (Cádiz); the AD 40-60 “Baelo Claudia” earthquake in the old Bolonia Bay (Cádiz) and the AD 1048 Orihuela earthquake in the ancient littoral area of the Muslim Kingdom of Tudmir, adjacent to the past Ibero-Roman “Sinus Ilicitanus” (Lower Segura Depression, Alicante).

2. Methodology

This study is based on the cataloguing of earthquake environmental effects (EEEs) fo-llowing the ESI-07 intensity scale (Michetti et al., 2007) and the identification of earthquake archaeological effects (EAEs) from the clas-sification of Rodríguez-Pascua et al. (2011), developed for the edition of the “Spanish Catalogue of Earthquake Environmental Effects” (Silva and Rodríguez-Pascua, 2014). All the data presented here come from the compilation, cross-checking, re-interpreta-tion and synthesis of geological information provided in recent scientific publications and old historic documents. The more relevant earthquakes are displayed in figure 1, inclu-ding the three ones studied in this paper.

Compiled and synthesized seismic data-sets have been projected on palaeogeographical models developed from old descriptions of Greek, Roman or Muslim geographers such as, Strabo (1st BC to 1st AD centuries), Pomponius Mela (1st century AD), Pliny the Elder (1st cen-tury AD), al-Urdí (11th century AD) and al-Idrisi (12th Century AD). Older references to the an-cient littoral geography of south Spain has been obtained from translations of the “Ora maritima” (Sea Coasts) of Avienus (4th century

34


AD), which described the old coastal landsca-pes of south Spain from ancient Greek texts of the 4th – 5th centuries BC (i.e. Gavala, 1959; González Ponce, 2008). These ancient des-

criptions have been compared with palaeo-geographical models developed by several authors in the studied zones, based on sea-le-vel reconstructions (i.e. Rodríguez-Ramirez et

Figure 1. Data base of ancient, historical and instrumental earthquakes with well-documented Earthquake Environmental Effects (EEE) 1: 218 BC (Gorringe Bank); 2: AD 40-60 and AD 260-290 (Baelo Claudia); 3: AD 300-400 (Tobarra); 4: AD 1048 (Orihuela); 5: AD 1396 (Tavernes); 6: AD 1427 and AD 1428 (Olot and Queralbs); 7: AD 1431 (Sur Granada); 8: AD 1504 (Carmona); 9: AD 1518 (Vera); 10: AD 1522 Alhama de Almería); 11: AD 1680 (Málaga); 12: AD 1748 (Estubeny); 13: AD 1755 (Lisbon Earthquake-Tsunami); 14: AD 1804 (Dalías); 15: AD 1829 (Torrevieja);

16: AD 1851 (Palma de Mallorca); 17: AD 1863 (Huércal-Overa); 18: AD 1884 (Arenas del Rey); 19: AD 1956 (Albolote); 20: AD 1993 (Adra); 21: AD 2011 (Lorca) and earthquakes of Mula (AD 1999), Bullas (AD 2002) and La Paca (AD 2005).Globes with stars illustrate the location of macroseismic epicentres of the studied ancient earthquakes (1, 2 and 4).

Blue globes with waves illustrate the main sites in which the 218 BC earthquake-tsunami event (1) is geologically documented. Data summarized from Silva and Rodríguez-Pascua (2014).

Figura 1. Base de datos de terremotos antiguos, históricos e instrumentales con efectos geológicos y ambientales (EEE) bien documentados en la Península Ibérica. 1: 218 BC (Gorringe Bank); 2: 40-60 AD and 260-290 AD (Baelo Claudia);

3: 300-400 AD (Tobarra); 4: 1048 AD (Orihuela); 5: 1396 AD (Tavernes); 6: 1427 AD y 1428 AD (Olot y Queralbs); 7: 1431 AD (Sur de Granada); 8: 1504 AD (Carmona); 9: 1518 AD (Vera); 10: 1522 AD (Alhama de Almería); 11: 1680

AD (Málaga); 12: 1748 AD (Estubeny); 13: 1755 AD (terremoto-tsunami de Lisboa); 14: 1804 AD (Dalías); 15: 1829 AD (Torrevieja); 16: 1851 AD (Palma de Mallorca); 17: 1863 AD (Huércal-Overa); 18: 1884 AD (Arenas del Rey); 19: 1956

AD (Albolote); 20: 1993 AD (Adra); 21: 2011 AD (Lorca) y sismos de Mula (1999 AD), Bullas (2002 AD) y La Paca (2005 AD).Los globos con estrella identifican la localización de los epicentros macrosísmicos de los terremotos antiguos

estudiados (1, 2 and 4). Los globos azules con olas indican la localización de las principales áreas de registro geológico del terremoto-tsunami de 218 BC (1). Datos recopilados de Silva y Rodríguez-Pascua (2014).

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al., 1996; Tent-Manclús, 2013); ancient drai-nage and/or irrigation development models (i.e. Bernabé Gil, 1999; Giménez Font, 2009; Parra Villaescusa, 2013); palaeogeographi-cal proposals based on old descriptions and landscape archaeology (i.e. Gutiérrrez Lloret, 1995; Azuar Ruiz, 1999; Alonso-Villalobos et al., 2003; Sánchez Pérez and Alonso, 2004; Barragán de La Rosa, 2012; Ferrer Albelda et al., 2008); and archaeological data (i.e., Prados Martínez, 2011). The obtained information has been incorporated into digital elevation models and cross-checked with the available macroseismic data for each event in order to illustrate the ancient palaeoseismic scenarios preliminarily explored in this paper.

3. Palaeoseismic analyses of the littoral Atlantic zones from SW Iberian Peninsula

The littoral zones most affected by ancient earthquake-tsunamis are located in the Gulf of Cádiz and the western sector of the Gibraltar Arc. Four of these events are in-cluded in the existing tsunami catalogues (Campos, 1991; IGN, 2014), and seems to be similar (in terms of damage) to the well-known AD 1755 Lisbon event. Descriptions for these events are very poor, insufficient to infer earthquake size and location parameters (Martínez Solares and Mezcua, 2002). In this section we analyse the ancient earthquakes that occurred in 218 BC in the Gulf of Cádiz and the AD 40-60eventaffecting the Roman city of Baelo Claudia in the Gibraltar Strait area. The first one is documented both by historic and geologic data, and it is included in the IGN Catalogue of Historic Earthquakes (Martínez Solares and Mezcua, 2002). Despite the re-cent geoarchaeological review by Rodríguez-Vidal et al. (2011) proving the occurrence of a tsunami event comparable to that induced by the AD 1755 Lisbon event, the 218 BC event still remains labeled as an “unlikely tsunami event” in the IGN Tsunami catalogue (IGN, 2014). This ancient earthquake constitutes a good example for crosschecking the quality of geoarchaeological data versus the historical information commonly used in standard ma-

croseismic analyses. The second event par-tially destroyed the old Roman city of Baelo Claudia during the 1st century AD, leading to the entire rebuilding of the lower sector of the city (Sillières, 1997). This event is not ca-talogued in the seismic data-bases of the IGN (i.e. no historically documented) and illustra-tes how archaeoseismology can help to find “lost ancient earthquakes” just from geoar-chaeological data (Silva et al., 2005, 2009).

3.1. 218 BC earthquake in the Gulf of Cádiz

Historical data from Florian de Ocampo (Galbis, 1932) are transcribed in the narra-tive of the beginning of the Second Punic War (218 – 203 BC) and the overland jour-ney of Hannibal Barca to Italy. The historical descriptions indicate the occurrence of an earthquake-tsunami event, which severely affected the littoral zone in the Gulf of Cádiz, and especially the old insular emporium of Gades (Cádiz), which is the only locality ci-ted in the short historical tale documenting the seismic event (see section 1). In contrast, tsunami research in the zone resulted in the recognition and radiocarbon dating of diffe-rent tsunami deposits and geomorphological anomalies associated with this event in the coastal estuarine zones of the Tinto-Odiel (Huelva), Guadalete (Cádiz) and Guadalquivir (Doñana marshlands) rivers, as summarized in Lario et al. (2010), Rodríguez Vidal et al. (2011), and Ruiz et al. (2013).

3.1.1. Geological data on the 218 BC tsunami event

Data compiled by Lario et al. (2010, 2011) allow them bracketing the timing of tsunami occurrence and related extreme wave events (EWE) between 2,700 and 2,200 cal. BP. Recent specific research on this event in the Doñana marshlands has been published by Rodríguez-Vidal et al. (2011). These authors identified and dated the tsunami (218 – 209 BC) in the context of the palaeogeography of the ancient Lacus Ligustinus (present Doñana

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marshlands), described by the Greek geogra-pher Strabo in the 1st century AC. More re-cently, Ruiz et al. (2013) developed a synthe-sis on tsunami deposits recorded in estuarine zones around the Gulf of Cádiz. However, the first publications identifying and dating this historical tsunami in littoral deposits of the Gulf of Cádiz were those developed in the Valdelagrana spit-bar and Doñana marshlands by Lario et al. (2001), Dabrio et al. (2000) and Luque et al. (2001, 2002). This ancient ear-thquake has been also identified in oceanic turbiditic beds near the Gorringe Bank, in-terpreted as seismically-induced submarine landslides dated at 2,200 – 2,000 cal. BP (Gràcia et al., 2010; Lario et al., 2011). Figure 2 illustrates the location of the different si-tes with geological evidence documenting the ancient tsunami in the context of the old littoral palaeogeography of the Gulf of Cadiz.

In the Tinto-Odiel estuary, the tsunami event caused the breach of the Punta Umbría spit-bar, the generation of a large washover fan and deposition of marine bioclastic sand la-yers within the old marshes, the emergence of the primitive Punta Umbria inlet and the overall reorganization of the back-barrier drainage pattern in the old estuarine zone (Morales et al., 2008; Lario et al., 2010; Ruiz et al., 2013). Additionally, core data from the inner part of the estuary include suspect tsu-namite beds with a mixture of estuarine and reworked marine microfauna (Morales et al, 2008), pointing to the penetration of 4-5 m high tsunami waves, for about 11 km land-wards within the old estuarine zone.

The most complete record of the tsunami has been described In the Doñana marshlands and associated spit-bar systems (Doñana and Algaida spit-bars). First data come from the Lucio del Pescador and Lucio del Lobo ponds, presently located about 18 – 20 km landwards from the present Guadalquivir river mouth in Sanlucar de Barrameda (Cádiz). Core data show the deposition of a high energy sandy level, with marine shells and high magnetic susceptibility, interbedded in the silty estua-rine deposits, interpreted as the result of the

breaching and re-sedimentation of the an-cient Doñana spit-bar by a tsunami event in 2,500-2,300 cal. BP (Lario et al., 2001; Dabrio et al., 2000). Similar sandy layers with mixed estuarine and marine fauna were found in the cheniers of Vetalengua and Las Nuevas (16 -13 km inland), bracketed between 2,400 – 2,350 cal. BP, are interpreted in a similar way (Ruiz et al., 2004, 2008). Finally, Rodríguez-Vidal et al. (2011) provide a large number of geological data, documenting a great deal of geological effects of this ancient tsunami within the pre-sent Doñana marshlands. The most relevant geological and environmental tsunami effects documented in this area are: (a) beach erosion in the Doñana spit bar; (b) deposit of bioclastic ridges and clayey beds (cheniers and marsh strands) along or very close to the ancient lagoon margins caused by tsunami waves or post-tsunami tidal fluxes; (c) breaching of an-cient spit-bars (La Algaida) as a consequence of the tsunami and subsequent backwash; and essentially (d) the record of sub-tidal sandy la-yers (even 3 m thick) with shells and rounded clasts in infra-littoral environments located near the ancient lagoon outlet coming from the erosion of the spit-bars of Doñana and La Algaida, dated at 420 – 50 BC (Rodríguez-Vidal et al., 2011). Data from these authors indicate the record of a 5 m high tsunami, which pene-trated more than 16 km in the ancient estua-rine zone and caused the nearly depopulation of the zone, not recovered until the 1st century AD when Roman saltworks are documented in La Algaida spit-bar (Rodríguez-Vidal et al., 2011).

In the Guadalete estuary there is a good record of a tsunami event dated at 2,300 – 2,000 cal. BP that caused the breaching of the Valdelagrana spit-bar about 7 km east of Cádiz, and generated different washover fans, 300-400 m long and 1.5 m thick (Luque et al., 2002). These washover fans are featured by three stacked fining-upwards sequences, with erosional bases, mixed estuarine and marine macro and microfauna, as well as rip-up mud clasts eroded from the estuarine marsh areas (Luque et al., 2001, 2002). These authors do-cument similar washover fans developed in

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this same area as a consequence of the AD 1755 Lisbon event, and conclude that a simi-lar-size tsunami event occurred during the early Roman period in the Gulf of Cádiz.

The analyses of offshore turbiditic beds (Gràcia et al., 2010) identify seven Holocene earthquake events from four cores obtained in the Gorringe Bank zone (suspect seismic source), 100 to 200 km away from the SW coast off Portugal. Three of the four cores re-cord the “Event 5” dated at 1,980-2,280 cal. BP, as a 20 cm thick turbidite bed, which is related to the 218 BC event, suggesting a mi-nimum magnitude of Mw 8.0.

Therefore, there is a relatively good geologi-cal record of this historic tsunami along the littoral zone of SW Spain between the Tinto-Odiel estuary (Huelva) to the Guadalete es-tuary (Cádiz), along a coastal strip 140 km in length. The environmental effects generated by the 218 BC tsunami in the Doñana mar-shlands (Rodríguez-Vidal et al., 2011) en-tail a strong geomorphological disturbance in previous spit-bar systems (> 2,300 cal. BP; Zazo et al., 1994; Ruiz et al., 2004) and in the inland brackish lagoon, resulting in a palaeogeographical scenario similar to the earlier historical descriptions of the ancient Lacus Ligustinus (Guadalquivir estuary) by the Roman chroniclers Strabo, Pomponio Mela and Pliny the Elder during the 1st century AC (i.e. García y Bellido, 1983). Ferrer Albelda (2012) discusses the differentiation (disambi-guation) between Lacus Ligustinus and Sinus Tartesicus, commonly confused in the histo-ric literature. According to this author, the “Lacus Ligustinus” corresponds to the an-cient Guadalquivir estuary, whilst the “Sinus Tartesicus” corresponds to the Guadalete es-tuary in the environs of the ancient island of Gades (Cádiz) as illustrated in figure 2.

3.1.2. Historical descriptions and palaeogeo-graphy

Historical descriptions for pre-earthquake ti-mes (Ora maritima of Avienus; Gavala, 1959),

clearly indicate that a large island occurred in the ancient mouth of the Guadalquivir River at the old brackish lagoon (Lacus Ligustinus), as well as the branching of the river course in three large channels for at least two times. This description refers to the old mouth of the Guadalquivir River into the Lacus Ligustinus downstream Sevilla and not to the present outlet of the estuary into the Atlantic Ocean, suggesting the occurrence of a proto-delta prograding into the brackish lagoon downs-tream Coria del Rio and giving place to distri-butary channels and several outlets (Fig. 2). Downstream this location, the descriptions of Avienus only indicate that there was a huge salt-marsh area, referring to the ancient brac-kish lagoon and marshlands. In fact, these descriptions match with palaeogeographi-cal reconstructions by Rodríguez-Ramírez et al. (1996) for the period 2,500 – 2,300 BP, which support the occurrence of emergent marshlands in the western zone of the lake as illustrated in figure 2. Following the text of Avienus, “only the old tribes inhabited the margins of the marshlands till the maritime zone” (the present Guadalquivir outlet area) is cited, but this description didn’t include details of this maritime zone. The next re-ference in the text of Avienus directly shifts to the Guadalete estuary (Sinus Tartesicus) and the Old Island and city of Cádiz (Gades). Therefore, many palaeogeographical interpre-tations from the “Ora maritima” of Avienus misleadingly interpret the present outlet of the Guadalquivir with those described in the ancient text, in reference to the old mouth of the river in the ancient Lacus Ligustinus. The palaeogeography of the ancient outlet zone is testified by the historical occurrence of the two large island-like areas called “Isla Mayor” and “Isla Menor”. These island-like areas are presently bounded by several branches of the Guadalquivir River and tributaries, but remain emerged even during the yearly hig-hest tides, supporting the preliminary palaeo-geographical approach illustrated in figure 2. In the present outlet area, palaeogeographi-cal reconstructions (Rodríguez-Ramírez et al., 1996) indicate the occurrence of an incipient Doñana spit-barin the western border of the

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Lacus Ligustinus, whilst the eastern one was flanked by the large N-S oriented La Algaida spit-bar (Fig. 2). For the rest of the zones, different palaeogeographical proposals, ba-

sed in the study and dating of spit-bars (i.e. Rodríguez-Vidal, 1987; Zazo et al., 1994; Rodríguez-Ramírez et al., 1996; Dabrio et al., 2000) and tsunami research (Luque et al.,

Figure 2.Palaeogeography of the “Lacus Ligustinus” (present Doñana Marshlandds) during the 1st century AC based on descriptions of roman geographers and palaeogeographic models of the zone reflecting the 218 BC post-tsunami

geography of the affected area. Orange arrows illustrate theoretical tsunami penetration in the ancient estuarine zones of Onuba (Tinto-Odiel), “Lacus Ligustinus” (Guadalquivir) and “Sinus tartesicus” (Guadalete). References for historical

documents and palaeogeographical models in text. Base-map modified from Ferrer Albelda et al. (2008).Figura 2. Paleogeografía del Lacus Ligustinus (Marismas de Doñana) durante el siglo I DC basado en las descripciones de geógrafos romanos y modelos paleogeográficos de la zona ilustrando la geografía romana de la zona surgida tras el tsunami del 218 AC. Las flechas naranjas representan las teóricas zonas de penetración del tsunami en los antiguos

estuarios de Onuba (Tinto-Odiel), “Lacus Ligustinus” (Guadalquivir) y “Sinus tartesicus” (Guadalete). Las referencias de los datos históricos y paleogeográficos usados para la reconstrucción en texto. Mapa-base modificado de Ferrer

Albelda et al. (2008).

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2002; Ruiz et al. 2004; Morales et al., 2008; Lario et al., 2010) allow to perform the re-construction displayed in figure 2.

Descriptions of the zone after the earthquake mainly come from those of the 1st century AD by Strabo, Mela and Pliny the Elder (Ferrer Albelda et al., 2008). The descriptions of these Roman geographers clearly refer to the present Guadalquivir mouth in the vicinity of Sanlúcar de Barrameda, indicating the occu-rrence of large lacustrine and marshland areas downstream Sevilla (Lacus Ligustinus) and the development of two river mouths towards the Atlantic Sea (Fig. 2). These two outlets were separated by the La Algaida Island, which de-veloped as a consequence of the breakage of a previous spit-bar by the 218 BC tsunami event (Rodríguez-Vidal et al., 2011), and its occurrence is congruent with palaeogeogra-phical models proposed for the Doñana spit-bar (Zazo et al., 1994) and Doñana marshlands (Rodríguez Ramírez et al., 1996).

3.1.3. Seismic implications

The compiled data document the occurrence of a tsunami event in the ≈ 218 BC, causing strong environmental effects in all the estua-rine areas of the Gulf of Cádiz, from Huelva to Cádiz, and inducing important palaeogeogra-phical changes. Data gathered for the Spanish Catalogue for Earthquake Environmental effects (Silva and Rodríguez-Pascua, 2014) in-dicate the occurrence of a 4-5 m high tsunami wave penetrating c. 12 – 18 km within the ancient marshlands. These parametric data indicate a minimum intensity of IX in the ESI-07 scale (Michetti et al., 2007), supporting the occurrence of a tsunami event similar to the AD 1755 Lisbon earthquake-tsunami. The different palaeogeography settings (open es-tuaries, with incipient spit-bars) favoured wi-despread environmental damage and a larger run-up of the tsunami waves along the an-cient estuarine zones. Additionally, historical descriptions clearly indicate that the zone su-ffered strong seismic shaking inducing the co-llapse of buildings and numerous injuries and

fatalities along the littoral zone of Andalucía (Gulf of Cadiz),specifically in the old insular city of Gades, the oldest and most important metropolis in the zone during the early 3rdcen-tury BC (Galbis, 1932).Consequently, in spite of the destruction induced by the subsequent tsunami a minimum intensity of VIII EMS-98 can be considered for this ancient city.

Assuming the Gorringe Bank as the seismic source area for this ancient earthquake-tsu-nami (i.e. Rodríguez Vidal et al., 2011) the epicentral distance for Gades will be of about 400-450 km (Fig. 1). This suggests a seismic intensity in the Guadalquivir and Tinto-Odiel estuaries ≥ IX and a macroseismic intensity (Io) ≥ X in the offshore epicentral area, where multiple submarine landslides of this age have been documented (Gràcia et al., 2010). In order to differentiate this earthquake-tsu-nami from later events occurred during the Roman period in the area, we propose to de-signate the 218 BC as the “Lacus Ligustinus Earthquake” according to the ancient geo-graphical location in which most geological data identify this ancient event in reference to the first paper widely reporting these data by Rodríguez-Vidal et al. (2011).

3.2. AD 40-60 Earthquake in Baelo-Claudia (Tarifa, Cádiz)

This event lacks of any historical description and it is only supported by archaeological data (Sillières et al., 1995, 1997) and sub-sequent archaeoseismological (Silva et al., 2005, 2009) and palaeoseismological research (Grützner et al., 2012; Silva et al., 2013). Furthermore, data compiled by Lario et al. (2010) show geological evidence of a suspect contemporary tsunami event in the Doñana marshlands, the Bolonia and Algeciras bays, at around cal. 2,000 BP. This event is not in-cluded in the Spanish Catalogue of historical earthquakes (Martínez Solares and Mezcua, 2002), but it has been recently incorpora-ted to the Spanish Catalogue of Earthquake Environmental Effects (Silva and Rodríguez-Pascua, 2014).

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3.2.1. Geoarchaeological and Archaeoseismo-logical data

Original data supporting earthquake damage in the ancient Roman city of Baelo Claudia was provided by Menanteau et al. (1983) who, on the basis of numerous both archaeo-logical anomalies and dates, indicated that the destruction and eventual abandonment of the city was caused by an earthquake in the AD 280 – 365. However, the first author that suggested the occurrence of a previous earthquake in the city was Sillières (1995). This author identified numerous architec-tural and stylistic anomalies, as well as the widespread re-utilization of old architectural elements (column drums, old capitols, etc.), both in public and private buildings, during the reconstruction and enlargement of the city in the second half of the 1st century AD. First archaeoseismological studies in the city (Silva et al., 2005) identified damage and co-llapse levels in the old city wall, as well as the occurrence of a “demolition horizon” throug-hout the entire lower sector of the city, upon which the new monumental city was rebuilt. Further research (Silva et al., 2009; Giner-Robles et al., 2013) mapped the damaged sec-tors of the wall and identified repair works in the old wall, proposing an age range of AD 40-60 for the first earthquake occurred in Baelo Claudia. These authors also pointed out that the second seismic event affecting the new monumental city occurred in AD 280-290, as supported by new dating results presented in Grützner et al. (2010). However, the site was not completely abandoned by the Romans until the second half of the fourth century (AD 365-395; Silva et al., 2009).

Recent compilation of data for the Spanish Catalogue of Earthquake Environmental Effects (Silva and Rodríguez-Pascua, 2014) in-dicates the occurrence of extensive damage in the lower part of the ancient Roman sett-lement built before the 1st century AD. The damage affected the entire perimeter of the ancient city wall, destroying about the “one third” of its extent (Sillières, 1997). This des-truction affected the original towers, bastions

and gates, which were repaired and rebuilt during AD 50 – 60 (Sillières, 1997; Silva et al., 2005). The lower part of the city (c. 8 ha) was entirely demolished in order to build the new Monumental city after the acquisition of the rank of Roman City (Oppidum Latinum) in AD 41 – 48 (Sillières, 1997). The seismic event is post-dated by the occurrence of an anoma-lous and thick “demolition horizon” related to ground leveling works on the whole lower sector of the city for the construction of mo-numental buildings, such as the Macellum, Basilica, Forum Temples, Theatre, etc. (Silva et al., 2005). Recent archaeological revisions (Bendala et al., 2010) indicate that the cons-truction works for most of these monumen-tal buildings started around AD 50 and were completely finished in AD 70-80. However, re-cent geoarchaeological data from the Theater (Finker and Sillères, 2006; Fincker and Moretti, 2009) and the Isis Temple (Grützner et al., 2010, 2012) suggest that the seismic event occurred during the earlier works for city re-building and enlargement soon after AD 40.

The Theatre displays two clear phases of construction from AD 10-20 to AD 70-80. The Theatre works stopped for half a century (20 to 70 AD), after which the initial building pro-ject was modified, using different constructive materials and adding new external buttress for the reinforcement of the building (Finker and Sillères, 2006; Fincker and Moretti, 2009). These authors consider this large non-operative time-span in the theater works an anomaly, but they do not offer an explanation for it. On the other hand, radiocarbon dating of materials embedding the collapsed columns of the Isis Temple (Grützner et al., 2012) indicate an age bracketed between 2,050 and 1,900 BP, which overlaps the archaeological dating of its cons-truction around AD 60 (Bendala et al., 2010). This anomalous fact suggests the destruction of the Isis Temple during its construction, rela-ted to a large coseismic landslide event (> 5000 m3) affecting the eastern sector of the city and documented by geophysical prospecting (Silva et al., 2013). On the basis of these anomalies, recent interpretations suggest that after the acquisition of the “Oppidum Latinum” the old

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Roman city started to be improved. However, during the early building works an earthquake occurred so, taking advantage on the triggered destruction, the whole lower sector of the an-cient city was demolished (demolition horizon) and a new city design outlined (Silva y Giner Robles, 2014).Therefore, the age of the propo-sed earthquake (AD 40-60) overlaps the earlier construction works for most of the monumen-tal buildings (c. AD 50), the reparation works in the city wall (AD 30 - 50) and the anomalous in-terruption of the Theatre works (AD 20 to 70).

In contrast to the well documented AD 260-280 earthquake, the AD 40-60 event is only evidenced by few archaeological data in the city walls, Isis Temple and Theater, since re-building works removed any probable evi-dence within the city. However, onshore and offshore geological and geophysical research around the Bolonia Bay area have identify several late Quaternary active faults as pro-bable near-field seismic sources (Silva et al., 2005, 2009; Grützner et al., 2012). Onshore geological analyses include three fault trench analyses in the N-S normal fault system of the Sierra de la Plata and the Cabo de Gracia left-lateral fault about 3 km west of the city. Offshore seismic reflection profiles (Grützner et al., 2012) also identify N-S trending struc-tures in the Bolonia Bay (≤ 20 km S and SW of the city) with recent tectonic activity. Available data indicate that the offshore N-S oriented faults are the most probable seismic sources, since onshore fault trenching analy-ses didn`t throw conclusive palaeoseismic evidence (Grützner et al., 2012). Dimensions of identified offshore fault segments indicate that all these N-S oriented structures are able to generate Mw 5.5 – 6.0 seismic events, ca-pable to trigger VIII ESI-07 minimum local in-tensities in the littoral zone of the old Bolonia Bay (Silva et al., 2009; Grützner et al., 2012).

3.2.2. Palaeogeography and probable evi-dence of an intervening tsunami event

Geological evidence points to the probable occurrence of a moderate tsunami event

(bioclastic washover sands), dated at 2,150-1,825 cal. BP, about 500 m east of the ancient Roman city (Alonso-Villalobos et al., 2003) which overlap with the AD 40-60 earthquake (Fig. 3). Other authors identify similar sandy energetic layers of marine origin linked to the destruction and abandonment of a pottery workshop area in the Roman city of Carteia (Algeciras Bay) interpreted as a tsunami event occurred during the second half of the 1st century AD (Arteaga and González Martín, 2004). In both cases, it represents a mode-rate tsunami event up to 3-4 m high with a low inland penetration (< 300 - 500 m). In the case of Baelo Claudia, this moderate event would have been only capable to flood the lower sector of the city down of the present location of the Decumanus maximus (c. 6 m a.s.l.) causing damage in the old harbour and fish factory areas located along the ancient coastline (Fig. 3).

Following palaeogeographic reconstructions for the ancient Roman city based on geo-morphological mapping, geophysical sur-veys, boreholes, geoarchaeological data and submarine archaeological remains (Alonso-Villalobos et al., 2003; Silva et al., 2005, 2009), the ancient Bolonia Bay was protected by an old spit-bar system as displayed in figure 3. This figure shows the occurrence of “hypothe-tical” marsh areas and tidal channels in the in-ner zones of the old spit-bar system according to the meso-tidal nature of this littoral area and geomorphological data. Archaeological submarine findings and geophysical data by Alonso-Villalobos et al. (2003) support this coastline and harbour reconstruction during Roman times. Following these authors, the probable tsunami event would be the main responsible of the erosion and disappearance of the ancient beach barrier sheltering the old harbour zone (Alonso-Villalobos et al., 2003). In any case, both the moderate size of the probable tsunami and the occurrence of a sheltering beach-barrier, were the reason why only the areas below the Decumanus maximus (c. 6 m a.s.l.) were affected by the suspect tsunami event (Fig. 3). Consequently, the destruction of nearly the entire city wall

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Figure 3. Palaeo-geomorphological map of the Bolonia bay area during the 1st century AC based on geomorphological mapping (Silva et al., 2005) and submarine archaeological data from Alonso Villalobos et al. (2003) around the ancient urban area of Baelo Claudia. Are also included the locations of the boreholes (S) developed by Vorsevi

(Borja et al., 1993), and (A) Alonso Villalobos et al. (2003).Legend: (1) Marine abrasion platform; (2) Late Pleistocene Marine terraces; (3) Betic substratum; (4) Holocene spit-bar system including D1 and D2 dune system of south Spain; (5) Roman spit-bar system; (6) marshlands; (7) Post-Roman colluvium; (8) Flood plains; (9) Active channel beds and

distributaries; (10) Presently abandoned distributary channels; (11) Buildings and archaeological remains; (12) Roman harbour structures; (13) Accumulations of blocks and ashlars stones; (14) Palaeocliff; (15) Bedrock scarps. Roman

buildings: (Th) Theatre; (Tp) Temples; (F) Forum; (B) Basilica; (M)Macellum; (Ff) Fish factories; (Tr) Roman Baths. Base-map LIDAR terrain model (resolution: 5m).

Figura 3. Mapa Paleo-geomorfológico de la Bahía de Bolonia durante el siglo I AD basada en cartografías geomorfológicas (Silva et al., 2005) y datos arqueológicos submarinos de Alonso Villalobos et al. (2003) en el entorno

del conjunto urbano de Baelo Claudia. Se indican las localizaciones de los sondeos (S) realizados por Vorsevi S.A. (Borja et al., 1993) y (A) Alonso Villalobos et al. (2003). Leyenda: (1) Plataforma de abrasión marina; (2) Terrazas marinas del

Pleistoceno Superior; (3) Sustrato bético; (4) Barra litoral Holocena, incluyendo los sistemas dunares D1 y D2 del sur de la Península; (5) Barra litoral romana; (6) marismas; (7) Coluvión post-romano; (8) llanuras aluviales; (9) Canales

fluviales y distributarios activos; (10) canales distributarios abandonados actualmente; (11) Edificaciones y restos arqueológicos; (12) Estructuras portuarias romanas; (13) Acumulación de bloques y sillares, actualmente sumergidos;

(14) Paleoacantilado; (15) resaltes rocosos. Edificios romanos: (Th) Teatro; (Tp) Templos; (F) Foro; (B) Basílica; (M) macellum; (Ff) Factorias de salazón; (Tr) Termas. Mapa base Modelo del terreno LIDAR de 5m de resolución.

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and the lower sector of the city rebuilt on the “demolition horizon” was a consequence of seismic shaking (Silva et al., 2005). However, the occurrence of a moderate tsunami event is congruent with the offshore location of the probable seismic sources less than 20 km SW of the city (Grützner et al., 2012). The suspect tsunami record (bioclastic washover sands) can be also interpreted as storm-surge de-posits and its cataloguing as a true tsunami event needs additional evidence (Lario et al., 2010).

The apparent involvement of a moderate tsu-nami in the destruction of the lower sector of the city should be substantiated by a relevant archaeological anomaly related to the eastern necropolis of the city as highlighted by Prados Martínez (2011). According to this author the second burial level of the eastern necropolis, dated at < AD 68, displays an anomaly diffi-cult to interpret within the Roman funerary practices. In this burial level several tents of tombs located immediately to the south of the Via Carteia (eastern prolongation of the Decumanus maximus; Fig. 4) present a disor-ganized pattern with larger rich and smaller poor burials mixed and consistently orien-ted to the sea (south). Additionally, a nearly specific anomaly for this burial level, is the anomalous concentration of old funerary “sacred poles” (Bonsor Dolls) found in all the graves, also oriented towards the sea (Prados Martínez, 2011). According to this author, the seaward orientation of the tombs is an outs-tanding anomaly in the Roman funerary prac-tices, where graves were consistently orien-ted towards the main route adjacent to the necropolis in all cases. In our case, only this second burial level is seawards (southwards) oriented whilst the other previous and later burial levels are oriented to the Via Carteia (northwards) consistently with the Roman funerary practices (Prados Martínez, 2011). Only in the necropolis of “Isola Sacra”, loca-ted in the ancient Roman harbour of Ostia (Italy), a similar anomalous case of seawards facing tombs has been documented. On the other hand, the mixed and disorganized pat-tern of poor and rich tombs is also anoma-

lous, since in the Roman world the zones for rich and poor people burials were commonly separated (not mixed).

Finally, many of the “sacred poles” found in this burial level are also facing to the sea and most of these sculptured dolls symbolize “scare or crying human faces” as literally des-cribed by Prados Martínez (2011). This author links the occurrence of the “sacred poles” to the North-African Ibero-Phoenician tradition persisting around the Gibraltar Strait during Roman times, but the rest of the funerary ano-malies documented in the eastern necropolis remain presently unsolved (Prados Martínez, 2011). On the contrary, the concurrence of all the aforementioned anomalies in the second burial level of the necropolis would indicate the occurrence of a catastrophic event killing a large amount of people and inducing the massive burial of tens of citizens (rich and poor ones) during the second half of the 1st century AD. The 40-60 AD earthquake event, affecting to the lower sector of the city, would account by itself for these massive and disor-ganized burials, but the anomalous seaward orientation of the tombs and the sea-facing occurrence of scare-like face poles in the gra-ves strongly suggest the intervention of an energetic wave-event (EWE). Consequently, this preliminary interpretation of the fune-rary anomalies during the second half of the 1st century AD reported by Prados Martínez (2011) is not in disagreement with the oc-currence of a moderate earthquake-tsunami event triggered by a near-field seismic source, otherwise congruent with the offshore nature of the probable seismic sources identified in the Bolonia Bay area (Grützner et al., 2012).

4. Palaeoseismic analyses for littoral areas in the Mediterranean zone of SE Spain

4.1. AD 1048 Orihuela Earthquake (Alicante)

The AD 1048 Orihuela earthquake represents an example of the role of palaeogeographic evolution of estuarine environments in the understanding of poorly documented his-

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toric earthquakes. This earthquake is only documented by the historical description of the Arab geographer al-Urdi, first reported by Espinar Moreno (1994) in reference to the ancient “Muslim kingdom of Tudmir” (pre-sent Alicante and Murcia Regions) The origi-nal Arab text (12th Century AD) by al-Udri is entitled “News on earthquakes occurred in the farming areas (nahiya), cities of Murcia and Orihuela”.

The original description of the earthquake is as follows: “There was a series of earthquakes followed one another in the fertile plains of Tudmir, in the cities of Orihuela, Murcia and in the area between them (Segura Valley). That occurred after the year 440 of the Hijra (AD 1048). Tremors repeated continuously during a year, occurring several times every day and every night. Houses were destroyed, minarets and all high buildings collapsed. In Orihuela the main Mosque (Aljama) and its minaret were completely destroyed. The ground crac-ked over the entire agricultural area (nahiya) of the valley (hawma). Many wells and springs dried up and fetid water ejections occurred”. Nevertheless, regarding to the earthquake en-vironmental effects, other translations say that “many springs disappeared under the ground and other ones emerged welling up stinking waters” (Sánchez-Pérez and Alonso, 2004; Franco Sánchez, 2014) suggesting the occu-rrence of widespread liquefaction processes as occurred in this area during the AD 1829 Torrevieja event (Alfaro et al., 2001, 2012).

The original Arab text of al-Udri also mentio-ned the “littoral zone of Tudmir”, as well as the cities of Lorca, Cartagena, Elche, Santa Pola and Alicante. Espinar Moreno (1994) interpreted that all these localities were out of the macroseismic area, but the location of the “ancient littoral zone of Tudmir” has to be construed under the light of the palaeo-geography of the zone in the 11th century AD.

Following these descriptions, Espinar Moreno (1994) located the earthquake between Murcia (Mursiya) and Orihuela (Ûryula) be-cause those were the only populated urban

sites in that epoch. Presently, the macro-seismic epicentre is located in Orihuela with an assigned minimum intensity of VIII EMS (Martínez Solares and Mezcua, 2002), and no macroseismic data are available for lo-calities located east of Orihuela. This is an anomaly, since some authors indicate that the earthquake was similar to the well-do-cumented AD 1829 Torrevieja event (Alfaro et al., 2012), in which Orihuela recorded a similar VIII EMS intensity, but the strongest damage (IX-X EMS) was recorded in the eas-tern zone of the Lower Segura Depression. In this zone, the most severely affected lo-calities were Almoradí, Benejúzar, Rojales, Benijófar, Algorfa, etc., all them of Arab ori-gin, founded from the 9-10th centuries AD (i.e. Gutiérrez Lloret, 1995; Azuar Ruiz, 1999; Parra Villaescusa, 2013). Recent data indicate that the “Rábitas Califales” (little mosques) of Guardamar del Segura (10th century), about 18 km east of Orihuela (Fig. 4), were par-tially destroyed by this earthquake (Franco Sánchez, 2014). This author documents the southwards collapse of the mirháb and the southern wall of a mosque (M-II) of this ar-chaeological site, relating its eventual aban-donment to the earthquake destruction. This is a newly reported earthquake archaeologi-cal effect (EAE) for this seismic event, and the unique one in the eastern zone of the Lower Segura Depression (Fig. 4). The location of the site, about 2 km north of the Lower Segura Fault-trace, and the southwards collapse of the walls fit well with the earthquake se-condary effects on building fabrics listed by Rodríguez-Pascua et al. (2011). In fact, most authors identify the Lower Segura Blind Fault as the most probable seismic source for the AD 1829 and AD 1048 earthquakes (i.e. Giner, 2003; Alfaro et al., 2012).

4.2. Palaeogeographical evolution of the Lower Segura Depression

Recent palaeogeographic reconstructions (Tent Manclús, 2013) indicate that the Lower Segura Depression was occupied by a large bay, between Elche and Orihuela, subject

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to progressive sedimentary filling by the old prograding deltas of the Vinalopó (North) and Segura (South) rivers since c. 6,000 BP (Fig. 4). This large bay corresponds to the Ibero-Roman “Sinus Ilicitanus” described by Roman geographers, most of them largely based on the already mentioned “Ora maritime” of Avienus (i.e. Badie et al., 2000; Gagnaison et al., 2007). All these descriptions indicate the occurrence of a large shallow-marine bay with three main islands (Fig. 4), corresponding to the Tabarca Island, El Molar range-island and the San Isidro rocky islet (Tent Manclús, 2013). Some of the palaeogeographic reconstruc-tions indicate the occurrence of littoral sand-bars North (La Marina spit-bar) and South (Guardamar spit-bar) of El Molar Range Island giving place to the generation of a variety of marshlands, salt marshes and lagoon areas (Blázquez and Usera, 2004; Giménez Font, 2009). Palaeogeographic reconstructions by Tent-Manclús (2013) consider time windows of 500 years from pre-Roman (4,000 BC) to present times (AD 2,000) based on seismic stratigraphy of the zone, sea-level models for the western Mediterranean, subsidence/uplift rates models, digital elevation models and Landsat thematic-mapper images. In fact, the old embayment of the Lower Segura Depression (Sinus ilicitanus) was featured by the occurrence of shallow marshlands, which were progressively filled and/or drained from Roman times (Fig. 4). Eventually, in the early 18th century, the zone was subjected to large artificial drainage works in order to reclaim the existing swampy littoral areas for agricul-ture in charge of the Cardenal Beluga, old bis-hop of Cartagena (Bernabé Gil, 1999; Giménez Font, 2009). The last artificial drainage works of the ancient marshlands were carried out during the second half of the 20th century, during the years 1950 – 1956 (Delgado et al., 1988). At present, only El Hondo Lake (c. 4 km2) is preserved as a protected remnant of the old swampy bay zone (c. 750 km2; Sinus Ilicitanus) featuring the Lower Segura Depression in ancient times (Fig. 4).

First works featuring the ancient Sinus Ilicitanus as a micro-tidal shallow-marine es-

tuarine area under the sedimentary influence of “prograding delta bodies” are those by Blázquez and Usera (2004) and Giménez Font (2009). Previous works on the zone only pro-vide sketch-maps on the probable distribution of swampy areas and salt-marshes from his-torical Middle-Age documents (i.e. Gutiérrez Lloret, 1995; Azuar Ruiz, 1999) or historical development of Muslim to modern irrigation systems in the zone (Parra Villaescusa, 2013). Following the work of Tent-Manclús (2013) from pre-Roman to Roman times (1st century AD) the Segura river-delta front was located in the vicinity of the Callosa Range south of the San Isidro rocky islet, (Figs. 4 and 5). The delta consisted of a main lobe with the Segura River main channel running towards the NNE and flowing into the Sinus Ilicitanus in the vi-cinity of the present locality of Catral. The old Roman coastline bordered the present loca-lities of Catral, Rafal and Benejuzar about 11 km ENE from Orihuela (Fig. 5). Tent-Manclús (2013) identifies an anomalous subsidence event between the AD 1 and AD 200, which triggered the abandonment of the old NNE Roman delta-channel that shifted to an E-W orientation, flowing along the present locali-ties of Almoradí, La Daya and San Fulgencio (Fig. 4). This new delta prograde into the mar-shlands and generated several small delta-lobes south of the El Molar Island. This pa-laeogeographical conditions remained until the 10th century, when the first Muslim sett-lements occurred in the Lower Segura zone (i.e. Gutiérrez Lloret, 1995; Azuar Ruiz, 1999). In historical documents of the early 14th cen-tury (“Libros del Repartimiento de la Huerta de Orihuela”) similar palaeogeographical con-ditions are reported (Azuar Ruiz, 1999).

Descriptions of the zone made by the Arabic geographer al-Udri in the 11th century (Sánchez-Pérez and Alonso, 2004) indicate that: “The river of Tudmir (Segura river) has water mills that irrigate the orchards of this territory. The main channel of the river starts in Qattara Askaba (Alcantarilla), and reaches the properties of the inhabitant of Mursiya (Murcia), to the limit of the farmstead of Taws (Cox?), which belongs to the city of Ûryula

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(Orihuela). The inhabitants of Ûryula opened a large canal in the river, which starts from their lands (Acequia Mayor of Orihuela – Main irrigation Canal) reaching the place called al-Qatrullat (Catral) over a length of 28 miles (43 km; Alcantarilla – Catral). The main channel of the river ends at the South of this site, in the agricultural region called al-Muwalladín (Almoradí) flowing towards the farmstead known as al-Yuzahira (near Algorfa). From this site the river flows into the sea at the place known as al-Mudawwir (Almodovar)”.

These original descriptions suggest the occu-rrence of two main channels of the Segura

river branching in Orihuela, the first one flowing to the NE towards Catral (converted into an irrigation canal) and the main one flowing to the towards the Almoradí –Algorfa area (East) as illustrated in figure 5. However, there is still an open debate regarding the lo-cation of the old site of Almodovar (village disappeared in AD 1266), also mentioned by other Arab geographers such as Al-Idrisi and Al-Dimasqhi, in reference to the old outlet of the Segura river (Sánchez-Pérez and Alonso, 2004). The descriptions and palaeogeo-graphic reconstructions of the zone during Muslim times (Gutiérrez Lloret, 1995; Azuar Ruiz, 1999; Giménez Font, 2009) clearly indi-

Figure 4. Palaeogeographical reconstruction of the Lower Segura Depression and Segura valley based on the proposals of Tent-Manclús (2013), reconstructions of ancient acequia systems (irrigation channels), historical data on reclaimed lands of the ancient Sinus Ilicitanus and palaeogeographical descriptions from Roman to Muslim times by Pocklington

(1989), Azuar Ruiz (1999), Gutierrez Lloret et al. (1999); Sánchez-Pérez and Alonso (2004) and Parra Villaescusa (2013). Base map 25 m resolution DEM Instituto Geográfico del Ejército.

Figura 4. Reconstrucción paleogeográfica de la Depresión del Bajo Segura basada en las propuestas paleogeográficas de Tent-Manclús (2013), reconstrucciones de los sistemas de acequias y periodos de desecación artificial del antiguo

Sinus Ilicitanus Ibero-Romano y descripciones paleogeográficas de época romana y musulmana realizadas por Pocklington (1989), Azuar Ruiz (1999), Gutiérrez Lloret et al. (1999); Sánchez-Pérez y Alonso (2004) y Parra Villaescusa

(2013). Mapa base DEM Instituto Geográfico del Ejército de 25 m de resolución.

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cate that the inner coastline of the Sinus ilici-tanus marshlands was bordering the localities of Almoradi-La Daya-Algorfa in the South and Catral in the North, presently at about 14 km from the shoreline (Fig. 5).

4.3. The ancient delta of the Segura River and population of the zone during the 10th to 11th centuries

Reconstructions of the irrigation systems during the Muslim period in the zone (i.e. Azuar Ruiz, 1999; Bernabé Gil, 1999; Parra Villaescusa, 2013) evidence how the early Muslim settlers took advantage of the dis-tributary pattern of the ancient Segura River delta system to develop the irrigation system of the western area of the present Lower Segura Depression. These reconstructions allow inferring the occurrence of two main delta lobes drained by two main channels and several meandering distributaries. For this work, we have projected all the irrigation sys-tems and old tracks-ways with meandering or anomalous bent geometry on digital elevation models of the zone. The projection results in fingered patterns (foot-bird patterns), resem-bling the distributary patterns of river-domi-nated deltas (Fig. 4), which is consistent with the micro-tidal nature of this Mediterranean coast. Additionally, it has been noted that the major irrigation canals (acequias) and some of the largest tracks in the studied zone, cons-tituted the main ancient delta-channels, pre-sently about 3-4 m above the adjacent plains, suggesting the occurrence of channel-levee systems (probably enlarged and fixed during the Muslim epoch). On the contrary, minor ca-nals used by the evacuation of leftover waters (Azarbes) are commonly at the ground level and display frequent rectilinear geometries and clear cross-cutting relationships with the main canals (acequias) indicating their clear man-made nature.

The analysis of irrigation systems of the Lower Segura Depression indicate the occurrence of two main river-dominated delta lobes progra-ding in the ancient wetlands (remnants of the Sinus Ilicitanus) as illustrated in figures 4 and

5. These deltaic bodies occupied the eastern zone of the Lower Segura Depression west of Almoradí (Fig. 5), from which some delta-channels fragmented the ancient marshlands separated from the sea by growing spit-bar systems (Fig. 5). This historic scenario fits well with the palaeogeographical reconstructions of the zone for the Muslim period developed by Gutiérrez Lloret (1995), Azuar Ruiz (1999), Giménez Font (2009) and Tent-Manclús (2013). In any case, the strategy of transfor-mation of old distributary channels of deltas (or alluvial fans) in well-developed irrigation systems was imported by the Egyptian people (Yund Army) occupying the zone since the 9th century AD, as illustrated by the irrigation systems developed in the alluvial fans of the Segura River at Murcia, and the Guadalentín River at Lorca (i.e. Pocklington, 1989; Silva et al., 2008).

Figure 5 illustrates the most probable geo-metry and features of the Segura river-delta protruding into the old estuarine zone. The oldest delta-lobe (A1; Fig.5), located bet-ween the localities of Callosa and Catral (NE Orihuela), corresponds to the old Roman delta lobe drained by the “Acequia Mayor de Orihuela-Callosa” described by al-Udrí (main Roman river channel) and five main distri-butaries (acequias of Albatera, Moncada, Algimet, Benimancox and Bemira) occu-pying an area of c. 9-10 km2. The second lobe (A2; Fig.5), located between the locali-ties of Molins and Almoradí (East Orihuela), corresponds to the delta lobe active from post-Roman to early Muslim times (< 9th cen-tury AC) drained by the “Acequia Vieja de Almoradí” (main Muslim river channel) with four main distributaries (acequias of Aceyt, Teyl, Almisgram and Mayayo) occupying an area of c. 5 km2. From the 10th century AD the eastern delta lobe largely prograded into the eastern marshlands generating a “bird-foot delta” and different minor delta lobes at AlmoradÍ, San Fulgencio, El Molar and Catral (B1 to B4; Fig.5). In our palaeogeographical reconstruction we have also included the main channel of the Segura River identified by Tent Manclús (2013), with arched geome-

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Figure 5. (1) Theoretical reconstruction of active delta lobes and channel systems of the Segura River during Roman (A) and Muslim (B) times protruding in the ancient marshlands of the Sinus Ilicitanus. Also is illustrated the evolution of

the rambla-delta of Benferrí (C) during both epochs and the location of the main segments of the Lower Segura blind-fault and El Molar Range Anticline (in red). (2) hypothetical reconstruction of ESI-07 intensity zones during the AD 1048 Orihuela earthquake based on the theoretical ground-susceptibility induced by the location of inactive pre-Muslim and

active Muslim delta lobes and marshlands. (3) ESI-07 Intensity zones triggered by the AD 1829 Torrevieja earthquake after the nearly complete artificial dissecation of the ancient Sinus ilicitanus. Maps 2 and 3 produced for the Catalogue

of Geological Effects of Earthquakes in Spain (Silva and Rodríguez-Pascua, 2014).Figura 5. (1) Reconstrucción teórica de los lóbulos activos del antiguo delta del río Segura durante época romana (A) y musulmana (B), progradando en el interior del antiguo Sinus ilicitanus. También se muestra la evolución dela rambla-

delta de Benferrí durante ambas épocas y la localización de los diferentes segmentos de la Falla inversa ciega del Bajo Segura y el anticlinal de la Sierra de El Molar. (2) Reconstrucción hipotética de las teóricas zonas de intensidad ESI-07 (IX y VIII) en función de las susceptibilidad del terreno, condicionada por la actividad deltaica (lóbulos activos

e inactivos) durante el terremoto de 1048 AD. (3) Zonas de intensidad ESI-07 generadas durante el terremoto de Torrevieja de 1829 AD, ya con la práctica totalidad de la depresión desecada artificialmente. Los mapas 2 y 3 han sido

producidos durante la elaboración del Catálogo de efectos geológicos de los terremotos en España (Silva y Rodríguez-Pascua, 2014).

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try and flowing close to the southern sector of the Molar Range (ancient island) where developed an small delta lobe (B3; Fig. 5). This main channel, converted into an irriga-tion canal (Acequia Vieja de Almoradí), is still documented in the early 14th century (Azuar-Ruiz, 1999). Its path is clearly delineated, de-limiting the large works for the artificial drai-nage of the eastern zone of the Lower Segura Depression carried out by the Cardenal Beluga in the 18th century (Fig. 4). Historical recons-tructions of the Lower Segura Depression during Muslim times (Gutiérrez Lloret, 1995; Azuar Ruiz, 1999) are largely based on the his-toric documents “Libros del Repartimiento de la Huerta de Orihuela” (Torres Fontés, 1988), written between AD 1266 and AD 1312, af-ter the “Reconquista” (Christian Reconquest) of the Tudmir Kingdom. These landscape re-constructions identify and locate the main marshlands (marjales) and salt-marshes (saladares) not improved for agriculture du-ring Muslim times, and consequently non-productive swamped wetlands in the epoch as illustrated in Fig. 5. The palaeogeographi-cal model developed in this paper provides a geological basis for the aforementioned landscape reconstructions based on histori-cal descriptions.

According to the palaeogeographical recons-tructions of the zone by Tent Manclús (2013), the present E-W course of the Segura river, adjacent to the Lower Segura blind fault, was firstly outlined after the 11th century, and nearly stabilized in the 14th century with its present outlet into the Mediterranean in the vicinity of Guardamar del Segura (Fig. 4), when the old distributary system of the Segura delta was converted into irrigation canals. The AD 1048 Orihuela earthquake probably triggered important landscape changes in the small delta-lobes and eastern channels of the Segura River into the marshlands. Landscape changes would probably include the almost definitive southwards shifting of the main Segura River that facilitated the Muslim oc-cupation of the zone and the enlargement of the irrigation systems on the former (maybe abandoned) delta distributary channels, after

the AD 1048 earthquake. This can be inter-preted as another abrupt subsidence event in the zone as those identified by Tent Manclús (2013) during Roman times between AD 1 and AD 200, otherwise coherent with the kinematics of the Lower Segura blind fault zone. Reverse activity of the fault promoted the occurrence of E-W active surface folding within the Lower Segura Depression (Alfaro et al., 2012). The most relevant E-W anticline is placed in the El Molar Range, generating a subsiding syncline zone to the South, between the anticline and the present Segura River channel, parallel to the fault trace (Fig.5). Repeated seismic activity would cause rapid subsidence events South of El Molar anticline promoting repeated southwards shiftings of the main river channel. Inter-seismic periods, with limited progressive surface folding, will allow the progradation of delta channels nor-thwards till the southern flank of El Molar an-ticline (Figs. 4 and 5).

4.4. Palaeogeographical implications for seis-mic hazard analyses in the Lower Segura Depression

The progressive growth of the Segura river-delta and palaeogeographical reconstructions from Roman times provided in this work has a relevant impact in the interpretation of seis-mic damage records in the zone. A first im-plication is that during the AD 1048 Orihuela event the main localities in the zone were Murcia, Orihuela and Callosa as described by al-Udri (11th century AD). In contrast, other mentioned locations in the muslin texts, such as Catral, Almoradí and Algorfa were merely early agricultural farmsteads bordering the estuarine non-productive swampy areas. On the contrary, the zone between Murcia and Orihuela, including both cities, was located in the ancient Roman delta lobe. Therefore, the description of the AD 1048 earthquake only mentioned these two main localities in which urban development were already important. In contrast, in the surrounding agricultural areas only generalized ground cracking, hy-drogeological and liquefaction processes are

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mentioned. This is in agreement with the do-minantly swampy nature of the zones in the epoch. Consequently, besides earthquake environmental effects, it is nearly impossible to obtain other macroseismic data previous to the human development of the eastern zone of the Lower Segura Depression from 11th century AD. The exception is the destruc-tion of the “Rábitas Califales” in Guardamar del Segura built on the emergent spit-bar of Guardamar in the eastern end of the Lower Segura Depression (Fig. 5). This newly repor-ted EAE data indicate that the entire Lower Segura Depression from Orihuela (West) to Guardamar (East) underwent significant ground shaking of intensities VIII to IX ESI-07 as proposed by Franco-Sánchez (2014). Figure 5 (2) depicts the hypothetical intensities zo-nes and the earthquake macroseismic epicen-tre probably linked to the western segment of the Lower Segura Fault.

The second implication is that a presumed southward shifting of the Segura main river-channel occurred after the AD 1048 Orihuela earthquake as inferred from the palaeogeo-graphical models proposed by Tent Manclús (2013). This fact can be preliminary interpre-ted as a significant earthquake environmental effect (EEE), which normally occur from inten-sities ≥ IX (Michetti et al., 2007) and allows to propose the location of the macroseismic epi-centre on the western segment of the Lower Segura Blind Fault (Fig. 5). As aforementioned, the southwards shifting of the Segura River main-channel towards the fault trace can be interpreted as a coseismic subsidence event along the fault and m-scale uplift (bulging) to the North along the axis of El Molar anticline. Moreover any cm-scale uplift in a micro-tidal estuarine environment (< 15 cm) would faci-litate the emergence of large areas and faci-litate the human occupation of the zone for agricultural expansion. Following this idea, the abrupt subsidence event identified by Tent Manclús (2013) during Roman times (AD 1 – AD 200), triggering a similar shifting of the Segura River main-channel, could be also in-terpreted as an ancient earthquake affecting the Lower Segura Depression. In any case,

these are only preliminary hypotheses that must be tested through future palaeoseismo-logical investigations, but if eventually proved will imply recurrence periods for Torrevieja-type events of c. 800 - 1000 years in the area.

The third implication is related to environ-mental and building damage distribution du-ring the well-known AD 1829 Torrevieja ear-thquake (Mw 6.6; IX-X EMS; Martínez Solares and Mezcua, 2002). Following the palaeo-geographical reconstruction proposed in this work, it is clear that the strongest seismic da-mage induced by this earthquake event is fo-cused in the eastern zone of the Lower Segura Depression affecting the localities built on the old Muslim delta channels and lobes (Fig. 5). The Torrevieja earthquake was characterized by widespread occurrence of liquefaction in this area with massive ejection of sand and salt-waters, mainly affecting the localities of Dolores, Daya vieja, San Fulgencio, Benijofar, Rafal, Formentera, Benejuzar and Almoradí. Data from Larramendi (1829) indicate that sand ejections affected an area of about 5 km2 in the Muslim delta lobe (Eastern zone), but also about 3.2 km2 around Orihuela in the old Roman delta lobe (Western zone). The localities of Almoradí and Benejúzar, placed in the eastern Muslin delta-lobe, were tota-lly destroyed and rebuilt. A similar seismic scenario occurred during the recent Emilia-Romagna earthquake (Mw 6.2) in the Pianura Padanna (Southern Po Plain, Italy), where lo-calities located on old river palaeochannels underwent strong seismic damage induced by liquefaction, widespread ejection of sand and water, repeated ground waving and slo-shing (Emergeo, 2013, Rodríguez-Pascua et al., 2015). Figure 5 (3) illustrates the ESI-07 intensity zones corresponding to the AD 1829 Earthquake according to the documented building and environmental damage, com-piled for the production of the Catalogue of Earthquake Geological effects in Spain (Silva and Rodríguez-Pascua, 2014). In the macro-seismic maps of figure 5 the isoseismals have been delineated according to the ancient pa-laeogeography of the zone for both historical periods (Fig. 4).

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4. Conclusions

This paper offers a geological basis on the palaeogeography of past estuarine environ-ments described by Roman and Arab geogra-phers in different Atlantic and Mediterranean zones in southern Spain. Palaeogeographic reconstructions developed in this paper evidence that past littoral landscapes affec-ted by ancient and historical earthquakes were largely different to the present ones and underwent severe changes as a conse-quence of tsunami events (Atlantic zones) or rapid subsidence-surface uplift processes (Mediterranean zones). Most of the palaeo-geographic interpretations are based on the combination of geological, historical and/or archaeological data provided by a large number of previous studies to illustrate the evident need of multidisciplinary approaches for the macroseismic analysis of ancient and historic earthquakes.

Currently, macroseismic analysis of past ear-thquakes in Europe are conducted through the application of the EMS-98 intensity scale (European Macroseismic Scale) largely based on historical descriptions of building damage (Grüntal, 1998). The application of this scale exclude intensity assessments based on envi-ronmental damage (i.e. coseismic landslides, liquefaction or tsunamis) and provide poor guide lines on the evaluation of induced da-mage by environmental earthquake effects. On the other hand, these conventional ma-croseismic evaluations of past earthquakes don’t consider the ancient palaeogeography of the affected zones. As illustrated in this pa-per, a “seismic palaeogeography” is necessary to perform “realistic” approaches for past earthquakes. This will benefit the evaluation of probable site effects and intensity distri-butions in “populated” and “non populated areas”, since the latter are out of the “capabi-lity” for conventional macroseismic investiga-tions of past (and recent) earthquakes based on the EMS-98 scale (i.e. building damage).

The ESI-07 intensity scale (Environmental Seismic Intensity; Michetti et al., 2007) pro-

vide an useful tool for the geological macro-seismic assessment of ancient and poorly documented historical earthquakes. This can be applied to surface-faulting and no surface-faulting past seismic events, allowing an inde-pendent analysis of intensity distribution. In fact, the examples used in this paper are not related with surface-faulting earthquakes, but with relevant secondary earthquake effects (tsunamis, landslides or liquefaction) docu-mented from the geological record or infe-rred from ancient landscape reconstructions and changes. The recently published Spanish Catalogue of Earthquake Geological Effects (Silva and Rodríguez-Pascua, 2014) gathers geological and environmental information for past and recent seismic events. This has been summarized in this paper for three outstan-ding examples in which the collected geolo-gical and archaeological macroseismic infor-mation clearly exceeds the scarce available historical data.

Figure 1 illustrates the present state of knowledge on the geological record of ear-thquake and tsunami events in the Iberian Peninsula, including ancient earthquakes. As indicated in the Figure 1 the available in-formation for these events is of “Quality G”, which means (Silva and Rodríguez-Pascua, 2014): Information for events, generally not included in conventional seismic catalogues, from which the most outstanding information comes from geological analyses recently pu-blished in scientific journals (palaeoseismic and archaeoseismic research papers). These contrast with “Quality A” events (fully docu-mented by epoch reports, newspapers, his-torians and recent geological analyses) and “Quality B” ones (vaguely documented by historical information, but with some geo-logical analyses published from the late 19th century). “Quality C” events (vaguely docu-mented by historical information and without geological analyses) have been not included in figure 1.

As illustrated in this paper, the geological in-formation of “Quality G” events can be in the range of many of the “Quality A” ones, such

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as the AD 1829 Torrevieja earthquake (Fig. 5), documented by the epoch-field reports of Larramendi (i.e. 1829) and De Prado (1863). This is because strong seismic events, above intensity VII, are usually printed in the strati-graphy, in the landscape (Michetti et al., 2005) and in archaeological sites (if any).Quaternary geology (Palaeoseismology) and more re-cently Geoarchaeology (Archaeoseismology) are the more suitable disciplines to: (a) re-cover past unknown earthquakes; (b) com-plete the macroseismic information of poorly known historically documented events.

The three ancient events studied in this pa-per illustrate that (1): The realistic analysis of ancient earthquakes requires the recons-truction of old palaeogeographic scenarios based in a wide range of multidisciplinary data; (2) The palaeoseismological and ar-chaeoseismological background data can be clearly extended beyond the classical fault-trenching analyses in the case of no-surface faulting earthquakes; (3) Off-fault data from the analyses of secondary earthquake envi-ronmental effects improve the macroseismic information in ancient non-populated areas (i.e. Michetti et al., 2005, 2007). The last is of application in near-field cases (Baelo Claudia and Orihuela), but also in the far-field (Atlantic Punic Event), providing an unique tool to study the distribution of intensity zones for ancient earthquakes and/or non-populated areas in historical ones.

Additionally, earthquake archaeology can put constrains on the directivity of ear-thquake archaeological effects, pointing to the geographical quadrant more prone to be located the seismic source, as in the case of Baelo Claudia (Giner et al., 2013). However in this particular case, the seismic source re-mains obscure, but very probably in an offs-hore location SSW to the ancient Roman city (Grüztner et al., 2012). Seismic profiles from these authors show steep submarine slopes and related slump deposits linked to N-S map-ped offshore faults. Recently, Hoffmann et al. (2014) described something similar to the Baelo Claudia case: an “enigmatic tsunami”

in the Arabian Sea caused by an onshore Mw 7.7 earthquake in Pakistan (> 200 km away). The first interesting issue enhanced by these authors is that minor ground shaking was sufficient to trigger an offshore slump c. 100 km away, and a subsequent tsunami, as steep slopes and loose material were present in the source area. Second, the resultant tsu-nami showed a very strong directivity effect (Hoffman et al., 2014). Similar cascade-effect processes could explain why tsunamites are observed in the Bolonia Bay only, and also why the estimated run-up is comparably large (c. 6 m height). Therefore an onshore seismic source, triggering a sort of catastrophic cas-cade effects cannot be rejected for the Baelo Claudia study case. On the contrary In the Orihuela case, for sure the Lower Segura fault zone was the responsible for the earthquake, but the particular activated segment remains unclear, likely the western segment.

Regarding to this last earthquake, the palaeo-geographical analyses developed in this pa-per, can help to understand the Norman inva-sion (Vikings) suffered by Orihuela in the AD 859, after different attacks in Huelva, Sevilla and Algeciras directly from the sea (Franco Sánchez, 2014). Today the Viking assault to Orihuela is an “historical enigma” since the rest of the attacks of the Vikings in Spain, Portugal and the Western Mediterranean, were to littoral localities directly from the sea, but Orihuela is located about 18 km inland. Now the palaeogeography of the zone during the Muslim epoch (Fig.4) allow to explain the Viking`s ships navigated across the “Sinus ilicitanus” reaching the southern river-delta mouths and following upstream the Segura river and old estuarine areas towards the Muslim Uryula (Orihuela).

Acknowledgements

This work has been funded by the Spanish-FEDER research projects CGL2012-37281 -C02.01 (QTECTBETICA-USAL), CGL2012-33430 (CSIC) and CGL2013-42847-R (UNED). This is a contribution of the INQUA TERPRO

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Project 1299 (EEE Metrics) and the Spanish Working Group QTECT-AEQUA. The authors are grateful to C. Grützner, F. Gutiérrez and J. Rodríguez-Vidal for the numerous comments improving the original version of the paper.

References

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doi:10.17735/cyg.v29i1-2.31699

Eventos marinos de alta energía y cambios traumáticos en los asentamientos costeros del Suroeste de la Península Ibérica

High-energy marine events and traumatic changes in coastal settlements of the Southwestern Iberian Peninsula

Gómez, F.(1); Arruda, A.M.(2); Rodríguez-Vidal, J.(3); Cáceres, L.M.(3) y Ruiz, F.(3)

(1) Departamento de Historia I, Facultad de Humanidades, Universidad de Huelva, Avda. Tres de Marzo s/n., 21071 Huelva, España. [email protected]

(2) UNIARQ (Centro de Arqueologia da Universidade de Lisboa), Faculdade de Letras, Universidade de Lisboa. 1600-214 Lisboa, Portugal.

(3) Departamento de Geodinámica y Paleontología, Facultad de Ciencias Experimentales y Campus Internacional CEIMAR, Universidad de Huelva, Avda. Tres de Marzo, s/n. 21071 Huelva, España.

Resumen

La explicación de la Protohistoria del suroeste peninsular está experimentando cambios sustanciales, al haber incorporado en su investigación técnicas multidisciplinares que la alejan de la tradicional interpretación de los textos antiguos. Actualmente, se matiza la importancia de los colonos orientales y también se intenta conocer la aportación de la sociedad occidental al proceso, a partir de mediados del I Milenio a.C. De ello se deduce que la sociedad occidental, con los descendientes indígenas y el aporte de orientales, formaría grupos más o menos homogéneos, vinculados a la obtención y comercio internacional de productos mari-nos, con asentamientos costeros situados entre el Algarve occidental y la bahía de Cádiz, donde se situaba la capitalidad de la Liga Gaditana. A partir del 237 a.C., la invasión cartaginesa no produjo grandes novedades en el sistema, pero, al finalizar la Segunda Guerra Púnica, se detectaron cambios físicos con un aspecto muy traumático, aunque no llegaron a tener un reflejo negativo en su continuidad durante el período romano republicano. Si las destrucciones son evidentes, así como la pacífica continuidad romana, nuestra propuesta es que un posible EWE, de edad aproximada 218-209 a.C., pudo causar las destrucciones físicas registradas en algunos asentamientos costeros, como contraste a la continuidad de otros asentamientos situados tierra adentro, y no una consecuencia de la guerra.

Palabras clave: Protohistoria, Liga Gaditana, industria pesquera, tsunami, suroeste atlántico.

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Abstract

The explanation of South-West Prehistory experienced substantial changes when multidisciplinary techniques were incorporated in its research, which apart said new explication from a traditional historical interpretation based exclusively on classical texts. The importance of eastern sailors and colonists is mainly tinted and also it seems necessary to demonstrate which role was played by the local society, especially as from the middle of the first millennium BC. At that time, Western Society, including local and newcomers descendents, was formed by more or less homogeneous groups related together to the production and international commerce distribution of marine resources obtained in sites located in the Atlantic coast, between the Cape of St. Vin-cent in Portugal and the Cadiz bay in Spain, being the later the capital of the so named ‘Cadis League’. It is un-derstand that as from ca. 237 BC Carthaginian invasion did not produce large changes in the fish productions and their international commerce systems, but after Second Punic War some physical changes seems to be almost traumatic although they did not affected the continuity of the whole system along the further roman Republican period. In that case, if the physical destructions are evident as also are roman pacific continuity of coastal sites, it is possible to ascertain than an EWE dated 218-209 B.C. could be responsible for above physic collapses and not a result of the war, always in accordance with documented evidence obtained in some of the coastal sites, in contrast with the normal continuity observed on synchronic inland sites.

Keywords: Protohistory, Cadis League, fishing industry, tsunami, Southwestern Atlantic Coast.

1. Introducción

En los últimos veinte años, los trabajos sobre la actividad sísmica del golfo de Cádiz y su re-gistro geológico han aumentado de manera considerable. La existencia de esta sismicidad ha sido demostrada por los abundantes y mi-nuciosos datos históricos del terremoto de Lisboa de 1755, a partir de los cuales conoce-mos las enormes pérdidas económicas y hu-manas producidas en la costa atlántica portu-guesa y española. Este terremoto parece que tuvo una magnitud (Mw) estimada de 8,5 y un maremoto asociado que invadió las costas atlánticas iberomagrebíes con altura de olas entre 4 y 15 m. A partir de estas evidencias, se ha profundizado en la sismotectónica de la región (p.e., Terrinha et al., 2003), en los re-gistros geológicos del consiguiente maremoto (p.e., Ruiz et al., 2013) y en la vulnerabilidad actual de algunas ciudades costeras (p.e., Lima et al., 2010).

Aunque el maremoto es el peligro más evi-dente y llamativo de invasión marina de estas regiones, otros grandes eventos energéticos pueden producir olas catastróficas o períodos prolongados de tormentas, que modifican

sensiblemente la configuración de la línea de costa. Lario et al. (2010) definen a este con-junto de eventos catastróficos como Extreme Wave Events (EWE), ya que es muy frecuente que solo el estudio del registro geológico no sea suficiente para poder diferenciar su gé-nesis. Se necesitan, por tanto, otros elemen-tos auxiliares de carácter ambiental o antro-pogénico, como pueden ser las evidencias arqueológicas de ocupaciones costeras que desaparecieron drásticamente, finalizaron su actividad sin causa aparente o fueron trasla-dadas a otro lugar no muy lejano.

La existencia del gran terremoto-maremoto de Lisboa de 1755 hace que nos preguntemos sobre la ocurrencia pasada de un evento de magnitud similar. Aunque algunos catálogos muestran que han existido numerosos even-tos energéticos en el pasado (Lario et al. 2010), parece que, por ahora, el único EWE sísmico semejante al de Lisboa ocurrió entre el 218-209 a.C., con un claro registro geoarqueológico en Doñana (Rodríguez-Vidal et al., 2011) y en la Bahía de Cádiz (Luque et al., 2002).

El objetivo principal de nuestro trabajo es aportar pistas históricas y arqueológicas so-

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bre el abandono, translocación o reutilización de los asentamientos humanos costeros de finales del siglo III a.C. y sus posibles causas naturales (EWEs) o humanas (p.e. Segunda Guerra Púnica y consiguiente proceso de ro-manización), así como sus consecuencias en los hechos históricos.

2. El proceso histórico en la segunda mitad del I Milenio a.C.

En los últimos años, la explicación histórica de la Protohistoria del suroeste peninsular ha experimentado cambios esenciales, gra-cias a haber incorporado en su investigación trabajos específicos desarrollados desde dis-ciplinas científicas diferentes de las escrupu-losamente consideradas históricas, las cua-les, al estar basadas en la interpretación de los textos clásicos, han coartado su posible veracidad.

Por ello, parece que ahora la reconstrucción histórica tradicional de todo el I Milenio a.C. ha dejado de ser una base válida estricta-mente aceptada, pues solo ha proporcionado aspectos relacionados con el conocimiento del momento vivido por sus redactores, por lo que no se adecuan para explicar los mo-mentos que describen. Como ejemplo, se mencionaban países o naciones inexistentes todavía en los primeros siglos del I Milenio a.C., que solo se conformarán más tarde, en algún caso no mucho antes de sus momentos finales.

En los últimos años la explicación de las re-laciones entre Oriente y Occidente también ha experimentado cambios sustanciales en los planteamientos que parecían estar mejor fijados, tales como la estructura de la teórica “Precolonización Fenicia de Occidente” (Ce-lestino et al., 2008), según se observa en la costa atlántica en general y en el Suroeste en particular (Ruiz Mata y Gómez, 2008). Así, hay que entender la fácil dominación por los fenicios de la sociedad occidental, que para algunos no tenía por qué existir antes del si-glo IX a.C. (Escacena, 2008).

Nos parece fundamental que buena parte de los cambios se deban a la prudencia y a la aplicación de técnicas multidisciplinares, ta-les como las dataciones de radiocarbono, de las pastas cerámicas y otros productos para conocer su procedencia, de los metales y sus residuos, o de la aplicación de técnicas de campo como la Geoarquelogía, para una me-jor contextualización de los hallazgos.

En los últimos años, a pesar de ello, en esta nueva línea explicativa multidisciplinar, se están mezclando datos teóricos con inter-pretaciones subjetivas y anacrónicas de la geografía prehistórica del Suroeste (Abril et al., 2013), indicando la relación entre posi-bles EWEs con la desaparición en el III Mile-nio a.C. del complejo cultural calcolítico de Valencina de la Concepción o de la ciudad de Tarteso a mediados del I Milenio a.C. Sin duda, y a pesar del interés que puedan sus-citar los supuestos hechos históricos, haría falta contar con datos empíricos contrasta-dos, mucho más amplios que referencias textuales muy posteriores, para explicar cambios generalizados de escala territorial, en especial si este cambio fue de carácter físico o natural, que sí debe mostrar algún tipo de evidencia en el registro geoarqueo-lógico, aunque no haya sido recogido por los clásicos.

En relación con otros hitos históricos y su in-terpretación para la Protohistoria, durante el período en cuestión, los límites del comercio fenicio, como la toma de Tiro por Nabucodo-nosor, suelen llevarse al siglo VI a.C.; a pesar de que dos siglos antes la política de Tiglath Pileser III y sus seguidores inmediatos ya ha-bían dado al traste con la hegemonía tiria, forzando así el comienzo de la expansión co-lonial en el Mediterráneo, en general a partir del tercer tercio del siglo VIII a.C. Los elemen-tos de cultura material oriental de cronolo-gía anterior, en gran parte del Mediterráneo y del Atlántico, corresponden a una primera fase exclusiva de contactos comerciales, ini-ciada antes del siglo VIII a.C., que nada tiene que ver con la “Colonización Fenicia de Occi-dente” (Gómez, en prensa).

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También, siguiendo todavía las teorías de Schulten (1945), en la segunda mitad del si-glo XX se ha defendido una colonización de la Península Ibérica por fenicios y griegos, política y económicamente enfrentados; otra colonización cartaginesa de tipo imperialista posterior que, además, habría destruido a la mítica ciudad de Tarteso, y que, de acuerdo con los tratados suscritos por Roma y Car-tago, se habrían repartido el comercio medi-terráneo y clausurado el estrecho de Gibraltar a los primeros (Niveau, 2001). Lógicamente, presupuestos como éstos tampoco pueden ser aceptados, en especial desde la reciente revisión histórico-arqueológica del Próximo Oriente (Gilboa, 2012; Gómez, 2013).

Frente a la continuidad fenicia, al menos desde el siglo V a.C., la costa atlántica en general y la bahía de Cádiz en particular contarán con otros recursos importantes que darán lugar a su auge ocupacional a partir de esa fecha, entre los que destacan la facilidad de captu-ras piscícolas apropiadas y la obtención de sal marina, que es un principal conservante de alimentos (Ruiz Mata et al., 2006). No parece inconsecuente que esta actividad sea relacio-nada directamente por algunos con la presen-cia de púnicos-cartagineses en el Suroeste desde muy temprano, es decir, para también conectar cualquier hecho importante con la recurrente “colonización fenicia”, primero ti-ria y después cartaginesa. Sin embargo, de-bería tenerse en cuenta que al mencionar a la bahía de Cádiz se hace referencia a una zona del espacio mediterráneo, donde el con-sumo de productos marinos por la sociedad occidental fue sin duda un hecho constante desde la Prehistoria, por la variedad de sus especies (Soriguer et al., 2009; López Ama-dor y Ruiz Gil, 2010b), así como la obtención de sal para su conservación, incluso desde el III Milenio a.C. (Escacena et al., 1996). Tal vez otra cosa sea su comercialización a es-cala internacional en esos momentos, que sí podría ser consecuente con la presencia de comerciantes orientales –no necesariamente fenicios– especializados desde muy antiguo (Gómez, 2013). No obstante, a pesar de ello, debe dejarse abierta la posibilidad que la

sociedad local controlara y aprovechase los recursos propios en momentos previos a la teórica colonización.

Parece muy normal pues, que antes del 237 a.C., si se sigue una de las interpretaciones más recurrentes, gran parte de la costa del Suroeste se relacionara con el denominado “Círculo Gaditano”, con las islas del Medite-rráneo central y con la metrópolis cartaginesa (Ruiz Gil, 1995; Frutos y Muñoz, 2008), pero es poco probable que Cartago liderase alguna forma de hegemonía política o comercial en Occidente antes del desembarco de Amílcar. En realidad, la denominación anterior puede sustituirse por la de “El Círculo del Estrecho” o por la de “La Liga Gaditana”, que indica que además de centralizarse la producción y el comercio de las salazones de pescado y otros productos alimenticios en Occidente, se hace referencia a una atadura política con capitalidad específica en la bahía de Cádiz, la cual también agrupaba a las poblaciones de ascendencia semita asentadas en torno al es-trecho de Gibraltar (Almagro, 2012), incluso hasta la zona de cabo San Vicente. Esta deno-minación, acuñada por Tarradell en 1967, es utilizada hoy con prudencia pero para limitar una posible preponderancia cartaginesa en Occidente, que hasta ahora solo había sido una posibilidad escasamente reivindicada (Frutos, 1991).

Desde el punto de vista arqueológico, relacio-nado con la cultura material, en el Círculo del Estrecho se observa continuidad durante más de mil años en la producción alfarera, desde el siglo VI a.C. hasta la Antigüedad Tardía, en especial la relacionada con envases para la sa-lazón (Niveau y Blanco, 2007; Sáez, 2010), que confirma la importancia del recurso, como posiblemente fueron los metales en momen-tos anteriores. Por tanto, la principal industria del Suroeste a partir del siglo V a.C., además de la agricultura y la ganadería tradicionales, serán factorías de salazón y talleres costeros para la fabricación de envases para unos re-cursos específicos, y también la de una vaji-lla de mesa propia de gran calidad (Niveau, 2004). Actividades todas que nada tienen que

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ver con la tradicional producción de los me-tales occidentales, considerada hasta ahora la principal atracción para los orientales antes del siglo V a.C. Esta situación de aprovecha-miento de la pesca y la elaboración de sala-zones la veremos extendida desde el cabo de San Vicente hasta prácticamente el área de Gibraltar. La costa del Algarve, pese a que todavía no hayan claras evidencias de facto-rías de garum hasta época romana, será un reflejo de lo que ocurre en general en el área gaditana durante la Edad del Hierro, como si siempre hubiese sido una extensión de la Turdetania (Arruda, 2006; 2012), una realidad que, además, tendrá continuidad durante el período romano republicano (Arruda et al., 2005; Fabiao, 2006; Bernardes, 2010).

Ese escenario resulta evidente y muy claro desde la investigación arqueológica más re-ciente, pues si no existieron diferencias entre el Algarve y la costa sur portuguesa, más al norte, desde el período orientalizante hasta fines del siglo VI a.C. (Arruda, 2012), sí deben resaltarse esas diferencias en el período si-guiente, cuando, como se ha visto más arriba, el Algarve se equiparó con el mundo púnico-gaditano. Como se verá más adelante, la con-tinuidad está reflejada en las excavaciones de Castro Marim, Tavira, Faro, Cerro da Rocha Branca en Silves, o Monte Moliâo en Lagos. Tampoco se ven diferencias en los siglos si-guientes, con ánforas tipo Mañá Pascual A4 evolucionadas junto a B/C y D de Pellicer y Tiñosa identificadas en Castro Marim y en los otros sitios del Algarve, donde también es re-currente la cerámica de Kuass (Sousa, 2010), y parece extraño que hasta niveles cercanos al 70% se trate de vasos fabricados con arcillas quizás gaditanas (Arruda, 2012).

Algo más tarde, como resultado del primer enfrentamiento bélico entre Roma y Cartago, y con la velada excusa de conseguir suficiente riqueza para pagar a Roma las cargas impues-tas, pero con la solapada intención de refor-zar su maquinaria militar y capacidad econó-mica para resarcirse de la derrota, el general Amílcar Barca desembarcó en Cádiz en el año 237 a.C. Desde allí y solo en unas décadas, los

cartagineses se apoderarían de gran parte de la Península Ibérica, según vemos en sitios del interior no estimados anteriormente como Niebla (Campos y Gómez, 2004; Campos et al., 2006).

Los resultados del consiguiente enfrenta-miento entre Cartago y Roma, al final de la denominada Segunda Guerra Púnica por los historiadores latinos, serán los inicios de la romanización de la Península Ibérica. Este importante proceso implica la transición a un nuevo período histórico que será habitual-mente seguido por historiadores y arqueólo-gos clásicos (Toscano et al., 2013), un hecho dominado en parte como vimos por la inter-pretación de los textos y que, casualmente, no aporta demasiada información para seguir todo el proceso durante el último tercio del siglo III a.C.; no debemos olvidar que esos textos fueron redactados por los vencedores.

3. Metodología

En los últimos años, la existencia y los efectos de varios tsunamis holocenos han sido des-critos por numerosos autores, incluyendo el área de estudio entre el cabo de San Vicente y la bahía de Cádiz (Baptista y Miranda, 2009; Lario et al., 2010; Ruiz et al., 2012; González-Regalado et al., 2013; Ruiz et al., 2013, en-tre otros). Algunos pueden considerarse muy importantes por sus posibles efectos sobre la población costera, como el histórico del pri-mero de noviembre de 1755, aunque existen otros anteriores, como el de finales del siglo III a.C. (Rodríguez-Vidal et al., 2011) del que aún desconocemos los daños que pudo producir. Lo realmente importante sería conocer el al-cance de su dimensión destructiva, pues las evidencias geoarqueológicas solo nos ofrecen información física del evento, por medio de catas y sondeos mecánicos, o destrucciones documentadas en cualquier antiguo asenta-miento excavado.

De la posible relación entre el registro ar-queológico de los asentamientos situados en las costas del suroeste atlántico y el más

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específico del registro geológico de esa costa y de sus formaciones holocenas, surgen cons-tantes que pueden analizarse para explicar el desarrollo de eventos marinos de alta ener-gía, identificables a través del estudio de ca-pas sedimentarias singulares, denominadas tsunamitas.

Pero si del registro arqueológico se puede inferir la existencia de esos EWEs en momen-tos específicos, el registro geológico en zonas alejadas de las poblaciones costeras, por no haber sido contaminadas con posterioridad, pueden servir para establecer, además de su cronología, su posible incidencia en la conti-nuidad o discontinuidad de los asentamientos humanos.

Si recordamos los efectos que en la mentali-dad de la sociedad moderna luso-española, o incluso europea, produjo el terremoto histórico de 1755 (Martínez Solares, 2001), debemos comprender cuan alta pudo ser la repercusión de otros previos. Dicha repercu-sión sería mayor si los eventos dieron lugar a súbitas transformaciones de la costa y de sus accidentes, la destrucción de infraestruc-turas portuarias, las pérdidas de vidas y en la flota pesquera, la comercial y la de guerra, de lo que es posible no contemos con evi-dencias ni menciones en los textos. De estos últimos EWEs, solo el registro arqueológico contemplado desde esta perspectiva, a través de la lectura de antiguos informes o memo-rias de excavación, pueden hacer sospechar de su implicación en ellos y así incidir en su identificación y alcance en la transformación y/o continuidad de los yacimientos por ellos afectados, para así desarrollar las necesarias técnicas para su estudio y explicación histó-rica en cada caso.

4. Poblamiento humano

La reconstrucción histórica del suroeste pe-ninsular, en general, muestra evidencias de destrucción en las estructuras habitacionales e industriales de ciertos yacimientos costeros que, por fecharse entre los años finales del

siglo III a.C. y los inicios del II siguiente, se han relacionado con el final de la Segunda Púnica y los inicios de la romanización. Este registro, en cambio, no parece afectar a la continuidad de la industria de pesca, salazón y fabricación de envases específicos para la comercializa-ción del garum gadeirita y otras conservas, el cual sería muy famoso en el mundo Medite-rráneo desde el comienzo de estas activida-des, al menos desde el siglo V a.C.

4.1. Continuidad y cambio en los asentamien-tos costeros del Suroeste

Como resultado de la investigación más re-ciente, aparecen concomitancias entre la costa situada a Poniente y a Levante del río Guadiana en la segunda mitad del I Milenio a.C., en especial por el hecho de compartir las actividades de la industria de salazón de pro-ductos marinos y su comercialización inter-nacional mediterránea, que podría integrar a ambas zonas en la denominada Liga Gaditana. Esta entidad política fue la responsable de la organización social y poblacional de los asen-tamientos, con unas cuantas ciudades que con posterioridad conformarían el esquema urbano romano, destacando entre ellas Os-sonoba, Balsa, Baesuri, Onoba y Gades. Junto con éstas, debe considerarse un buen número de factorías más o menos importan-tes, lógicamente con sus puertos exclusivos, pequeña flota especializada, talleres para la manipulación de la pesca y de la recolección, almacenes y hábitat para la élite social, obre-ros y tal vez esclavos, que indica un tipo de la población turdetana de la costa atlántica del suroeste en esos momentos (Figura 1).

4.2. Los asentamientos del interior

En el mismo período histórico, los asenta-mientos turdetanos del interior son bien co-nocidos (Toscano et al., 2013) presentando, como alternativa a las destrucciones anterio-res, diferencias sustanciales, ya que pueden relacionase con destrucciones traumáticas antropogénicas, como los incendios. Sirva

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como ejemplo la destrucción física de mura-llas construidas durante los siglos V-III a.C. y la de otras nuevas pero con técnicas de corte helenístico conocidas en el conjunto del Me-diterráneo (Bendala y Blánquez, 2002-2003).

En el ejemplo de Niebla, indica la sucesión de eventos de tipo antrópico que pueden re-lacionarse primero con la presencia bárcida en el Suroeste y algo más tarde con la de las tropas romanas y los comerciantes itálicos. La responsabilidad de esos sucesos pudo adju-dicarse a través del estudio del registro de la cultura material, detectado en el primer caso por la aparición de típicas cerámicas carta-ginesas de importación y por otras romanas republicanas después, en especial campa-nienses y algunas ánforas (Campos y Gómez, 2004). Como el tiempo es demasiado corto, durante el tercer tercio del siglo III a.C. es di-fícil establecer cómo fue el proceso. Esta di-ficultad se incrementa dado que, en muchos casos, destrucciones y nuevos programas son difíciles de incluir en un tiempo específico, a no ser que pueda deducirse a partir de técni-cas constructivas, estéticas o funcionales, que se adscriban bien al mundo cartaginés o bien al romano, a menos que se cuente con un buen registro arqueológico que identifique la procedencia de las importaciones.

5. Un evento marino de alta energía como indicador de las destrucciones al final del siglo III a.C.

La implicación de EWEs en el devenir de asentamientos costeros es resultado de in-vestigaciones muy recientes. Como inicio de los estudios locales, algunos cambios morfo-lógicos en la flecha de La Algaida (Sanlúcar de Barrameda, Cádiz) han sido analizados en relación con el evento producido durante el 218-209 a.C., indicando la adscripción del asentamiento humano antes y después del mismo, desde finales del siglo III a.C. (Rodrí-guez-Vidal et al., 2011). La cronología final de la primera fase como santuario había sido propuesta por diferentes investigadores, sin poder precisar en qué momento del siglo po-día darse por destruido ni por qué, y los datos arqueológicos que definían al asentamiento fueron suministrados desde la década de los ochenta, con revisiones posteriores (Blanco y Corzo, 1983; Corzo, 1984; López Amador y Ruiz Gil, 2010a); mientras que los geoló-gicos, partiendo de hipótesis de trabajo, se obtuvieron directamente en el campo, con el objetivo de documentar los posibles cambios físicos producidos por el evento en la ocupa-ción de un sitio en particular (Rodríguez-Vidal et al., 2011). De esta forma, La Algaida puede

Figura 1: Localización aproximada de los asentamientos mencionados en el texto, a lo largo de una paleolínea de costa reconstruida, correspondiente al último máximo transgresivo postglaciar.

Figure 1: Approximate location of the settlements mentioned in the text, along a reconstructed shoreline corresponding to the Late Postglacial highstand.

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considerarse un punto de partida que permi-tirá conjugar los datos empíricos obtenidos, desde la Geomorfología y la Arqueología, en relación con yacimientos arqueológicos, para aspectos difícilmente explicables si solo se in-vestigara de la forma hasta ahora considerada como tradicional.

5.1. Asentamientos en la costa gaditana

Para la bahía de Cádiz en general, la afección a las múltiples factorías de salazón conoci-das, los numerosos hornos de producción de envases, las salinas, los puertos con o sin sus naves destruidas (Frutos y Muñoz, 2008; Muñoz y Frutos, 2009), deben ser razonados en conjunto con la evolución de otros yaci-mientos de mayor importancia estructural o poblacional, como el Castillo de Doña Blanca, el de Chiclana, o el santuario de Sancti-Petri. En todos ellos, dada su continuidad en la ocupación, han podido detectarse o no cam-bios estructurales hasta el período romano republicano.

El reciente descubrimiento de un nuevo asen-tamiento fenicio en la bahía de Cádiz, en el Castillo de Chiclana (Bueno y Cerpa, 2008), ha venido a crear nuevas expectativas en rela-ción con la tradicional fundación de Gadir por los tirios y la continuidad poblacional en esta zona del Suroeste, en especial por la arquitec-tura defensiva típicamente oriental localizada (Bueno et al., 2013). Ocupado el sitio desde el Bronce Final, con materiales cerámicos fa-bricados exclusivamente a mano, a partir de los inicios del siglo VIII a.C. comenzaría una fase de ocupación que implica la presencia de cerámicas a torno y la construcción de una muralla de casernas de tipo oriental (Bueno y Cerpa, 2008), semejante a otras conocidas en Occidente (Bueno et al., 2013). Después de estas dos fases de ocupación, continúa con una segunda fase fenicia situada entre los si-glos VII y VI a.C., y se sabe que también tuvo continuidad entre el siglo V y la romanización (Bueno y Cerpa, 2008). Para los excavadores del sitio, la ciudadela del castillo debe po-nerse en relación con el Herakléion, situado

en el islote localizado en el mar, justo delante del antiguo puerto que debería estar en el río Iro, ahora solo una zona marismeña sin posi-bilidades de navegación por barcos de cierto porte. Por todo ello, aunque con las descrip-ciones publicadas no puede valorarse todavía la existencia de una fase destructiva entre los siglos III y II a.C., es muy probable que, de haber existido, haya quedado registrada se-dimentariamente, aunque debe contarse con el efecto pantalla que pudo realizar la Isla de León, atenuando la efectividad destructiva de las olas.

El santuario del Hércules Gaditano en el islote de Sancti-Petri, delante de Castillo de Chi-clana y en la desembocadura del río Iro, por su importancia religiosa tradicional (García y Bellido, 1963; Corzo, 2005), debe tenerse en cuenta por su especificidad. Como ya se ha dicho, su localización en el islote, tan solo a unos metros sobre el nivel del mar, lo haría muy frágil al más pequeño evento de tipo marino, incluso en las mareas equinocciales, y cualquier tipo de arquitectura estaría su-jeta a destrucciones traumáticas en eventos de mayor importancia. Tal vez este haya sido el motivo por el que los posibles restos de asentamientos humanos en la isla han sido eliminados, encontrándose, algunos de ellos, en el fondo marino de la actual desemboca-dura fluvial.

Un ejemplo característico de la afección a un importante yacimiento arqueológico en particular, lo encontramos en el Castillo de Doña Blanca, tal vez la Gadir de las fuentes antiguas (Ruiz Mata, 1999). Sus inicios como asentamiento fenicio y desarrollo histórico a lo largo del I Milenio a.C. es conocido a tra-vés de lo publicado hasta ahora (Ruiz Mata y Pérez, 1995), un conocimiento obtenido en campañas de excavación desarrolladas desde 1979, y cuyo lapso de ocupación en la Edad del Hierro puede extenderse entre los inicios del siglo VIII a.C. y fines del III a.C. Si para la fase inicial existen todavía posibilidades de afinar su cronología, para su abandono como lugar habitado, aunque en una primera etapa se hablaba del siglo IV a.C., siempre se

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ha relacionado grosso modo con el final de la Segunda Guerra Púnica y los inicios de la romanización, que es como decir entre fines del siglo III y los inicios del siguiente. A partir de esa fecha no hay dudas de que Gades, la ciudad de Balbo, debe ser referida específi-camente a la actual Cádiz, con su puerto al-ternativo en otra zona específica de la bahía, seguramente en las cercanía de El Puerto de Santa María (López y Pérez, 2013).

En relación con el desarrollo de la ciudad fe-nicia de Doña Blanca, a lo largo de su ocupa-ción, al menos se construyeron tres sistemas defensivos completos y otras refacciones, en general superpuestos unos a los otros, que implican la capacidad de sus habitantes, su prestigio internacional y su potencial econó-mico, así como, lógicamente, la necesidad de protección en momentos problemáticos. El análisis de los restos de fauna marina-maris-meña excavados como basuras desechadas a lo largo de medio milenio (Morales et al., 1994), indica la transformación ambiental del espacio costero donde se localizó ese puerto y en ese tiempo.

En relación con este trabajo resulta intere-sante explicar la fecha concreta en que se abandona el sitio y por qué (Ruiz Mata y Pérez, 1995; Ruiz Mata, 2001), toda vez que podría coincidir con momentos importantes de la conclusión de la Segunda Guerra Pú-nica (Ruiz Gil, 1995), pero también pudo ha-ber influido en ello el EWE del 218-209 a.C. En primer lugar, no parece demasiado clara y segura la adscripción de la última fase de mu-ralla de casernas en un momento específico de los siglos IV-III a.C., ni la del nuevo tramo con sillares engatillados y leve almohadillado documentado en el extremo suroriental, que tal vez sería de época bárcida (Ruiz Mata y Pérez, 1995; Ruiz Gil, 1995; Ruiz Mata, 2001; Bendala y Blánquez, 2002-2003). En segundo lugar, los destrozos causados por un ariete en la muralla de casernas (Ruiz Mata y Pé-rez, 1995), así como la munición de catapulta documentada (Ruiz Mata, 2001), podrían re-lacionarse bien con el momento o bien con posterioridad al desembarco de Amílcar, que

explicaría las consiguientes refacciones y sus novedosas técnicas llevadas a cabo durante la ocupación cartaginesa, siempre antes del 218-209 a.C.

El tesorillo de monedas cartaginesas hallado en el interior de una de las casernas de la mu-ralla de los siglos IV-III a.C., que fueron acuña-das ca. 221-210 a.C. (Alfaro y Marcos, 1994), como ocultación o pérdida accidental y sin cronología precisada, en la década de los no-venta no aportaba demasiado a su específica explicación en el registro arqueológico. En la actualidad, tal vez se podría relacionar con un EWE que arrasó parte del sistema defensivo, especialmente vinculado con la fachada ma-rina del recinto. Todos estos hechos estarían relacionados con el contexto histórico de la ocupación de la Gadir cartaginesa, posterior al 237 a.C., quizás en torno al 218-209 a.C., tal vez en 216 a.C. por Asdrúbal (Mederos y Ruiz, 2011), o unos años después con la des-trucción histórica de Magón en el 206 a.C. (Ruiz Gil, 1995). Finalmente la población se trasladaría hacia el interior, a Medina Sido-nia, donde pudo sentirse a salvo de la flota cartaginesa (Mederos y Ruiz, 2011), o ¿de un peligro natural llegado del mar?

La ruina de una parte de la muralla de caser-nas y del sector meridional, el aterramiento del puerto con sedimentos aportados por el posible tsunami, no comprobado con son-deos específicos hasta ahora, así como el re-sultado de la II Guerra Púnica con los inicios de la romanización, conforman un panorama que justificaría el abandono de la ciudad y la búsqueda de otro lugar como sustituto. Esta búsqueda se manifestará posteriormente en la ciudad de Balbo, en la Cádiz actual, que sería una vuelta al paisaje de puerto marí-timo que fue su principal dedicación. A ello ayudaría la crisis de las factorías de salazón del entorno de la bahía y con ella las de fabricación de los envases especializados, y también con la ruina de las salinas entre otras industrias locales. La recuperación de estas actividades implicaría la necesidad de nuevas inversiones que solo pudieron lle-gar con los comerciantes romanos (Niveau

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y Blanco, 2007), seguramente encabezados por itálicos, que con su gestión aportarían el capital necesario para la continuidad de todo el sistema.

5.2. Asentamientos en el estuario del Guadal-quivir

La continuidad de la costa hacia el noroeste se transforma con el seno que implica el siem-pre denominado Lacus Ligustinus, que ahora algunos quieren definirlo como Golfo Tarté-sico (Abril et al., 2013). En las orillas de este lagoon estuarino (Ruiz et al., 2010), se loca-lizaban importantes sitios protohistóricos, tales como Évora, tan cercana a la arrasada Algaida (Carriazo, 1973), Mesas de Asta (Gon-zález et al., 1995), Lebrija (Caro, 1991), Cabe-zas de San Juan (Pellicer y Escacena, 2007), Coria del Río (Escacena e Izquierdo, 2001), Chillar e, incluso, El Rocío (Campos y Gómez, 2001) (Figura 1). Todos estos asentamientos se localizaban en los esteros y cerca de la ori-lla del entrante desde el Bronce Final y con la función de puertos marismeños (Gómez, 2009b), los cuales han mostrado una historia diversa poco homogénea, aunque los datos obtenidos no permitan saber si todos tuvie-ron continuidad hasta la romanización o, por el contrario, si alguno terminó mucho antes del período en estudio. Los que continuaron siendo habitados en la segunda mitad del I Milenio a.C., por la evolución del lagoon y a lo largo de su proceso de colmatación, que implicaría la somerización de los puertos, pu-dieron ser afectados por el EWE del 218-209 a.C., pero solo la investigación en cada uno de ellos podría avanzar algún dato importante para su contrastación.

5.3. Asentamientos en la costa onubense

Más hacia occidente, no parece necesario destacar por su escasa entidad y cronología sitios ocupados en este momento, hasta lle-gar a la desembocadura de los ríos Tinto y Odiel, en la denominada ría de Huelva. En el caso de Onoba, de acuerdo con su situación

en el interior del estuario, algo lejos de la lí-nea de playa, pudo ser menos afectada que otros sitios de la propia costa. Ello no quiere decir que los de Saltés o de Aljaraque (Bláz-quez et al., 1971) no fuesen afectados por un tsunami como ocurrió en el de 1755 pero, en la propia Huelva, los efectos destructivos en la arquitectura del siglo XVIII se debieron a los terremotos sufridos en las horas previas más que a la subida de las aguas (Martínez-Sola-res, 2001). La situación del sitio protohistó-rico, entre la cima de los cabezos, sus laderas y el llano junto a la marisma, donde estaría el puerto internacional (Gómez, 2009a), la hacían un lugar muy proclive a cambios rela-cionados con la morfología de los cabezos, en especial a la erosión en las cimas, transporte de sedimentos por sus laderas, y deposición en las zonas llanas, todo ello favorecido por la arroyada. La zona más alta, en torno a los 50 metros s.n.m., debió quedar libre de la afección directa del tsunami, pero no tuvo por qué ser así con el puerto y parte del pie de las laderas.

Si atendemos a la explicación del fenómeno de 1755, la masa de agua entraría por las ba-rras, cabalgándolas en su caso, y rompería contra las zonas acantiladas, destruyendo lo que encontraba a su paso, en especial por la fragilidad de la arquitectura del momento. De acuerdo con la escasa información que tene-mos de la Huelva del período situado entre los siglos III y II a.C., ya que principalmente se ha atendido a la primera mitad del I Mi-lenio a.C. (Gómez y Campos, 2001), tan solo sabemos que en un momento previo a esos dos siglos, el espacio ocupado por la ciudad se habría retraído hasta el entorno de la plaza de San Pedro y, por ello, el principal registro arqueológico procede de las cimas (Blázquez et al., 1970; Belén et al., 1978). Por esta tesi-tura sería aventurada cualquier tipo de expli-cación de los efectos del evento del 218-209 a.C., pero instamos a que se preste atención a ese momento en futuras excavaciones que se realicen en Huelva. No obstante, aparte de destrucciones momentáneas que pudo pro-ducir el evento, en el puerto solo debe enten-derse la afección a la flota y a una posible in-

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dustria para la fabricación de salazones en el llano, que sí está documentada en el período siguiente (Amo, 1976; Campos y Vidal, 2006). No pueden utilizarse los datos conocidos para la isla de Saltés y quizás la zona de Aljaraque, toda vez que entendemos corresponden fun-damentalmente a períodos posteriores, pero que serán tratados en otro trabajo de esta misma revista.

Continuando hacia Poniente, en un espacio cercano al curso del río Piedras, en la margen derecha de su antigua desembocadura, en la década de los sesenta se llevaron a cabo dos campañas de excavación en el sitio de La Tiñosa, que aportaron la descripción de una factoría de salazón de los siglos IV-III a.C., una de las primeras conocidas en el golfo de Cádiz (Belén y Fernández-Miranda, 1980). Aunque se entendía que la mayor parte de las insta-laciones se encontrarían en la playa y laderas bajas del sitio, donde no fueron estudiadas, las excavaciones se realizaron en la zona más alta de un cabezo creado por erosión dife-rencial que hoy se sitúa a 44 metros s.n.m. y bastante separado de la línea de playa actual, que fue muy modificada por el tsunami de Lisboa de 1755.

En la estratigrafía obtenida, el denominado Nivel II se interpreta como un depósito espe-cial, tanto por sus características físicas como por su contenido y situación como últimos sedimentos del sitio. Se interpretó como un basurero de corta vida que, sin embargo, alcanzó un grosor medio de 15 cm. Estaba formado por conchas de moluscos, restos de peces, huesos y cerámicas, especialmente pa-redes de ánforas contenedoras de salazones del lugar, que deben fecharse entre fines del siglo III y los inicios del II a.C., coincidiendo con el final de la Segunda Guerra Púnica y los inicios de la romanización. La parte inferior del Nivel II y en contacto con la superficie pre-via presentaba un aspecto grasiento de color verdoso, que es fácil relacionar con el con-tenido de las mismas ánforas esparcido una vez rotas éstas en grandes fragmentos en un mismo momento, y no como envases o vasos normalmente desechados.

Por todo ello, La Tiñosa pudo ser fuertemente golpeada por el terremoto-tsunami del 218-209 a.C., que, al menos, destruiría la estación pesquera en el litoral, con los talleres, alma-cenes y varadero, además de dañar significa-tivamente el poblado en la cima del cabezo. La existencia de una posible continuidad del asentamiento podría establecerse en el sitio ya romano de El Terrón, muy cercano hacia Levante (Campos y Gómez, 1996).

La siguiente zona a considerar se localiza en la desembocadura del río Guadiana, donde sa-bemos de la existencia del asentamiento de Ayamonte en la margen izquierda, con mate-riales de fines del siglo VIII a.C. en la necró-polis fenicia (García y Cabaco, 2009a), aunque todavía no el final del asentamiento (García y Cabaco, 2009b).

5.4. Asentamientos en la costa del Algarve

En la margen derecha del río Guadiana des-taca, por su importancia, el asentamiento de Castro Marim. Se trata de un sitio costero, perfectamente integrado en la bocana del amplio estuario, que ya existía desde la Edad del Bronce (Pereira, 2012). Después de diez campañas de excavación, y a partir del estu-dio de los materiales y análisis de radiocar-bono, es posible establecer hasta cuatro fases de ocupación de la Edad del Hierro (Arruda et al., 2013). La continuidad indica, en su fase II, los inicios en la primera mitad del si-glo VII a.C., hasta la Fase V, que representa tres sub-fases integradas entre la segunda mitad del siglo V y finales del IV, y también durante el III a.C. (Arruda et al., 2013). Debe destacarse que la posible continuidad en la ocupación ha podido ser destruida por las actividades antrópicas realizadas en la zona del castillo, pero el hecho de que en el Fuerte de Sâo Sebastiâo hayan aparecido materia-les republicanos podría indicar que no hubo realmente discontinuidad en la ocupación del sitio (Arruda y Pereira, 2008) sino, tal vez, solo momentánea o circunstancial, debido a un fenómeno natural como proponemos en este trabajo.

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En el curso más bajo del río Gilâo, el asenta-miento protohistórico de Tavira muestra simi-litudes con algunos de los ya mencionados, como el Castillo de Chiclana o Castro Marim, al existir desde el final de la Edad del Bronce (Maia y Gómez, 2012) y por la existencia de murallas de tipo fenicio como las del Castillo de Doña Blanca o del de Chiclana. El asen-tamiento se prolonga al menos desde finales del siglo VIII a.C. (Maia, 2005), continuando su ocupación hasta el siglo III a.C. (Maia, 2000; 2006; 2008), cuando se trasladaría al cerro de Cavaco, aguas arriba del río Gilâo, y posteriormente a Balsa, otra vez cerca de la playa, como se ha visto sucedió en la bahía de Cádiz.

Los materiales excavados en la zona más baja de la colina indican su vinculación con la pesca y el envase de salazón, como cualquiera de los sitios anteriores. Si precisamente esos materiales se han fechado en momentos in-mediatamente anteriores a los años finales del III a.C., tal vez las construcciones islámicas y posteriores pudieron ocultar una fase algo más tardía, que solo futuras excavaciones podrán evidenciar o rechazar. No obstante, la falta de continuidad posterior por la no ex-cavación del Cerro de Cavaco que sería una prueba de su continuidad allí, precisamente protegido de posibles eventos, nos llevaría a pensar que el EWE de 218-209 a.C. sí afectó a esta zona del curso del Gilâo, incluso a Tavira, aunque su incidencia pudo estar matizada por la posición de socaire que ocupa la des-embocadura del río en relación con el Cabo de Santa María, dependiendo del rumbo se-guido por las aguas del tsunami. Desde luego la continuidad industrial entre Tavira y Balsa, incluso en la cronología, no deja de ser muy cercana a la de otros sitios costeros.

El siguiente sitio importante es Faro, situado también junto al mar, en lo que ahora se de-nomina Vila-Adentro y por ello en plena área urbana. En la Antigüedad se trataba de una pequeña colina a 9 m de altitud, rodeada de las marismas de la Ría Formosa, con un buen puerto y el espacio necesario para un asenta-miento como los anteriores desde finales del

siglo IV a.C., o en cualquier caso en el siglo III a.C. (Sousa, 2010). Como en otros sitios por-tugueses, la cerámica gaditana de tipo Kuass y las correspondientes ánforas permiten con-siderar una cierta continuidad entre los tipos del siglo III a.C. y los que deben fecharse, des-pués de un período tal vez de interrupción, en la segunda mitad del siglo siguiente, ya en un ambiente romano-republicano (Sousa, 2010). La posición prácticamente en la orilla del mar, a muy baja altura, y los materiales estudiados hasta ahora permiten entender que el EWE de 218-209 a.C. pudo afectar negativamente al sitio, que se recuperaría con la presencia romano-republicana hasta convertirse en la capital del Algarve, la imperial Ossonoba (Ber-nardes, 2011).

En el Consejo de Lagos, Monte Molião, ex-cavado desde 2006, se conforma como asen-tamiento situado a 30 m de altitud, desde donde domina la bahía, que tal vez fuese el sitio de Laccobriga (Arruda y Sousa, 2013). Después de la presencia de materiales del si-glo III a.C., a partir del último tercio del siglo II a.C. comenzarán las producciones romano-re-publicanas (Arruda, 2008; Arruda et al., 2008; Arruda y Pereira, 2008; Arruda et al., 2011; Sousa y Arruda, 2010; Arruda y Sousa, 2013; Detry y Arruda, 2013), con cerámicas tipo Kuass y campanienses (Sousa y Arruda, 2013). La cultura material detectada permite integrar la primera ocupación entre los siglos IV-III, en muchos aspectos semejante a los sitios sincró-nicos del área de Cádiz, de donde procederían los tipos Mañá Pascual A4 y D de Pellicer, y de la costa algarvia, así como vajilla de mesa de tipo Kuass conocida desde finales del siglo IV a.C. (Arruda et al., 2008). Para el siglo II a.C. existen datos arquitectónicos con materia-les que también son conocidos en los asen-tamientos costeros, que al menos indicarían una continuidad en la ocupación semejante a otros sitios. El hecho de que los materiales romanos puedan fecharse desde mediados del siglo II a.C. (Arruda et al., 2008), podría hacernos apoyar que Monte Moliâo también experimentó la dureza del posible tsunami, al menos en sus zonas más bajas relacionadas con el puerto, razón de ser de su existencia.

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6. Conclusiones

Entendemos que en el futuro será necesario sondear los sitios arqueológicos que presen-ten las características necesarias para docu-mentar sedimentos transportados por EWEs, a través de la presencia de micro y macro-fauna marina y otros elementos alóctonos, para definir la existencia específica de tsuna-mitas (Guerra et al., 2013).

En el caso de explicaciones históricas rela-cionadas con EWEs, existen interpretaciones que debemos entender al menos todavía como apresuradas. El intento de relacionar dos tsunamis detectados entre 4000-3300 BP con las destrucciones del asentamiento de Valencina de la Concepción por un lado y la del mítico Tarteso por otro (Abril et al., 2013), solo es parte de reconstrucciones hi-potéticas no contrastables con argumentos basados en datos empíricos, pues ni conoce-mos la estructura de la sociedad del III Mile-nio a.C. en la línea de costa del Lacus Ligusti-nus, ni Tarteso puede relacionarse fielmente con las marismas del Guadalquivir. Aunque se asegura que un mayor refinamiento del método no afectará a sus conclusiones sobre los efectos físicos del evento, sí lo hace, drás-ticamente, la explicación histórica a partir una mínima revisión arqueológica de ambos procesos.

La relación de posibles EWEs con la interpre-tación del proceso histórico, la entendemos como una herramienta positiva tanto para historiadores como para geólogos. Con la in-corporación del posible EWE, datado a fines del siglo III a.C., se explicarían mejor hechos históricos importantes, tales como el aban-dono o crisis de la ciudad de Doña Blanca, una de las Gadira fenicias de la bahía, la destruc-ción del santuario de Melkart en Sancti Petri y tal vez del Castillo de Chiclana; todo ello hasta ahora explicado por el saqueo de Magón en el año 206 a.C. antes de partir hacia el sur de Francia. Sin duda, el saqueo del santuario, años después de los efectos del tsunami, se-ría mucho más plausible y entendible que si éste hubiese permanecido con características

normales en su arquitectura y ocupación por sacerdotes y servidores.

Es evidente que después de una primera re-visión, en el conjunto de la bahía de Cádiz, el cambio drástico parece fundamental a partir de los años 218-209 a.C. Se trata del refina-miento de la cronología relativa aportada por las excavaciones que han exhumado las evi-dencias en las factorías de salazón y de los talleres de fabricación de envases. Los efectos del evento también darían al traste con las salinas, al menos durante un tiempo, una evi-dencia esta última difícilmente alcanzable a través de la Arqueología. En la actual Cádiz, la destrucción de la infraestructura poblacional o industrial previa parece evidente, puesto que no existen restos de arquitectura urbana del siglo II a.C. en el conjunto anteriormente insular que no correspondan a factorías o con-juntos relacionados con ellas (Frutos y Mu-ñoz, 2008). Esta infraestructura posiblemente se reconstruyó casi un siglo después, lo que podría indicar, en el caso de que existiesen en momentos anteriores, que el tsunami afectó profundamente a la ocupación de la zona du-rante más de un siglo. También debe tenerse en cuenta, si atendemos al paralelo de 1755, los efectos de los movimientos de tierra y cambios morfológicos que también tuvieron lugar en el conjunto de la costa atlántica.

Parece importante destacar que, por la altura sobre el nivel del mar de los sitios de habi-tación como en Las Redes, donde es posible que no hubiesen incidido las destrucciones propias del tsunami, todos ellos debían tener su puerto y parte de la infraestructura indus-trial y comercial en relación con el nivel del mar, por lo que sí tuvieron que ser afectados por el EWE y por ello su lógica continuidad.

A lo largo del trabajo hemos advertido que no existen datos específicos entre los autores de la Antigüedad del EWE de los años 218-209 a.C. Sin embargo, una parte de la des-cripción atribuida a Aníbal tal como éste pre-senció un fenómeno natural ante las puertas del Santuario de Melqart, según recoge Silio Itálico (III, 46-48), podría ser una imagen vá-

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lida, pues …el mar subió en un momento de sus abismos e invadió la tierra. Desaparecie-ron las orillas cercanas y las aguas invasoras anegaron los campos (…) las aguas pugnan por tragarse la tierra (…) pero luego se abren las olas y las aguas descienden y se retiran, dejando en la orilla los navíos abandonados (García y Bellido, 1963).

Esta sorprendente descripción atribuida a Aníbal animará la imaginación, incluso, de cualquier científico, en especial porque la visita del general cartaginés al templo se es-tima ocurrió a finales del año 219 a.C. (García y Bellido, 1963), justamente el inicio de un espacio histórico, solo puntual y estadístico, que hemos repetido aquí en más de una ocasión.

Agradecimientos

Este artículo forma parte de los trabajos de investigación financiados por el proyecto “Monte Molião (Algarve, Portugal) na An-tiguidade”, Câmara Municipal de Lagos/UNIARQ/Facultade de Letras de Lisboa y por los proyectos españoles del MICINN-FEDER: CGL2010-15810 y HAR2012-36008. Es la pu-blicación CEIMAR-Huelva nº 73.

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G


doi:10.17735/cyg.v29i1-2.31570

La ocupación del litoral onubense en época romana y su relación con eventos marinos de alta energía

Peopling of Huelva coast in Roman times and its relation to high-energy marine events

Campos, J.M.(1); Bermejo, J.(1); Rodríguez-Vidal, J.(2)

(1) Departamento Historia I, Facultad de Humanidades, Universidad de Huelva, Avda. Tres de Marzo s/n, 21071, Huelva, España. [email protected]

(2) Departamento de Geodinámica y Paleontología, Facultad de CC. Experimentales, Universidad de Huelva, Avda. Tres de Marzo s/n, 21071, Huelva, España.

Resumen

Las investigaciones geomorfológicas y arqueológicas que actualmente se están desarrollando en el Paraje Natural Marismas del Odiel −reserva de la Biosfera por la UNESCO−, especialmente en el cordón arenoso de La Cascajera, han ofrecido interesantes resultados que permiten retomar los estudios sobre la ocupación del litoral onubense en época romana desde un punto de vista diacrónico en el tránsito del bajo imperio hacia la tardo-antigüedad. A este respecto son numerosas las factorías pesqueras (cetariae) que jalonan la costa más occidental de la antigua Provincia Baetica y en las cuales, ahora tras un proceso de revisión, se pueden intuir o comprobar momentos de ruptura y recuperación en sus explotaciones que habría que poner en relación con eventos marinos catastróficos (Extreme Waves Event - EWE) que, de manera histórica, han afectado a estas costas.

Palabras clave: Baetica; Conventus Hispalensis; litoral onubense; cetariae; tsunami.

Abstact

The geomorphologic and archaeological research that currently is being developed in the Odiel Marshland Nature Reserve −Biosphere Reserve by UNESCO−, especially in the sand barrier of La Cascajera, have provided interesting results that allow know about the occupation of Huelva coast in Roman times from a diachronic point of view in the transition from Late Empire to the Late Antiquity. In that respect are numerous fish salting plants (cetariae) that dot the western coast of the former province Baetica and which now after a review process, it can sense or see moments of breakdown and recovery in their holdings should be put in relation to extreme wave events (EWE) that historically have affected these shores.

Keywords: Baetica; Conventus Hispalensis; Huelva coast; cetariae; tsunami.

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1. Introducción

A lo largo de las últimas décadas, en el su-roeste atlántico, se ha consolidado una de las líneas de investigación más significativas en el panorama de los estudios de arqueo-logía de la producción, centrada, de manera específica, en el análisis y catalogación de los asentamientos litorales dedicados a la cap-tura y transformación de los productos pes-queros (cetariae). Para el caso concreto del arco atlántico onubense esta industria, cuyos inicios en el periodo prerromano aún no se conocen con claridad, parece consolidarse en momentos altoimperiales, concretamente en la segunda mitad del s. I a.C., tal como se desprende de los elementos materiales más antiguos hallados en algunas de las facto-rías de este litoral. Actualmente, el conoci-miento diacrónico que de esta industria se tiene está aún por definir y precisar, aspecto que resulta tremendamente significativo si se compara con el cuadro general del golfo de Cádiz, donde dicha actividad cuenta con una tradición investigadora e historiográfica más consolidada, gracias a los numerosos e importantes asentamientos de este tipo que se conocen desde antiguo y que suscitaron el interés de los investigadores. A este respecto, para el caso del litoral onubense, el estudio de las mismas se inició de manera incipiente en la década de los años 20 del siglo pasado, con las excavaciones realizadas por G. Bonsor en el Cerro del Trigo (Almonte), en pleno co-razón del actual Parque Nacional de Doñana, que pusieron al descubierto una factoría de salazones, así como el hábitat y necrópolis asociados a la misma desde el s. II d.C. (Bon-sor, 1928). Tras estas noticias no será hasta la obra de Ponsich y Tarradell (1965) donde se vuelvan a recoger, de manera muy esque-mática, los testimonios arqueológicos de esta industria en este área, la cual aparecía casi inexistente o marginal en comparación con otros puntos del Algarve y la bahía de Cádiz. Con todo, no será hasta mediados de la dé-cada de 1970 cuando se excaven nuevas fac-torías, esta vez en el propio casco urbano de Huelva, y se recojan algunas otras (El Euca-liptal), lo que permitirá dibujar con otro con-

torno la importancia capital que tuvo el sec-tor pesquero para estos territorios (Del Amo, 1976). A estos trabajos le seguirá la obra de Ponsich (1988) que dará a conocer nuevos asentamientos pesqueros en el litoral, caso de Las Naves (Almonte), Torre del Loro (Mo-guer), El Rincón (Huelva), etc. Prontamente comenzarían, ahora ya con un marcado inte-rés, a aparecer nuevas factorías en esta franja costera, que mostraban cómo este territorio participó de los mismos circuitos comerciales marítimos y pesqueros que el resto del área del Suroeste peninsular e incluso con una trayectoria particular e individualizada a par-tir de momentos tardoantiguos, periodo de auténtico esplendor y máximo desarrollo de esta industria. Las prospecciones realizadas a comienzos de la década de 1990 (Campos et al., 1990; Campos y Gómez, 2001) mostraron una intensa ocupación de todo el litoral para el periodo romano que comprendía desde momentos altoimperiales hasta los siglos tardoantiguos, así se conocieron y redescu-brieron nuevos puntos de alto interés como El Eucaliptal (Punta Umbría), El Terrón (Lepe), Mazagón Poblado III (Moguer), Fontanilla (Moguer), Las Cojillas (Aljaraque), Urberosa (Cartaya), etc. Con todos, el plano de situa-ción actual muestra un nutrido entramado de puntos en el litoral onubense (Figura 1).

Actualmente los estudios arqueológicos rea-lizados, tanto por prospección como por ex-cavación en diversos asentamientos litorales, revelan cómo a lo largo de los siglos I y II d.C. esta industria pesquero-conservera manten-drá una destacada actividad, conformándose como uno de los tres grandes pilares o sec-tores económicos en los que Roma basará su modelo de implantación en el occidente bético (Campos et al., 1999b). No obstante, a partir de mediados del s. III, los registros arqueológicos parecen coincidir en una caída o ruptura de las explotaciones, siendo este momento uno de los primeros periodos de crisis del sector en su evolución de los siglos altoimperiales hacia la tardoantiguedad. Tras los inicios de una tímida recuperación a co-mienzos del s. IV se producirá, a fines de esta misma centuria, otro hiatus o ruptura en la

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ocupación, representada de manera genera-lizada por la amortización de instalaciones y abandonos ocupacionales, que no se verá sol-ventada hasta comienzos del s. V, siendo éste el momento álgido de la industria pesquera del litoral onubense junto con el territorio al-garbiense, en contraposición o detrimento de áreas tradicionales, como la gaditana; aunque existen algunos enclaves como los de Teatro Andalucía en Gades o Iulia Traducta que fun-cionaron con seguridad hasta el 450 o el 500 d. C., respectivamente. Este será el esquema básico y lineal que, tras más de veinte años de investigaciones, se ha podido sintetizar en el panorama general de las pesquerías de época romana en la franja litoral onubense, donde las excavaciones se han desarrollado de ma-nera muy desigual en los asentamientos, al encontrar enclaves con numerosas interven-ciones que aportan gran cantidad de datos;

otros escasamente excavados y finalmente algunos nada o parcialmente investigados/publicados. A día de hoy, las nuevas investiga-ciones arqueológicas, apoyadas e impulsadas por los estudios geomorfológicos costeros, llevan a introducir nuevas variables de com-ponente natural, o ambiental si se prefiere, en esta ecuación que representa la evolución de dicha industria, así como sus momentos de caída/abandono y recuperación/expansión en el desarrollo de estos siglos.

La idea inicial de partida en estos nuevos es-tudios y análisis hunde sus raíces en las sos-pechas que se tenían, ante la ruptura de la producción y de los asentamientos en diver-sos puntos de la costa atlántica onubense, en los que se refleja un hiatus poblacional ante la pobreza y escasez en el registro ocasio-nado, de la existencia de posibles eventos na-

Figura 1. Plano de situación con los asentamientos pesqueros del litoral onubense.Figure 1. Location map with the Huelva coast fishing settlements.

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turales de alta energía (tormentas, tsunamis) que explicarían el colapso, en determinados momentos, de esta industria pesquero-con-servera. A día de hoy, dichas sospechas pa-recen confirmarse, merced a los nuevos da-tos arqueológicos y geomorfológicos que se tienen en puntos tan significativos del arco atlántico onubense, como es el estuario de la desembocadura de los ríos Tinto-Odiel y Gua-dalquivir (Doñana), donde se han constatado registros que muestran este tipo de episodios o eventos (Ruiz et al., 2012).

2. Metodología

2.1. Área de Estudio

El área de estudio, como anteriormente ha quedado enunciado, queda localizada en el golfo de Cádiz y más concretamente en el arco atlántico onubense. Éste se caracteriza por un perfil costero en el que se encuentran todo un sistema de flechas litorales que han ido creciendo hacia el E y SE, en la margen oc-cidental de las desembocaduras fluviales, de-bido a la corriente de deriva dominante que circula en este mismo sentido (Doñana, Punta Umbría, El Rompido). En la margen oriental, se encuentran formaciones de menor entidad que han crecido al NO y N producidas por co-rrientes del S y SE originadas por olas de le-vante, refracción del oleaje dominante del SO hacia N-NO en las bocanas de los estuarios y a corrientes mareales. Al dorso de estas ba-rreras, y en ambientes restringidos influencia-dos por las mareas, se desarrollaron amplias marismas en las zonas de estuario (Guadiana, Piedras, Tinto, Odiel, Guadalquivir, Guada-lete) que se encuentran en la actualidad en proceso de colmatación, tanto natural como antrópica (Rodríguez-Vidal et al., 1997). Por tanto, este litoral suratlántico está represen-tado en la actualidad por la sucesión de am-plias zonas de influencia mareal, asociadas a las desembocaduras de los principales ríos, lo que se ve favorecido por el crecimiento de flechas litorales e islas barreras que tienden a cerrar dichas desembocaduras, todo ello pro-ducido de manera histórica por factores como

el ascenso eustático del máximo flandriense; los agentes dinámicos externos, como la co-rriente de deriva, el oleaje, la marea, arroyada y, finalmente, los vientos dominantes del SO que han favorecido el desarrollo de extensos sistemas dunares (Rodríguez-Ramírez et al., 1997).

De este amplio litoral costero se han seleccio-nado diversas áreas para este estudio, según el grado de conocimiento que poseemos ac-tualmente de los distintos asentamientos que se fueron desarrollando en la transición de los siglos alto imperiales a la tardoantigüedad. En esta línea, desde la zona más oriental conta-mos con el yacimiento de Cerro del Trigo en Doñana (Almonte), cercano a la desemboca-dura del Guadalquivir y colindante con la zona de marisma del Lucio del Membrillo (Bonsor, 1928; Schulten, 1945; Campos et al., 2002a). Algo más hacia occidente encontramos los ya-cimientos del entorno de la desembocadura de los ríos Tinto y Odiel, de entre los que des-taca El Eucaliptal (Punta Umbría), como uno de los más excavados, lo que ha reportado numerosa información y datos de excavación que posibilitan la reconstrucción diacrónica de la ocupación costera onubense para este periodo (Campos et al., 1997; 1999a; Campos y Vidal, 2004; López et al., 2003; 2005). Junto al anterior habría que mencionar las factorías salazoneras ubicadas en la propia ciudad de Onoba (Huelva), en el barrio portuario de la antigua colonia, donde se excavaron impor-tantes factorías pesqueras en la década de los 70 del pasado siglo (Del Amo, 1976) y alguna más reciente (Lozano y González, 2004). En la misma ciudad, aunque en momentos más tar-díos y en un área suburbana, se documentó otro importante hábitat pesquero junto con su necrópolis y los alfares de producción cerá-mica para momentos correspondientes a los siglos IV-V d.C. (Del Amo, 1976). Finalmente, ya en la desembocadura del río Piedras, en-contramos la factoría del Terrón, ubicada en la falda del Cabezo de la Bella que parece ini-ciar su actividad en momentos altoimperia-les hasta el s. VII d.C. y en ella se han podido constatar áreas industriales-artesanales y ne-crópolis (Campos et al., 2001 a y b).

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De todos los establecimientos industriales y núcleos de ocupación, constatados a lo largo de la franja costera onubense, los yacimien-tos anteriormente enumerados son los me-jores conocidos, dado que se han realizado diversas campañas de excavación en sus so-lares; lo que permitió obtener una ingente cantidad de datos sobre los mismos. Para el caso de los restantes yacimientos, éstos solo se conocen merced a diversas prospecciones superficiales, noticias de hallazgos aislados, etc., lo que imposibilita conocer de manera certera sus fases de ocupación y diacronía. Por todo ello, nuestro estudio tendrá como objeto de análisis esos primeros yacimientos, con la intención de poder comprobar en su evolución momentos de interrupción o hiatus en los mismos que puedan ponerse en rela-ción con eventos marinos catastróficos.

2.2. Caracterización de los yacimientos y su secuencia

En línea con nuestra argumentación, para la elaboración de este trabajo se han revisado los datos y resultados de todas las interven-ciones realizadas con anterioridad en todos los yacimientos costeros, así como los obte-nidos recientemente en algún otro, caso de La Cascajera del cual expondremos algunos datos en siguientes apartados. Éstos son, desde la zona occidental a la oriental, como recogíamos anteriormente, El Terrón (Lepe), El Eucaliptal (Punta Umbría), Huelva, La Or-den (Huelva), y Cerro del Trigo (Almonte) (Fi-gura 2). En todos y cada uno de ellos se han individualizado sus fases de ocupación y evo-lución, con la intención de buscar periodos o momentos comunes de recesión/abandono y

Figura 2. Plano con indicación de asentamientos litorales en los que se han desarrollado trabajos arqueológicos.Figure 2. Plan indicating coastal settlements where archaeological works have been developed.

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recuperación/expansión a lo largo de un pe-riodo de tiempo comprendido entre los siglos II y VI d.C.

2.2.1. El Terrón (Lepe)

En las proximidades de la actual desembo-cadura del río Piedras (Lepe, Huelva), en las inmediaciones del cabezo de la Bella, se cons-tató un poblado dedicado a la pesca y trans-formación de los recursos pesqueros. Dicho asentamiento es recogido por primera vez por Bonsor (1928), quien identificó los restos situados en esta zona con la Laepa de Estra-bón. Las prospecciones realizadas, a comien-zos de la década de 1990, pusieron de relieve la existencia de un poblamiento dedicado a la explotación de los recursos marinos que pivotó, durante un amplio espacio cronocul-tural, entre la antigua desembocadura del río Piedras, el arroyo Valsequillo y Torre Catalán, siempre vinculado a la explotación y comer-cialización de los recursos del entorno (Cam-pos y Gómez, 2001; Campos et al., 1999b). La aparición de restos en la zona destinada al uso romero, en las inmediaciones del cabezo, motivó la realización de diversas campañas de excavación a fines de la misma década que suponen, junto con todos los datos anterio-res, el conocimiento actual que se tiene del sitio. Los datos obtenidos llevan a establecer el inicio de este asentamiento en momentos medioimperiales, como así lo atestiguan al-gunos materiales de este periodo, represen-tados por fallos de cocción de ánforas tipo Beltrán IIB, opercula, etc., que muestran la existencia de alfares en las inmediaciones en un momento correspondiente al s. II d.C. En relación a estos niveles alto-medioimpe-riales es poco lo que conocemos, dado que no llegó a agotarse el registro en aquellos sondeos practicados, con todo lo cual el es-tablecimiento para momentos de la segunda centuria como fecha más antigua debe ser tomado con las reservas propias que la falta de datos impone. Para el s. III d.C. la factoría y el poblado parecen mantener su existencia al menos en la primera mitad de siglo, como así se constata por el numerario correspondiente

a emisiones de Gordiano III (238-241 d.C.), no obstante a partir de estos momentos −me-diados y todo lo que resta de centuria− son inexistentes los materiales o elementos que permitan hablar de continuidad. Esta ten-dencia parece que se transforma en el s. IV, periodo para el cual el asentamiento vuelve a retomar su actividad, al constatarse nuevas áreas industriales, canales y piletas de dese-cación; sin embargo, a fines de esta misma centuria, se produjo la amortización de todo un conjunto de estructuras. Así, este nivel aparece representado por una unidad que se dispone de manera regularizada por todo el sector del área industrial, colmatando y co-lapsando las infraestructuras, canales, balsas de decantación, etc. (fase IIB) (Figura 3). Re-cientes investigaciones, aún en proceso de estudio, muestran cómo en esta unidad se re-

Figura 3. Canal de la factoría del Terrón colmatado debido a un evento marino de alta energía.

Figure 3. Drain of the Terron factory of clogging from a high-energy marine event.

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cuperó un importante volumen de material, representando el 52,8 % del total de cuantas excavaciones se realizaron. Este momento de amortización generalizado queda fechado en los años finales del s. IV d.C., a partir del mate-rial recuperado en la excavación (Lucente 1/3 y ARSW Hayes 58 y 61) (Aportación facilitada por J. O’Kelly. Figlinae romanae, producción y comercio cerámico en el territorio onubense. Tesis doctoral en preparación adscrita al área de Arqueología de la Universidad de Huelva y dirigida por el Prof. J. M. Campos Carrasco). Tras estos momentos de interrupción, el yaci-miento experimenta a comienzos del s. V d.C. una ocupación prolongada hasta comienzos del s. VI d.C.

2.2.2. El Eucaliptal (Punta Umbría)

El yacimiento del Eucaliptal se encuentra ubi-cado en la flecha litoral de Punta Umbría, al noroeste de la población del mismo nombre, con prolongación hasta la zona de La Peguera y, justamente, enfrentado a la isla de Saltés y sus cordones arenosos (Almendral, Acebu-chal y Cascajera, denominados así de norte a sur). Las primeras referencias aparecen en la obra de Del Amo (1976) y de Beltrán (1978), quienes recogieron la existencia de fallos de ánforas altoimperiales en superficie; poste-riormente aparecerá en la obra de Ponsich (1988) y a comienzos de la década de 1990 será objeto de diversas campañas de prospec-ción y excavación que pondrán al descubierto importantes e interesantes áreas artesanales e industriales, hábitats y necrópolis (Campos et al., 1996; 1997; 1999 a, b y c; 2002 b; Cam-pos y Vidal, 2004). Las investigaciones conti-nuaron a comienzos de la década del 2000, donde nuevamente se volvió a poner de re-lieve la importancia de este asentamiento con nuevas áreas industriales y de enterramien-tos (López et al., 2003; 2005).

De todos los yacimientos costeros de este litoral, El Eucaliptal es el mejor conocido en sus secuencias y fases, debido a la intensa actividad de investigación de la que ha sido objeto. Todas y cada una de las actividades

desarrolladas en el área han puesto de relieve la importancia del sitio, así como su evolución desde momentos republicanos, s. I a.C., hasta fechas tardías, ya en el s. VII d.C.

Para los momentos altoimperiales, concreta-dos en la segunda mitad del s. I d.C. y toda la centuria siguiente, la actividad en la zona viene determinada por la existencia de signi-ficativos niveles de ocupación con estructuras domésticas e industriales que han podido ser fechadas a través de sus materiales asocia-dos, donde se constata TSH en sus formas 18, 27, 36, 37, 15/17, uno de estos últimos pre-sentaba sigillum EX·OF·CA, con una cronolo-gía flavia; TSG Drag. 18; ARSW en su variante A3B/C, 9A/B; lucerna minera/Derivada de Dressel 9 con volutas incisas y orla decorada con perlas, diversos fragmentos de lucernas de volutas, entre los que identificamos una Loeschcke 2/Deneauve IVA; y abundantes piezas de cerámica común africana, platos-tapadera Ostia II, 302/Ostia III, 332. Todo ello acompañado por diversos materiales anfóricos, que nos remiten a esta cronología medioimperial, representado por un indivi-duo de Dressel 20, Dressel 2/4, así como un interesante nivel de depósito de Beltrán II A y B, en sus diferentes variantes, algunas de las cuales aparecen completas (López et al., 2003; 2005).

El siglo III d.C. viene representado por la con-tinuidad en la ocupación del sitio y la dedi-cación a las actividades económicas propias del enclave, la explotación de los recursos marinos. A este respecto los inicios de esta centuria se tienen bien constatados a través de restos constructivos de carácter domés-tico, piletas de salazón, enterramientos, etc. Los niveles de amortización de una de las piletas (Figura 4), fechados inicialmente en momentos post quem del s. II d.C. (Campos et al., 1996), han sido recientemente preci-sados en la primera mitad del s. III, dada la presencia de ARSW C 27, 42 y cerámica co-mún africana, cazuelas del tipo Hayes 23B/Lamboglia 10A, cazuelas tipo Ostia 270 y ta-paderas Ostia I, 261 (O’Kelly, J., tesis doctoral en preparación). Es por ello que la actividad

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de este enclave parece mantenerse hasta una fecha indeterminada de mediados de siglo, momento en el que se produce un abandono de las instalaciones y un cese en la ocupación del sitio, el cual no volverá a tener pulso hasta momentos de la primera mitad del s. IV d.C. Tras esta recuperación que se corrobora para comienzos del s. IV, y se intuye en los años finales del siglo anterior, la actividad en la instalación permanecerá de manera latente hasta la segunda mitad de la centuria y más concretamente para momentos del último tercio, periodo en el que se constata una in-terrupción nuevamente de la actividad, así como una amortización de niveles preceden-tes sobre los que se dispone un sedimento arenoso con abundantes materiales de la se-gunda mitad del s. IV y primeras décadas del s. V. (Keay XVI, ARSW 67, Ostia IV).

2.2.3. El barrio industrial salazonero de la ciu-dad de Onoba (Huelva)

En el barrio industrial de Onoba, ubicado en una de las zonas bajas de la ciudad a los pies

del denominado cabezo de la Esperanza, se descubrieron diversas instalaciones dedica-das a la captura y transformación de los pro-ductos marinos, en la zona de las actuales calle Palos, Fernando el Católico, Cardenal Cisneros y Tres de Agosto. Las primeras fac-torías puestas al descubierto se localizaron a mediados de la década de 1970 por M. del Amo y supuso la confirmación de un barrio industrial en este sector de la ciudad, apro-vechando la topografía de entrantes y ense-nadas naturales en un ambiente de estuario para estos momentos. De estas primeras ins-talaciones, una de ellas muestra interesantes resultados, relativos a su momento de aban-dono y amortización. Así la primera de ellas, ubicada en la c/ Palos, parece abandonarse en una fecha de fines del s. II d.C.; mientras que la muy próxima ubicada en la c/ Tres de Agosto muestra una mayor perduración en el tiempo, fechándose su nivel de amortización y abandono en momentos avanzados del s. III d.C. Los estudios realizados por M. del Amo muestran una gran alteración en los niveles más antiguos de la factoría, acompañados de una colmatación y relleno de las piletas con

Figura 4. Pileta del Eucaliptal amortizada en momentos de la primera mitad del s. III d.C.Figure 4. Amortized pool of the Eucaliptal site in moments of the first half of the IIIth century A.D.

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materiales muy revueltos de periodos prerro-manos, con tierras procedentes de áreas cer-canas (Del Amo, 1976). Más recientemente, en este mismo área se puso al descubierto otro conjunto de piletas que parecen mostrar un momento de abandono y amortización en momentos indeterminados del s. III d.C. (Lo-zano y González, 2004; AAVV, 2001). Además de estos testimonios contamos con todo un panorama y contexto urbano para la ciudad de Onoba que nos remite de manera clara a un periodo de recesión muy importante, acentuado en las décadas centrales del s. III d.C., difícilmente explicable tan solo por el abandono de la producción minera y el cie-rre de los cotos del Andévalo, donde activi-dades salazoneras, funerarias, etc. no tienen presencia en el registro. Ello ha sido puesto en relación con un posible tsunami, el cual habría dado al traste con la ciudad, su eco-nomía, una contracción del urbanismo, etc., debiendo esperar a partir de la segunda mi-tad de esta centuria para asistir a una tímida recuperación de la producción de salazones, nuevos espacios domésticos, etc., con una edilicia mucho más pobre y de peor calidad (Campos, 2011).

2.2.4. La Orden

Vinculada a la ciudad de Onoba, pero ubicada en el área suburbana de la misma, destaca un asentamiento dedicado a la explotación de los recursos marítimos y de campiña de esta rica zona. Dicho asentamiento contaba con un área industrial, representada por una batería de hornos dedicados a la producción de envases de transporte de los productos pesqueros y agrícolas, algunos de los cuales parecen corresponderse con tipos locales fe-chados en torno a momentos del s. VI d.C. (O’Kelly, 2013). De este mismo poblado se re-cuperó un área de necrópolis, datada en los siglos IV-V d.C. (Del Amo, 1976). Aunque no han sido excavados lugares de hábitats aso-ciados, la cronología que se puede colegir del ambiente funerario e industrial lleva a plan-tear un periodo de vida para este poblado tar-doantiguo entre fines del siglo IV e inicios del

VI d.C. La cronología de este pequeño hábitat suburbano, en la topografía tardoantigua de Onoba a partir de momentos de fines del s. IV, supone un dato de especial interés sobre el que más adelante volveremos a detenernos.

2.2.5. Cerro del Trigo (Doñana, Almonte)

En el corazón del Parque Nacional de Doñana se encuentra el yacimiento de Cerro del Trigo, próximo a la desembocadura del Guadalqui-vir y junto a la marisma del Lucio del Membri-llo. Dicho yacimiento se corresponde con un poblado romano que, desde época medioim-perial, perdura hasta momentos correspon-dientes a fines del s. V y principios del VI d.C. (Campos et al., 2002a). La dedicación pes-quera de este asentamiento queda sobrada-mente manifiesta, tanto por su ubicación en la antigua flecha litoral, como por las diversas investigaciones realizadas en su solar que han puesto de relieve la principal actividad a la que estuvo dedicado. A este respecto las pri-meras investigaciones fueron realizadas por Bonsor y Schulten en el primer cuarto del s. XX, tras varias campañas de excavación se pu-sieron al descubierto interesantes áreas del asentamiento, necrópolis, áreas industriales, artesanales, etc. que permitieron establecer una primera cronología para el mismo (Bon-sor, 1928; Schulten, 1945). Estos datos vol-verán, décadas más tarde, a ser recogidos por nuevas investigaciones (Ponsich, 1988; González y Pérez, 1987; Campos et al., 1993; López, 1998); aunque las excavaciones no se-rán retomadas hasta finales del siglo pasado y comienzos del presente donde se pusieron al descubierto nuevas áreas que permitieron establecer una secuencia más detallada sobre la evolución de este asentamiento.

En esta línea, a día de hoy para el yacimiento se conoce una fase medioimperial, corres-pondiente a mediados del s. II d.C. y hallada en los niveles inferiores del Cerro de la Ce-bada, donde se constata una incineración datada en época de Marco Aurelio (Bonsor, 1928) así como material anfórico del tipo Bel-trán IIB con fallos de cocción (Beltrán, 1978).

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La presencia de materiales de este periodo es escasa aunque suficiente para confirmar la actividad del asentamiento en este periodo. Para el caso del s. III d.C. son escasos los ves-tigios que se conservan, a este respecto se constatan enterramientos que han podido ser fechados en momentos de mediados de siglo, por el material numismático, y un conjunto de piletas fechadas en momentos ante quem al s. IV. Con todo, se documenta una escasez general de datos para toda la centuria, que nos transmite la idea de una crisis generali-zada para la que no se conocen datos refe-rentes al poblamiento y ocupación de la fac-toría que permitan mostrar una continuidad a lo largo de la misma. La dinámica parece retomarse en momentos finales del s. III en su tránsito al IV, constatado por las produc-ciones de tipo Lamboglia 2/37 que cabalgan en este periodo (Campos et al., 2002a); así como por una presencia constatada de ma-terial numerario correspondiente al mismo siglo. De nuevo, y como se viene observando en los distintos puntos que se han analizado, la etapa de florecimiento de este enclave pa-rece situarse en los momentos de fines del s. IV d.C. en adelante.

3. Resultados de las distintas investigaciones realizadas

Una vez expuesta la caracterización de los di-versos yacimientos, cuyo conocimiento varía en función de las excavaciones realizadas en sus solares, se comprueba cómo en conjunto muestran un similar proceso evolutivo o dia-crónico, en el que se perfilan claros momen-tos de ocupación y actividad frente a otros de recesión o estancamiento donde los registros son inexistentes. Además, todos los yacimien-tos estudiados tienen como común denomi-nador que, a estos últimos periodos de inac-tividad, le seguirán etapas de recuperación e incluso florecimiento, tanto en las áreas in-dustriales como artesanales, habitacionales, etc. Es por tanto, y en línea con la idea que da origen a esta aportación, que son varios los momentos de especial interés en relación con la evolución de la ocupación del litoral

y los diversos tipos de eventos naturales de alta energía que, de manera histórica, se han sucedido en estos siglos.

En todos los yacimientos traídos a colación se comprueba el inicio de su actividad, de una manera generalizada, en momentos alto o me-dio imperiales (s.s. I-II d.C.); excepción hecha para El Eucaliptal (Punta Umbría), en donde se constatan elementos en superficie que nos remiten a momentos tardo-republicanos con presencia de ánforas Dr.1 y formas de barniz negro, con indicadores claros que muestran la existencia de actividad pesquera y salazonera. Inaugurado el s. II d.C., la producción debió al-canzar unas cotas ciertamente significativas, los registros son más abundantes que para momentos precedentes, caso del Cerro del Trigo o El Eucaliptal, y marcarán una centuria, al menos hasta el último tercio de la misma, definida por un momento de expansión de la industria, sostenida, en gran medida, por la demanda del distrito minero, principal mer-cado de abastecimiento de la producción pes-quera del litoral onubense para estos siglos altoimperiales (Vidal y Campos, 2008). Los inicios del s. III d.C. suponen un momento de crisis generalizado en el imperio a nivel ge-neral, en el que las factorías del arco atlán-tico onubense a nivel particular comienzan a mostrar síntomas de recesión. Ello no signi-fica que no mantengan un cierto pulso, pero los indicadores arqueológicos apuntan en la dirección de una contracción y redistribución del comercio a escala cada vez más local, que supondrá un cambio en el ritmo productivo. En esta línea, en yacimientos como El Eucalip-tal, durante la primera mitad del s. III d.C., se tiene bien constatada; en menor medida para el Cerro del Trigo y el Terrón, pero en todas, a fin de cuentas, existen registros con mayor o menor grado de conservación, dispersión, etc., que manifiestan la ocupación del sitio. Es llegado a este punto cuando se produce, tras el análisis y revisión de los yacimientos expuestos, uno de los primeros momentos de caída y desaparición del pulso en las factorías de este litoral, que parecen tener correspon-dencia con otras áreas costeras de la fachada atlántica. Las décadas centrales de esta cen-

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turia suponen, con un destacado carácter general, el primer momento de interrupción de la actividad de todos y cada uno de los enclaves anteriormente señalados. En esta línea desaparecen los registros en yacimien-tos tan significativos como Cerro del Trigo, en el que no se constatan ambientes, estruc-turas, etc. encuadrables en estos momentos de una manera nítida, debiendo esperar a las décadas de la segunda mitad o inicios del s. IV d.C. para volver a encontrar registros de ocupación, caso de un sector de necrópo-lis fechado a partir de la segunda mitad del s. III d.C. (Bonsor, 1928). Similar interrupción parece producirse en la factoría del Terrón, donde los registros a partir de momentos de Gordiano son inexistentes, no mostrando sig-nos evidentes de actividad hasta inicios/me-diados del s. IV. En este mismo contexto de mediados del s. III, caracterizado por el cese de la actividad en estas factorías, la caída de la producción salazonera que se manifiesta en las importaciones de yacimientos al inte-rior y, en el contexto de crisis generalizado, podríamos encuadrar el abandono de parte del barrio industrial de la colonia onubense representado por el cese de la actividad en las factorías de las calles Palos, Tres de Agosto y Cardenal Cisneros. La primera parece aban-donarse −como se comprueba del nivel de amortización de sus unidades de piletas− a fines del s. II o principios del III d.C.; mien-tras, para la segunda, inicialmente se esta-bleció una fecha de abandono encuadrable en momentos de la segunda mitad del s. III o inicios del IV (Del Amo, 1976) aunque re-cientemente, merced a un nuevo estudio de materiales, se establece una cronología más tardía para el momento de cese y clausura de la instalación correspondiente al s. V d.C. (Vidal, 2007). Además, se produce una con-tracción y desaparición en los registros de indicadores arqueológicos de manera clara en otros ambientes, no solamente industria-les, sino también en necrópolis, áreas do-mésticas, etc., que posiblemente estuvieran haciendo alusión a un momento de ruptura, debido a un evento importante de carácter natural (Campos, 2011). Lejos de mostrar un ritmo diferente, el yacimiento del Eucaliptal

ofrece esta misma dinámica que venimos ex-poniendo. Este poblado, con sus unidades de factoría, necrópolis y hábitats, supone uno de los mejor conocidos en estos momentos de la primera mitad del s. III d.C., momentos en el que se constatan en actividad áreas de producción con piletas que se amortizarán en momentos centrales de la centuria. En este mismo periodo se fechan una serie de unida-des habitacionales y de enterramientos sobre las que se registra un nivel de arena estéril, desde el punto de vista arqueológico, y sobre la que se asentarán estructuras del nuevo po-blado ya en el s. IV d.C. A partir de mediados del s. III la actividad tanto industrial como habitacional de este poblado se interrumpe de manera generalizada. Es en este contexto donde entran en juego las nuevas investiga-ciones desarrolladas en el cordón arenoso de La Cascajera, ubicado justamente en la orilla opuesta al Eucaliptal, a escasos 1,5 Km. Las prospecciones realizadas han revelado la exis-tencia en su extremo más occidental, justa-mente frente a Punta Umbría, restos de una cetaria cuyos registros remiten a una crono-logía de fines del s. IV con una perduración hasta fines del V. Esta factoría, sobre la que más adelante expondremos algunas ideas, se asienta sobre un depósito marino somero, resultado de la construcción de una llanura submareal sobre la que se acumularon ca-pas de tempestitas y abanicos de desborda-miento, depósitos éstos de alta energía gene-rados durante periodos de fuertes tormentas (Rodríguez-Vidal et al., 2014). Las dataciones radiocarbónicas de estos depósitos, en fase de publicación (Rodríguez-Vidal et al., 2015), establecen su génesis entre los siglos I a.C. y I d.C. A partir de esta última fecha, el cordón arenoso-conchífero de La Cascajera quedó emergido y las primeras evidencias de ocupa-ción humana se sitúan durante el siglo IV d.C. Eso significa que durante los siglos II-III d.C. o bien no hubo ocupación humana o algún evento de alta energía erosionó la parte so-mital del registro geológico y/o arqueológico.

Este interesante hallazgo, que posibilita en líneas más generales establecer la formación de este tipo de islas-barrera estuarinas, su-

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pone un dato revelador en relación con la caída del poblamiento o incluso el abandono en primera instancia del vecino yacimiento del Eucaliptal de manera particular, y de otros enclaves litorales más alejados, como el Te-rrón o Cerro del Trigo, en los que se constata una desaparición de los indicadores arqueo-lógicos. ¿Es posible que este fenómeno que ha quedado evidenciado en La Cascajera, correspondiente a un posible EWE, guarde relación con el abandono de determinadas factorías del litoral? Ciertamente aún es pre-maturo establecer una causa directa, ya que habría que precisar el alcance y magnitud de este suceso (tormentas, tsunamis, etc.), ya que aunque el maremoto es el peligro más evidente y llamativo de invasión marina de estas regiones, otros grandes eventos ener-géticos pueden producir olas catastróficas o períodos prolongados de tormentas, que modifican sensiblemente la configuración de la línea de costa. Con todo resulta muy suge-rente, en la medida que un acontecimiento natural de características devastadoras expli-caría la ruptura del poblamiento en estos ya-cimientos y sus industrias, representado por la inexistencia de registros y la caída de la pro-ducción salazonera en líneas generales, con la clausura de otra serie de factorías (barrio portuario de Onoba). Muy probablemente, y a falta de futuros análisis y calibraciones cro-nológicas de las muestras, este significativo evento se produjo en las décadas centrales del s. III d.C., como así testimoniarían toda la serie de yacimientos que hemos venido analizando, los cuales encuentran en estos precisos momentos una importante ruptura en el modelo de ocupación y producción que no volverá a ser retomado hasta momentos avanzados de la segunda mitad del s. III d.C. y, de manera cada vez más latente, a partir de comienzos del s. IV d.C.

Pero, además, contamos con otros indicado-res que podrían aportar nuevos datos a esta hipótesis relacionada con un evento de alta energía que marcara la desaparición o des-trucción de esta industria. A este respecto, en la fachada atlántica lusitana se constatan abandonos de instalaciones para estos mo-

mentos relacionados con un retroceso de la línea de costa; así tenemos el ejemplo de la factoría de Abul, en el estuario del Sado, en donde los estudios paleogeográficos mues-tran un cambio de esta naturaleza a media-dos del s. III d.C., que provocó la necesidad de trasladar los alfares hacia el interior (Mayet y Tavares da Silva, 2002); o el caso registrado en la cetaria de Tróia, también en esta misma desembocadura, donde se registra un renacer de la misma a partir de mediados del s. III d.C., coincidiendo con el inicio de la fabricación de los envases tipo Almagro 50 y 51c (Etienne et al., 1994). Similar proceso se desarrolla en la ciudad de Ossonoba, tras las décadas centrales del s. III d.C. se inicia un importante despegue económico de la ciudad, beneficiándose de la decadencia que para estas fechas se constata en otras ciudades del litoral algarviano, como Balsa, consolidándose como un importante punto para las décadas finales de esta centu-ria y los comienzos de la siguiente (Bernardes, 2012). Para el caso del área gaditana se tienen claros indicios y testimonios de un evento de alta energía para momentos de mediado/fina-les del s. III d.C. que explicaría el colapso y des-trucción de edificios de ciudades como Baelo Claudia (Sillieres, 1997; Silva et al., 2013). Ade-más, en toda el área de la bahía de Algeciras y la ensenada de Bolonia se registran depósitos marinos correspondientes a eventos naturales de alta energía, producidos en distintos mo-mentos del periodo romano s.s. I-IV d.C., los cuales afectaron las áreas portuarias de ciuda-des como Baelo y Carteia (Alonso et al., 2004; Arteaga y González, 2004; Alonso-Villalobos et al., 2003; Lario et al., 2010; 2011).

Tras las décadas finales del s. III d.C., en las que tímidamente se vuelve a tomar el pulso a las antiguas factorías, el despertar del s. IV estará acompañado de una actividad y ocu-pación generalizada en muchos de los anti-guos enclaves costeros. Ciertamente estas décadas se encuadran en un momento de transición hacia una recuperación o tímido reinicio, tras el parón e inactividad constata-dos decenios antes. Sin embargo, a fines del s. IV, nuevamente volveremos a encontrarnos con interesantes indicadores que muestran,

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ahora sí de manera clara, la existencia de un tsunami que destruirá y modificará la línea costera, dando al traste con toda la industria pesquera y las numerosas instalaciones que, a comienzos de siglo, comenzaron a reacti-varse. Por una lado, en yacimientos como el Terrón (Lepe), se comprueba la existencia de un nivel de inundación que colapsará la zona industrial del asentamiento, canales y bal-sas de decantación, en momentos de fines del s. IV, como se desprende del estudio del material a través de cerámicas lucentes 1/3 y ARSW D (Hayes 58; 61A/B) (Fase IIB). Este episodio, bien documentado en esta cetaria, parece guardar cierta similitud con otro cons-tatado en El Eucaliptal. En este yacimiento, sobre la fase medio imperial, se dispone un sedimento arenoso y justamente encima un nivel de ocupación con abundante material de la segunda mitad del s. IV y principios del s. V (Keay XVI, ARSW Hayes 67, Ostia IV, Lam-boglia 9a); además coincidirá con la ocupa-ción de nuevas áreas, como La Cascajera en los momentos inmediatamente posteriores, o el traslado del área industrial salazonera de Onoba a las zonas suburbanas del norte de la ciudad (La Orden), más resguardadas del frente de mar abierto en el antiguo barrio de la colonia. Todo ello muestra, a fin de cuen-tas, síntomas de un periodo de recuperación y expansión tras las desastrosas décadas fina-les del s. IV. Para el caso del Cerro del Trigo, Bonsor (1928) apuntó la posibilidad de la destrucción del poblado en momentos tar-díos, a consecuencia de un sismo, debido a la posición y caída de los restos de estructu-ras que documentó, ya que “…la mayor parte de los edificios aparecieron inclinados o de-rrumbados de antiguo”. Por otro, los estudios geológicos más recientes han confirmado la existencia en el área atlántica onubense, así como del área del golfo de Cádiz en general, de un tsunami en momentos de fines del s. IV, tal vez correlacionable con el históricamente documentado durante el 382 d.C. Estos tes-timonios arqueológicos de actividad, muy a finales del s. IV, y especialmente a partir del s. V en enclaves litorales, sobre antiguos nive-les de uso, estarían marcando la recuperación tras el desastre de este tsunami.

Será precisamente el s. V el momento más importante de la industria pesquero-conser-vera del litoral onubense, en el que se com-prueba una frenética actividad productiva y comercial en toda la fachada marítima, en detrimento del área costera gaditana, la cual parece sumirse en un periodo de recesión y estancamiento. Bernal (2007) relaciona este periodo con los niveles de abandono y de des-trucción de diversas instalaciones y factorías en el fretum (Villa de Puente Grande -Algeci-ras-, Septem) debido al paso de los vándalos hacia el Estrecho a inicios del siglo V. Ahora, en el área onubense por el contrario, despuntan con fuerza y se potenciarán antiguos encla-ves pesqueros superpuestos a esos antiguos niveles de ocupación, en donde se amortizan viejas áreas de enterramientos, productivas, etc. e igualmente surgirán otros que parecen no mostrar ocupación en siglos anteriores, caso de Urberosa, La Cascajera, Las Naves, etc. (Campos et al., 1999b). Resulta llama-tivo, cómo tras los dos eventos importantes constatados, uno de ellos aún en proceso de estudio, que parecen desarrollarse en el s. III y otro en el s. IV, el tiempo de recuperación en el segundo parece ser menor que en el pri-mero, unos 20-25 años, dado que las fuentes históricas ofrecen una cronología del 382 d.C. para el posible tsunami que asoló las costas atlánticas (Ruiz et al. 2010; 2012; 2013) y ya, a comienzos del s. V, muchos asentamientos vuelven a reactivarse. Además, se sucede tras el mismo, la etapa más importante desde el punto de vista ocupacional y productivo de las cetariae del litoral atlántico onubense; se puede afirmar incluso que se desarrolla a unos niveles totalmente distintos a los del periodo altoimperial, donde áreas como el estuario del Tinto y el Odiel aparecen ahora densamente ocupadas con poblamientos y factorías dedicadas a esta industria pesquero-conservera, todas conviviendo en unos mo-mentos muy precisos (desde finales del s. IV hasta inicios del s. VI) y con una importante interconexión; de manera que no son estable-cimientos aislados sino que dan la impresión –mismas redes de distribución, conexiones transmarítimas africanas, tipos anfóricos, pastas de estos últimos, etc.− de conformar

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un distrito marítimo jerarquizado y con pro-ducciones centralizadas. A este respecto, y si tomamos como referencia el devastador tsu-nami del 365 d.C. que afectó la zona central y oriental del Mediterráneo, el tiempo me-dio de reconstrucción y recuperación tras el mismo se ha estimado en 23 años, según los cálculos establecidos a partir de determinadas inscripciones recogidas en diversas ciudades costeras y de interior de parte del Mediterrá-neo Oriental y Central, donde se nos trans-miten las fechas de reinauguraciones de edi-ficios públicos tras el desastre (Ñaco y Nappo, 2013). Este periodo no está muy alejado del compás de espera que se sucede en el lito-ral atlántico, por tanto ¿a qué se debe esta significativa y rápida recuperación del sector en unos momentos tan tardíos y tras un im-portante desastre natural que arruina toda la infraestructura del sistema villático marítimo del litoral onubense? ¿De dónde salieron los capitales necesarios para reflotar este sector y su industria alfarera, pesquera y marítima? Si comprobamos las referencias textuales del suceso del 365 d.C., se aprecia que el apoyo del poder imperial y de las clases dirigentes ciudadanas fue fundamental para la rápida reconstrucción económica y urbana de los distintos núcleos y puertos afectados por el desastre (Ñaco y Nappo, 2013), es decir fue decisivo el papel desarrollado por el poder político del momento. Para el caso del litoral occidental Bético, si examinamos el contexto histórico en el que nos movemos, fines del siglo IV y comienzos del V, en donde no existe ya un ordenamiento municipal urbano en ciudades como Onoba, y sus antiguas élites y ordines aparecen ahora transformadas bajo el marco de la religión cristiana, el control político y económico de una jerarquía ecle-siástica, comprobamos que las respuestas a estas preguntas pueden residir en el nuevo poder económico que representa el episco-pado eleplense.

Las últimas investigaciones en la zona de la Tierra Llana onubense muestran un poder episcopal fuerte, que controla importantes fundi en un extenso territorio, caso de los Bojeos, sobre los que sustenta su poder eco-

nómico (Pérez, 2004a; Campos et al., 2006). Este poder se vio favorecido y acrecentado por la exportación de sus productos agrope-cuarios a todo el hinterland marítimo más próximo, esto es, debieron surtir la demanda de la costa; además, contaron con toda una industria alfarera de primer orden donde se fabricaban todo tipo de elementos de al-macenaje y transporte, los cuales surtirían igualmente el distrito costero. Muy posible-mente la explicación para este despegue de las salazones tardoantiguas en este territorio atlántico se deba al apoyo y control directo del episcopado y la jerarquía eclesiástica de las ciudades de Onoba y Elepla, aspecto que parece comprobarse en numerosas ciudades tardoantiguas mediterráneas, en las que el poder episcopal acabaría controlando y ges-tionando las actividades pesquero-conserve-ras (Bernal, 2008). Estas ciudades son capa-ces de invertir sus capitales en este sector ante las nuevas oportunidades que se origi-nan en el periodo de reconstrucción, tras el desastre de fines del IV d.C. y las expectati-vas de comercio con áreas como el norte de África y el litoral mediterráneo, con el que mantiene importantes relaciones comercia-les, como queda atestiguado en los reperto-rios anfóricos y cerámicos finos. Ciertamente esta idea, de una inversión en las salazones por parte del episcopado eleplense en estos momentos, resulta muy sugerente; así los distritos marítimos del litoral onubense no solo quedaban bajo su administración, sino que además muy probablemente fueron po-tenciados y cuidados de cara a su máxima rentabilidad tras la destrucción de la indus-tria. Por el momento solo tenemos indicios más o menos plausibles que puedan apoyar este hipótesis y aunque existen sellos −caso de un signaculum que muestra tres letras sin interpunciones EEL (Pérez, 2004b) y cuyo autor interpreta, junto con otras posibilida-des, como el sello propiedad de la figlina del poder episcopal; E(clesiae) EL(elepensis); no contamos con signacula de este tipo en reci-pientes (dolia, anforae) de factorías costeras que demuestren esta hipótesis, con lo que habrá que estar atentos a futuros hallazgos. En cualquier caso este pequeño apunte po-

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dría estar mostrando el control del episco-pado en el envase y almacenamiento de los productos en la Tierra Llana procedentes del alfar de Las Suertes, dependiente de los Bo-jeos y con una activa producción en los siglos IV-V, aspectos por otro lado documentados en los envases de transporte controlados por la jerarquía eclesiástica que circulan por todo el Mediterráneo (Bernal, 2010). Ade-más resulta curioso como a fines del s. IV y sobre todo ya en el s. V los ritos funerarios en las necrópolis de estos poblados costeros evolucionan –con alguna presencia de rito pagano− hacia las prácticas cristianas: exclu-sividad de la inhumación, cambio de orien-tación, ausencia de ajuar; elementos lateri-cios cristianos (Figura 5), etc. Por tanto, esto indica la progresiva aceptación de los cam-bios arbitrados en los patrones religiosos e ideológicos, tal y como se documenta en la necrópolis correspondiente a inicios del s. V en El Eucaliptal, reflejado en un monumento escalonado que presenta ladrillos con deco-ración paleocristiana (Campos, et al. 1996).

Sin duda la explicación se debe a la entrada en la órbita económica y política del epis-copado eleplense, pero creemos que ello se produce de manera efectiva a partir de fines del s. IV, tras un devastador desastre natural y ante la necesidad de las poblaciones cos-teras de adherirse y aceptar los nuevos pa-trones administrativos, religiosos y políticos, del único poder existente capaz de llevar a cabo la recuperación de toda la infraestruc-tura necesaria para esta industria y, por ende, de los distintos vici marítimos. Quizás el basculamiento que se produce del eje ga-ditano al onubense, en estos momentos del s. V, esté producido en primera instancia por este desastre natural de fines del IV, tras el cual al área gaditana le sobreviene el paso vándalo y no encuentra el empuje necesario para en esta centuria reorganizar su infraes-tructura, hecho por el contrario que sí pudo darse en el litoral onubense, al contar con el poder económico de los obispos eleplen-ses y no contar con ulteriores momentos de inestabilidad.

Figura 5. Ladrillo del Eucaliptal con decoración paleocristiana.Figure 5. Brick from the Eucaliptal site with early Christian decor.

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4. Conclusiones

Los nuevos estudios que se están llevando a cabo en puntos de la costa onubense, junto con aquellos de los que ya se disponía, re-velan sin lugar a dudas diferentes etapas en la vida de las cetariae de litoral, en su evolu-ción desde época Alto imperial hasta la Anti-güedad Tardía. De todo este amplio periodo, aún por precisar en muchos aspectos e indi-vidualizar y excavar en muchos yacimientos, comienzan a perfilarse dos etapas claramente diferenciadas en toda esta amplia diacronía: el siglo III y fines del IV. La clave para que ambos momentos sean especialmente sig-nificativos está en relación con las recientes investigaciones geológicas, que revelan la po-sible ocurrencia de eventos naturales de alta energía para estos siglos, tales como mare-motos y episodios de intensas tormentas, que debieron ocasionar la ruina y el colapso de la industria pesquero-conservera.

De estos dos episodios, por ahora documen-tados, el correspondiente al depósito de alta energía del yacimiento de La Cascajera, fe-chado en momentos indeterminados del s. III d.C., se encuentra aún en fase de estudio; sin embargo, el contexto arqueológico de las cetariae del litoral atlántico, tanto onubense como lusitano, indican un extraño episodio de ruptura y crisis generalizada en el sector para mediados de la centuria, fecha a partir de la cual se producirá una tímida y progre-siva recuperación del sector, que culminará con la recuperación a comienzos del siglo IV d.C., como así se desprende del reinició de las actividades de algunos de los poblados y fac-torías expuestas en este trabajo. Deberemos esperar a futuras investigaciones geológicas y de dataciones precisas para poder establecer una fecha más aproximada para este posible EWE de mediados del s. III d.C.

Por su parte, el segundo de estos episodios documentado en distintos puntos del arco atlántico onubense, Doñana y Estuario del Tinto, muestran de manera inequívoca depó-sitos marinos de alta energía para fines del s. IV d.C. Este evento está en relación con los

datos arqueológicos de distintos yacimientos expuestos en el estudio, en los que se aprecia cómo se producen abandonos, colmataciones e inundaciones que darán al traste con las factorías, caso del Terrón o El Eucaliptal. Tras este último episodio se comprueba una rela-tiva rápida recuperación a comienzos del s. V en todo el litoral, inaugurando el momento de mayor producción y desarrollo de la industria en la costa onubense, con numerosas factorías conviviendo en áreas tan significativas como el estuario de los ríos Tinto y Odiel. Es aquí donde presentamos la idea de que la recupe-ración de este sector, en un espacio de tiempo de unos 20-25 años, se debió a la intervención del poder episcopal de Niebla y a la jerarquía eclesiástica urbana de ciudades como Onoba, sectores que debieron invertir en la recons-trucción de esta industria, sus flotas, etc. En relación al tiempo de recuperación, el com-pás que se desarrolla tras el colapso del s. III es mayor que para el que se da en el s. IV, debido probablemente a la caída del ordena-miento municipal del mundo urbano y la cri-sis económica y política de estas décadas. De tal forma que no se constata la reactivación de esta industria hasta fines de la centuria y principios de la siguiente, que curiosamente coincide con la acción y las medidas de reor-ganización administrativa llevadas a cabo por los tetrarcas que, para el caso del territorio onubense, cuenta con la puesta en marcha de nuevo de algunas explotaciones en el distrito minero de Urium (Pérez, 2006). Como vemos, no se producirá nuevamente la recuperación efectiva hasta la aparición de un poder polí-tico y económico fuerte. Deberemos seguir in-vestigando en esta línea y desarrollar más esta idea futura de trabajo pero, a día de hoy, no creemos posible que el renacer de este sec-tor, con un fuerte empuje y marcada pujanza comercial, no se deba a la influencia del único poder político y económico capaz de llevarla a cabo en estos momentos y en este territorio.

Agradecimientos

El presente trabajo se enmarca dentro de las actividades del Proyecto de Investigación de

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Excelencia del Plan Andaluz de Investigación “Ciudades Romanas de la Bética. CORPVS VR-BIVM BAETICARVM (I) (CUB) (Ref. HUM 2062)” y del proyecto “El patrimonio cultural y natu-ral en la Reserva de la Biosfera Marismas del Odiel (Huelva) y su interacción con el territo-rio y la sociedad” (Campus de Excelencia In-ternacional en Patrimonio PatrimoniUM10).

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G


doi:10.17735/cyg.v29i1-2.29935

El registro de eventos energéticos marinos en la bahía de Cádiz durante épocas históricas

The record of energetic marine events in the bay of Cádiz during historical times

Alonso, C.(1); Gracia, F.J.(2); Rodríguez-Polo, S.(2); Martín Puertas, C.(3)

(1) Instituto Andaluz de Patrimonio Histórico, Centro de Arqueología Subacuática. Consejería de Cultura, Junta de Andalucía. Avda. Duque de Nájera, 3. 11002, Cádiz, España. Correo electrónico: [email protected]

(2) Depto. de Ciencias de la Tierra, Facultad de Ciencias del Mar y Ambientales, Universidad de Cádiz. Campus del río San Pedro. 11510, Puerto Real, España.

(3) GFZ, German Research Centre for Geoscience. Telegrafenberg, 14467, Potsdam, Alemania

Resumen

La bahía de Cádiz constituye un área costera intensamente ocupada durante épocas históricas, de las que se conservan numerosos restos arqueológicos. Se trata de un tramo de costa baja, caracterizada por presentar varios sistemas de flechas-barrera que cierran marismas estuarinas de amplio desarrollo. Este tipo de costa es especialmente vulnerable ante la actuación de fenómenos marinos energéticos, como temporales marí-timos y tsunamis, que con cierta regularidad se han repetido en esta región durante el Holoceno reciente. El presente trabajo pasa revista a los distintos registros morfosedimentarios de eventos marinos históricos identificados hasta el momento en la bahía, y aporta nuevos datos sobre algunos de ellos. Estos nuevos da-tos consisten en columnas de sondeos, nuevas dataciones de depósitos holoceno-históricos e identificación de indicadores arqueológicos de eventos extremos históricos. Se hace especial hincapié en los efectos que estos eventos han tenido en la flecha-barrera de Valdelagrana, donde la geometría y edad de los distintos sistemas de cordones litorales históricos indican la actuación de al menos tres eventos muy energéticos, probablemente tsunamis, uno hacia 2700-2300 cal BP, otro a finales del s. IX AD y el tercero en 1755 AD. Los dos primeros provocaron modificaciones geomorfológicas profundas, como capturas fluviales, reinicio de nuevos sistemas de cordones y arrasamiento costero. Los datos arqueológicos señalan también que los daños y afecciones económicas y a infraestructuras provocadas por estos eventos han condicionado la ocupación humana posterior y sus actividades asociadas.

Palabras clave: evento energético; temporal marítimo; tsunami; Bahía de Cádiz; geoarqueología; modelo evolutivo.

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Abstract

The bay of Cádiz is a coastal area intensively occupied during prehistorical and historical times from which many archaeological remains have been preserved. The bay is a low coast characterized by several spit-barrier systems which close wide estuarine marshes. This kind of coastal environment is especially vulnerable to ma-rine energetic events, like storms and tsunamis, which have occurred in the region during the late Holocene with some regularity. The present work summarizes the different morphosedimentary records of historical marine events identified in the Bay up to date. New chronological and stratigraphical data are presented, obtained from drills, together with different geoarchaeological indicators of historical marine events identi-fied along the Bay. Special attention is paid on the effects produced on the Valdelagrana spit-barrier, where the geometry and age of different historical beach ridges reveal the onset of at least three very energetic events, probably of tsunamigenic origin: one on 2700-2300 cal BP, a second one by the end of the IX century AD and the third one in 1755 AD. The two first events caused deep geomorphological modifications, like river captures, onset of new beach ridge systems, and coastal lowering. Archaeological data indicate that economical effects and infrastructure damage produced by these events conditioned later human occupation and related activities.

Keywords: energetic event; sea storm; tsunami; Bay of Cádiz; geoarchaeology; evolution model.

1. Introducción

El conocimiento de los eventos energéticos marinos (tsunamis o temporales marítimos) holocenos e históricos en las costas ibéri-cas del golfo de Cádiz ha experimentado un avance espectacular en los últimos diez años. En la actualidad se tiene una idea bastante aproximada de los principales eventos ocurri-dos (Luque et al., 2002; Rodríguez-Ramírez et al., 2008; Reicherter et al., 2010; Rodríguez-Vidal et al., 2010; Morales et al., 2011; Lario et al., 2011), así como de sus efectos geomor-fológicos (Alonso et al., 2004a; Benavente et al., 2006; Gracia et al., 2006; Del Río et al., 2012; Ruiz et al., 2013) y su registro sedimen-tario (Luque et al., 2001; Gutiérrez-Mas et al., 2009a y b; Cuven et al., 2013, entre otros). Sin embargo, los efectos que estos eventos tuvieron sobre la actividad humana en el pa-sado no se conocen bien y existe muy poca bibliografía al respecto (Luque, 2008). A ex-cepción del último gran tsunami registrado en la zona, asociado al terremoto de Lisboa de 1755 y del cual hay abundante información (Campos, 1992; Blanc, 2008, entre otros), apenas se dispone de datos sobre los efectos producidos por los eventos históricos sobre los asentamientos y actividades humanas.

La naturaleza de estos eventos no siempre es bien conocida y persiste todavía cierta contro-versia a la hora de interpretar correctamente los registros sedimentarios cuaternarios e his-tóricos, ya que los tsunamis y los temporales marinos energéticos pueden generar depósi-tos costeros muy similares (Lario et al., 2010; Medina et al., 2011; Gutiérrez-Mas y Mas, 2013). En la última década se han podido analizar los efectos directos y el alcance de los temporales marítimos que han afectado a las zonas más vulnerables de la costa su-ratlántica española (Benavente et al., 2006; Rodríguez-Ramírez et al., 2008; Del Río et al., 2012). Sin embargo, aparte de un pequeño tsunami ocurrido en 1969 en las costas portu-guesas (Abrantes et al., 2008), el último gran tsunami conocido en el golfo de Cádiz tuvo lugar en el siglo XVIII, por lo que el análisis de los efectos costeros de este segundo tipo de fenómenos necesariamente hay que hacerlo mediante métodos indirectos, geomorfológi-cos, sedimentológicos y geoarqueológicos.

Dentro del litoral suratlántico ibérico, destaca la bahía de Cádiz (Figura 1) por ser un ámbito geográfico singular caracterizado por una muy importante ocupación humana desde épocas muy antiguas, siendo ya un núcleo poblacio-

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nal de primera importancia en tiempos pre-rromanos, ligada a diversos asentamientos y ocupaciones griegas y fenicias (Ruiz Gil et al., 1999; Alonso et al., 2001, 2003b, 2004b; Alonso y Gracia, 2004; Arteaga et al., 2008; Bernal, 2008; López Amador y Pérez, 2013). A este interés histórico-arqueológico se suma el interés geomorfológico ligado a un ámbito muy dinámico y cambiante, donde la línea de costa ha experimentado modificaciones im-portantes asociadas a procesos muy activos de erosión y sedimentación (Zazo et al., 1994; Dabrio et al., 1995; Alonso et al., 2009). Por su naturaleza arenosa, las costas de la bahía son muy vulnerables a las intervenciones humanas (Martínez Del Pozo et al., 2001; Rodríguez-Polo et al., 2010) y sobre todo fá-cilmente erosionables ante la actuación de eventos energéticos marinos (Gracia et al., 2006). Sin embargo, los aportes sedimenta-rios tanto longitudinales (deriva litoral) como continentales (desembocaduras de los ríos Guadalquivir y Guadalete) permiten que sus costas se recuperen con cierta rapidez des-pués de sufrir eventos erosivos importantes (Gracia et al., 2005a).

La reconstrucción de la evolución morfológica de la bahía de Cádiz constituye un problema complejo, no resuelto totalmente hasta la fe-cha, debido a la combinación entre diversas actuaciones humanas costeras durante los últimos 2.500 años, la naturaleza cambiante y muy sensible de los sistemas costeros y la actuación esporádica de eventos marinos energéticos, tanto de origen meteorológico como sísmico (Gracia et al., 2005b; Menan-teau, 2008). El análisis conjunto de todos estos elementos puede ayudar a analizar el tipo de consecuencias que estos fenómenos energéticos tienen sobre la actividad humana a corto, medio y largo plazo, así como la efi-ciencia de las infraestructuras de las distintas épocas en la defensa costera.

El objetivo del presente trabajo es sintetizar los avances realizados en los últimos años en materia de reconstrucción geoarqueológica de la evolución costera de la bahía de Cádiz y el papel de los eventos energéticos en la

misma y en los asentamientos y actividades humanas históricas. De manera específica, se elabora un modelo de evolución geomorfo-lógica de un sector de la costa de la bahía, a partir de nuevos datos procedentes de son-deos, fotointerpretación y cartografía geo-morfológica de detalle, trabajo de campo, así como muestreo y datación por radiocarbono. Los datos que se presentan y el modelo pro-puesto son de utilidad tanto para el análisis paleogeográfico y evolutivo de la zona como para la elaboración de futuros inventarios de eventos energéticos que ayuden a calcular posibles periodos de retorno para este tipo de fenómenos, así como las causas, alcance y efectos de los mismos.

2. Geomorfología de la bahía de Cádiz

La bahía de Cádiz se localiza en la depresión terciaria del Guadalquivir, al sur de la desem-bocadura de dicho río. Se trata de un área deprimida, encajada en relieves suaves sobre materiales terciarios como consecuencia de la actuación de accidentes tectónicos trans-currentes con componente vertical a finales del Plioceno y comienzos del Cuaternario (Gracia et al., 2008). Presenta unos 30 km de longitud y 15 km de anchura y está formada por una llanura sedimentaria de carácter li-toral, con playas, dunas y marismas. La tec-tónica pliocuaternaria generó diversos blo-ques estructurales elevados, algunos de los cuales han constituido islas durante épocas de nivel del mar alto (Cádiz, San Fernando), y que en la actualidad apenas destacan entre 15 y 30 m por encima del nivel del mar. En los bloques hundidos se ha registrado un re-lleno sedimentario costero-marino durante el Cuaternario reciente, que en algunos puntos supera los 30 m (Dabrio et al., 2000) y que durante épocas de nivel del mar bajo funcio-naron como llanuras aluviales costeras de los ríos Guadalquivir y Guadalete, entre otros (Mediavilla et al., 2004; Gracia et al., 2010).

Geográficamente la bahía de Cádiz tiene una morfología compleja (Figura 1). Su línea de costa exterior está formada por una larga

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barrera arenosa de dirección NNW-SSE, que conecta las islas de Cádiz y San Fernando, formando un tómbolo de unos 11 km de longitud, y que continúa hacia el Sur unos

5 km más en forma de flecha litoral (Punta del Boquerón). A resguardo de esta barrera la bahía está constituida por tres entrantes costeros, separados por dos relieves centra-les de origen diapírico y de dirección bética, NE-SW: el promontorio del cerro de Ceuta (Puerto Real) y la isla de San Fernando (Gra-cia et al., 2008).

Al norte del cerro de Ceuta se extiende la bahía norte, donde se desarrolla el complejo estuarino del río Guadalete; en él destaca la desembocadura actual en su extremo NW (El Puerto de Santa María), así como un gran ca-nal mareal sinuoso al sur, el río San Pedro, que históricamente formó parte de la des-embocadura del río Guadalete (Dabrio et al., 2000) aunque en la actualidad constituye un canal de marea que finaliza súbitamente en un sistema de marismas. Estas marismas es-tán protegidas del mar por la flecha-barrera de Valdelagrana, constituida por un conjunto complejo de cordones litorales holocenos e históricos de 7 km de longitud en dirección N-S, objeto de diversos estudios ambientales y paleogeográficos (Dabrio et al., 1999; Rodrí-guez-Polo, 2009, entre otros).

Entre el cerro de Ceuta y la isla de San Fer-nando se extiende un área inundada perma-nentemente y comunicada directamente con el mar a través del estrecho de Puntales, que separa el tómbolo de Cádiz-San Fernando y Puerto Real. Se trata de una bahía interna, cuya profundidad en general es inferior a los 10 m, aunque desde épocas históricas se ex-cava artificialmente con periodicidad un canal de entrada para facilitar el acceso de embar-caciones al arsenal militar de La Carraca (San Fernando). Unas pequeñas marismas bor-dean la bahía interna por el norte (marismas del Trocadero). Finalmente, la Bahía Sur, al SE de San Fernando, constituye un área de extensas marismas, surcadas por un gran ca-nal mareal sinuoso, el caño de Sancti Petri. Estas marismas, formadas al resguardo de la flecha de la Punta del Boquerón, ocupan una depresión de dirección NE-SW cuyo ori-gen parece ligado a la excavación de un valle fluvial durante el Pleistoceno (Mediavilla et

Figura 1. Mapa de la bahía de Cádiz, con localización de los topónimos y puntos citados en el texto. Leyenda: 1, playas y dunas; 2, cordones

litorales holocenos; 3, marismas; 4, depósitos aluviales holocenos; 5, depósitos pleistocenos; 6, conglomerados plio-pleistocenos; 7, arenas

pliocenas; 8, otras unidades terciarias; 9, yesos y arcillas triásicas; 10, falla con escarpe asociado;

11, líneas isobatas, en metros.Figure 1. Map of the Bay of Cadiz. Location of

places and names cited in the text. 1, beaches and dunes; 2 Holocene beach ridges; 3, salt marshes;

4, Holocene alluvial deposits; 5, Pleistocene deposits; 6, Plio-Pleistocene conglomerates; 7, Pliocene

sands; 8, other Tertiary units; 9, Triassic clays and gypsums; 10, fault with indication of escarpment;

11, bathymetric curves in meters.

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al., 2004; Gracia et al., 2010). Las marismas están transformadas en su casi totalidad en salinas, funcionales desde época prerromana (Alonso et al., 2003a). La flecha de la Punta del Boquerón apenas desarrolla un cordón litoral histórico muy degradado, y se encuen-tra en retroceso, probablemente desde me-diados del s. XIX (Bethencourt et al., 2011). La acción diferencial del oleaje en toda esta costa está condicionada por la distribución de bajos rocosos próximos a la orilla, que provo-can concentración o disipación de la energía de las olas incidentes.

La dinámica marina (Benavente et al., 2000) corresponde a una costa de baja energía (al-tura media del oleaje de apenas 1 m, y hasta 4 m durante temporales marítimos), con fren-tes que en general proceden del W, lo que da lugar a una corriente de deriva litoral domi-nante hacia el S y SE, cuya intensidad depende de la orientación de los frentes de oleaje con respecto a la línea de costa y de la energía de las olas. Su acción, así como los aportes sedi-mentarios de los ríos Guadalquivir y Guada-lete, han propiciado la formación de extensas playas y dunas asociadas a las flechas, barre-ras y tómbolos de la zona. Por último, se trata de una costa mesomareal, cuyo rango de ma-reas medias es de unos 2 m, alcanzando los 3,7 m en situación de marea viva.

3. Metodología

En primer lugar se llevó a cabo una exhaus-tiva búsqueda bibliográfica de los estudios previos realizados en la zona referentes al registro de eventos energéticos marinos his-tóricos y a la evolución histórica de la línea de costa, especialmente los que aportan da-taciones y reconstrucciones paleogeográficas o paleoambientales. Dado el gran volumen de artículos y monografías dedicados a este tema en las últimas décadas, en el presente trabajo se hace referencia sólo a una selec-ción de los mismos, que consideramos más representativos o más directamente relacio-nados con el tema.

Una parte importante del estudio se cen-tró en el análisis detallado del sistema de cordones holocenos de la flecha-barrera de Valdelagrana. Para ello se utilizaron diversas fotografías aéreas tomadas en distintos años. En el presente trabajo se muestran los resul-tados obtenidos para los vuelos de 1956 y de 2002, elegidos el primero por su antigüedad y el segundo por su alta calidad y resolución. Para su análisis se utilizó un estereoscopio de prismas Leica WILD ATP2, que incorpora un sistema de zoom. De este modo se obtuvo una cartografía geomorfológica detallada de los cordones litorales y de las depresiones in-tercordones, así como de los caños mareales presentes en el cuerpo de la flecha-barrera. Una vez realizada la cartografía se procedió a su tratamiento mediante el software ArcGIS 9.2®, que permitió georreferenciar el mapa realizado con un error medio total (RMS) inferior a 1 m, utilizando para ello una orto-fotografía digital del año 2002 (Instituto de Cartografía de Andalucía). Finalmente se digi-talizaron las unidades morfológicas presentes en la flecha.

Por otro lado, se realizaron cuatro sondeos mecánicos en Valdelagrana, realizados por la empresa Axan S.L., merced a un convenio de la Universidad de Cádiz con la Dirección General de Costas entre 2007 y 2009. La pro-fundidad de los sondeos osciló entre 5 y 9 m y su localización se muestra en la figura 2. Los sondeos se realizaron mediante el método de rotación con corona de corte y recuperación del testigo. La mayoría de los testigos obte-nidos se envolvieron en plástico adherente y transparente, para su protección durante el transporte y catalogación. La descripción de los sondeos se realizó en dos fases: una primera descripción visual en la que se aten-dió a cambios en el tipo de sedimento, color, olor, presencia de restos de organismos, etc.; y una segunda descripción más detallada, con la lupa binocular para la fracción arena, y me-diante el microscopio petrográfico (frotis de sedimento) para la fracción arcilla. Una vez descritos los sedimentos se identificaron las facies y unidades sedimentarias. Durante el análisis de “visu” se llevó a cabo la selección

100


del material para datar con radiocarbono en cada uno de los sondeos.

Las dataciones de 14C se llevaron a cabo en el Centro de Nacional de Aceleradores (Sevi-lla), sobre muestras de restos orgánicos (ca-parazones de organismos, conchas y raíces) y sedimento total allí donde no se encontraron los anteriores. El tratamiento fue limpieza con disolventes orgánicos y limpieza con AAA. La edad obtenida para cada muestra (edad radio-carbono convencional) fue calibrada según la curva INTCAL04 utilizando una probabilidad del 95%. Se aplicó la corrección por efecto re-servorio a los resultados obtenidos de ∆R = -108+31 años 14C, siguiendo la propuesta de Martins y Monge Soares (2013). En el presente trabajo, todas las edades se expresan en años cal. BP mientras no se indique lo contrario.

Con respectos a las dataciones publicadas por otros autores previos, algunas habían sido co-rregidas por efecto reservorio, otras no, y de otras no se dispone de información. Además, a muchas de las corregidas se habían aplicado correcciones distintas a las del presente tra-bajo, en ocasiones incluso en trabajos muy recientes (Tabla I). Evidentemente, esta dis-paridad representa un problema al intentar correlacionar cronológicamente fases de progradación, eventos energéticos o edad de unidades sedimentarias. Sin embargo, hemos preferido respetar y no modificar los datos aportados por otros autores, ya que desco-nocemos las razones que llevaron a dichos investigadores a no realizar las correcciones o a realizarlas de manera diferente a la lle-vada a cabo en el presente trabajo. Puesto que somos conscientes de la disparidad de correcciones por efecto reservorio aplicadas por los distintos autores a numerosas data-ciones de 14C hechas en muestras costeras de la fachada ibérica atlántica, los autores del presente trabajo hemos optado por tomar de manera orientativa las dataciones previas que han sido tratadas o corregidas de manera dis-tinta la que hemos utilizado nosotros, consi-derando que muy probablemente en muchas de ellas podría existir un margen de error algo superior a los 100 años.

Finalmente, se llevó a cabo un reconoci-miento de campo de las formas cartografia-das a lo largo de toda la bahía, así como de los principales yacimientos histórico-arqueo-lógicos costeros conocidos, con el objeto de analizar posibles afecciones o registros mor-fosedimentarios de eventos energéticos ma-rinos históricos.

4. Resultados y discusión

4.1. Columnas de sondeos

La figura 3 muestra las columnas de los son-deos realizados en la flecha-barrera de Valde-lagrana. De manera breve, los niveles identi-ficados en cada uno de los sondeos son los siguientes:

Sondeo S-1. Coordenadas UTM: X= 75020; Y= 405110. Se localiza en la zona de marisma cercana al sondeo PSM109 estudiado por Da-brio et al. (2000). Facies observadas:

– Facies 1: arcillas de color marrón oscuro con restos de raíces muy finas. Secuencia grano-creciente a techo.

– Facies 2: arenas amarillas con restos de raíces similares a las de la facies anterior. Secuencia granodecreciente.

– Facies 3: fangos arenosos de color gris oscuro con restos de conchas. Secuencia granodecreciente.

– Facies 4: arenas fangosas marrones sin restos de materia orgánica. El tamaño de grano aumenta durante los primeros 30 cm y luego se establece en un tamaño de grano arena hasta la base de la facies.

– Facies 5: arenas amarillas, similares a las de la facies anterior, si bien se observa un color de transición entre los de las facies 4 y 6.

– Facies 6: arenas de tamaño de grano grueso, con granos de cuarzo visibles. Abundantes macro restos de conchas. Secuencia gra-nodecreciente a techo, donde se aprecian cantos redondeados de pequeño tamaño.

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La unidad basal (3) se interpreta como debida a la migración de bancos arenosos en un ca-nal estuarino. Las edades obtenidas en las dos muestras de esta unidad son muy próxi-mas entre sí, de modo que los errores de una y otra prácticamente se solapan, por lo que a efectos prácticos pueden considerarse como coetáneas. La unidad intermedia (2) se inter-preta como un depósito de marisma inter-mareal. La unidad superior (1) se interpreta como un nivel de marisma vegetada, en vías de colmatación, correspondiente al ambiente actual en el que se realizó el sondeo.

Sondeo S-2. Coordenadas UTM: X= 74875; Y= 404760.

– Facies 1: arenas finas de color marrón claro con restos de conchas, aunque no

muy abundantes. En la base se observa un aumento del tamaño de grano que actúa como transición hacia la facies 2.

– Facies 2: arenas finas de color grisáceo. No se observan restos de organismos.

– Facies 3: arenas finas de color amarillo. No se observan restos de organismos.

– Facies 4: arenas finas con restos de conchas, similares a las de la facies 1. Secuencia gra-nodecreciente a techo.

– Facies 5: arenas con abundantes fragmen-tos milimétricos de macrofauna.

La unidad basal (2) se interpreta como un tí-pico depósito de playa, mientras que la uni-dad media-superior (1) se interpreta como un

Tabla I.

Notaciónoriginal

Notación en Figura 2 de este trabajo

Código de laboratorio

Edad 14C convencional

BPError Cal. BP Edad

calendario Referencia

C-3C-6C-5C-4

1a1b1c1d

R-2182R-2186R-2181R-2208

1880168018302705

100100100100

1915a

1690a

1860a

2905a

35 d.C260 d.C.90 d.C.

955 a.C.

Zazo et al. (1994),Dabrio et al. (2000)

TAP-01-02 2 GX-27986 2340 220 1920b 190 a.C. – 250 d.C. Luque et al. (2002)

FER 224 3 KIA 13086 3770 30 4109 2159 a.C. Arteaga et al. (2008)

AEROTORVA-2TORVC-4

ESCA

4a4b4c4d

AEROTORVA-2TORVC-4

ESCA

1190345015901250

80606070

910-6203450-32001260-1000

930-660

1040-1330 d.C.1500-1250 a.C.

680-950 d.C.1020-1290 d.C.

Rodríguez Polo et al. (2008)

La Algaida S5La Algaida S3-4-5La Algaida S3-3-4

555

La Algaida S5La Algaida S3-4-5La Algaida S3-3-4

191016701590

606060

1046+85c

898+105c

823+90c

904+85 d.C.1052+105 d.C.1127+90 d.C.

Gutiérrez-Mas et al. (2009)

VALS1_4.8VALS1_6VALS2_1

VALS2_9.5VALS3_2.5VALS4_2.5VALS4_4

S-14S-16S-21S-29S-32S-42S-44

VALS1_4.8VALS1_6VALS2_1

VALS2_9.5VALS3_2.5VALS4_2.5VALS4_4

28952615675

1170614022702995

50504050604045

2800+122d

2478+172d

447+121d

744+141d

6699+175d

2005+132d

2887+138d

973-729 a.C.702-357 a.C.

1382-1624 d.C.1065-1347 d.C.4925-4575 a.C.188 a.C.-77 d.C.1076-799 a.C.

Este trabajo

a Efecto reservorio corregido (-440+85 años BP).b Calibrado con el programa CALIB 4.2 (Stuiver and Reimer, 1993; Stuiver et al., 1998).c Calibrado con el programa CALIB 5.01 (Hughen et al., 2004). Efecto reservorio corregido (304+70 entre 1700 y 1000 años, y 114+90 para < 1000 años; Monge Soares, 1993; Reimer et al., 2002; Morales et al., 2008).d Calibrado según la curva INTCAL04 al 95%. Efecto reservorio corregido (-108+31; Martins y Monge Soares, 2013).

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depósito eólico asociado a cuerpos dunares móviles.

Sondeo S-3. Coordenadas UTM: X= 74920; Y= 404980. Los primeros 80 cm del sondeo es-tán formados por rellenos antrópicos. Facies identificadas:

– Facies 1: arenas finas de color marrón claro sin restos de organismos.

– Facies 2: arenas gruesas con abundantes restos de macrofauna fracturados.

– Facies 3: arenas de color amarillo con restos de cochas.

El contacto entre las facies 1 y 2 es brusco y está representado por la ausencia (facies 1) y presencia (facies 2) de restos de organismos. El contacto entre la facies 1 y 3 es transicional, caracterizado por una secuencia granodecre-ciente de unos 3 cm de espesor. Se interpreta una transición entre un nivel de playa basal y un depósito eólico dunar superior (facies 1), in-terrumpido por dos episodios energéticos, muy probablemente correspondientes a abanicos de desbordamiento o de derrame (overwash deposits). La datación obtenida proporciona una edad muy elevada, anterior al máximo eus-tático Holoceno (Zazo et al., 2008), por lo que creemos que se trata de un resultado erróneo.

Los sondeos S-2 y S-3 fueron tomados cerca de los sondeos PAR2-98 y WA-98 respectiva-mente, descritos por Luque (2002). Las princi-pales facies y unidades sedimentarias identifi-cadas coinciden grosso modo con los tramos descritos por dicho autor.

Sondeo S-4. Coordenadas UTM: X= 74910; Y= 405250. Coincide aproximadamente con el emplazamiento de los sondeos CIS-98 (4,60 m de profundidad) y TOR-98 (2,42 m de pro-fundidad) estudiados por Luque (2002).

– Facies 1: arenas marrones con restos de raí-ces y bajo contenido en agua. Suelo actual.

– Facies 2: arenas finas amarillentas con abundantes restos de bivalvos y gasterópo-dos marinos, entre otros bioclastos.

– Facies 3: arcillas grises con restos de mate-ria orgánica de origen vegetal y conchas de foraminíferos.

– Facies 4: arcillas limosas con restos orgáni-cos y carbones.

Las facies 2, 3 y 4 corresponden con tramos descritos por Luque (2002) para los sondeos CIS-98 y TOR-98, si bien las profundidades no coinciden exactamente. Se interpretan (uni-dad 2) como un ambiente de marisma, ya sea llanura mareal (facies 3) o bien una marisma intermareal con posible influencia fluvial (fa-cies 4). Los depósitos arenosos superiores (unidad 1) se interpretan como un sistema de barrera arenosa, formado por un depósito de playa (facies 2) y una acumulación dunar superior (facies 1).

4.2. Evolución costera hasta el cambio de era

La exposición que sigue recopila información derivada de numerosos trabajos previos, a la vez que incorpora datos nuevos. Los autores hemos preferido mostrar los resultados desde un punto de vista cronológico-histórico ya que consideramos que resulta más sencillo anali-zar los distintos indicadores de cada uno de los eventos por separado, teniendo en cuenta la paleogeografía de cada momento, los datos existentes y nuestras aportaciones en cada caso. Este tipo de exposición, no obstante, obliga a realizar consideraciones e interpre-taciones a la vez que se comparan los datos obtenidos con otros publicados previamente. El apartado se ha dividido cronológicamente en dos grandes etapas históricas, una previa al cambio de era (entre 7000 y 2000 BP) y otra posterior (de 2000 BP a la actualidad).

El reconocimiento de eventos de alta energía en espacios costeros, como el de la bahía de Cádiz, es una labor ardua. De una parte, las marismas históricamente han sido intensa-mente antropizadas para adaptarlas, princi-palmente, al uso salinero, roturándose sobre ellas canales y esteros hasta un altísimo nivel de ocupación del territorio. De otra, la zona de litoral expuesto en general, y de manera

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especial aquellas zonas menos protegidas por barreras o arrecifes costeros, han estado sometidas históricamente a un constante proceso erosivo que ha afectado a estructu-ras enclavadas en el litoral. Algunas de ellas hoy día se localizan en ambiente sumergido como, por ejemplo, los restos del acueducto romano y la calzada que a través de San Fer-nando llegaban a Gades (Cádiz), o el propio camino construido a principios del siglo XVIII en este mismo lugar, arruinado y reconstruido con un trazado diferente a consecuencia de los efectos del tsunami asociado al terremoto de Lisboa de 1755. Localizar, caracterizar y da-tar el efecto de estos eventos es muy com-plejo, ya que las huellas dejadas por los más antiguos se ven sepultadas o borradas por los

más recientes, si no desdibujadas por efecto de la mano del hombre en un proceso de ro-turación de salinas que se remonta hasta la antigüedad (Alonso et al., 2003a).

De toda la bahía, la flecha-barrera de Valde-lagrana es el lugar donde se ha podido iden-tificar hasta el momento un mayor número de registros gracias a su extensión, escasa antropización y nivel de exposición, si bien la escasa potencia de los cordones que la con-forman ha favorecido la contaminación y alte-ración de las unidades por efecto de arrastre del oleaje, ofreciendo en ocasiones datacio-nes contradictorias. El estudio morfológico de su estructura y el análisis cronoestratigráfico de los registros obtenidos por diferentes au-

Figura 2. Mapa geomorfológico de la flecha-barrera de Valdelagrana (modificado de Rodríguez-Polo et al., 2009), con localización de muestras tomadas y datadas por diversos autores.

Figure 2. Geomorphological map of Valdelagrana spit-barrier (modified from Rodríguez-Polo et al., 2009), with location of samples taken and dated by different authors.

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tores, permiten obtener un modelo evolutivo claramente afectado por los eventos marinos de alta energía.

La morfología en planta de la flecha-barrera de Valdelagrana corresponde a una playa en log-spiral, generada por una deriva litoral do-minante hacia el Sur (Figura 2). Su formación es posterior al máximo eustático Holoceno y en ella se distinguen más de 20 cordones litorales individuales (Rodríguez-Polo, 2009), que pueden ser agrupados en tres grandes episodios, dentro de cada uno de los cuales los cordones mantienen una disposición bá-sicamente paralela. La figura 2 muestra una cartografía de los cordones identificados en Valdelagrana, así como la localización de las muestras datadas por diversos autores en tra-bajos previos.

Según Zazo et al. (2008), el ascenso post-glaciar del nivel del mar ocurrió en el sur de España en dos fases: una primera etapa de rápida subida hasta 6500 cal BP, y una fase posterior de deceleración o casi estabilidad, con oscilaciones menores de carácter mé-trico. Asociados a ellos se generaron seis eventos progradantes de cordones litorales (Zazo, 2006; Zazo et al., 2008): H1 (7400-6000 años BP); H2 (5400-4200 años BP); H3 (4000-3000 años BP); H4 (2700-1900 años BP); H5 (1900-1300 años BP) y H6 (últimos 500 años). Según Goy et al. (2003) cada unidad H experi-mentó progradación durante fases de subida del nivel del mar, mientras que los surcos que separan unas unidades de otras se formaron durante etapas de nivel del mar bajo, corres-pondientes a eventos Bond, asociados a epi-sodios climáticos fríos (Zazo et al., 2008). En el sistema de cordones litorales de Doñana se identifican únicamente cuatro unidades (Zazo et al., 1994, 1996; Rodríguez Ramírez et al., 1996; Rodríguez Vidal et al., 2014): H1 (6900-4500 años BP); H2 (4200-2600 años BP); H3 (2300-1100 años BP) y H4 (últimos 1000 años). Parece evidente que el número de episodios progradantes registrados y sus edades varían de unos sistemas sedimenta-rios costeros a otros dentro del propio golfo de Cádiz. Las tres agrupaciones de cordones

litorales de Valdelagrana podrían ser equiva-lentes a los episodios H2 a H4 de Zazo et al. (1994); no obstante, a lo largo del presente apartado se matizarán sus edades, desarrollo y posibles equivalencias.

Si bien hasta el presente se admite que las fases más antiguas (equivalentes a los epi-sodios H1 y H2 de Zazo et al., 2008) no están presentes en la bahía gaditana (Dabrio et al., 2000), existen depósitos antiguos al este de Valdelagrana que podrían corresponderse con restos de la primera de estas unidades. Unos en el sector norte (6680 BP.), a –3 m bajo la marisma (Dabrio et al., 2000: Tabla 1, muestra PSM102/18), y otros al sur, con edad 6170 BP y cota de –3,80 m (Dabrio et al., 2000: Tabla 1, muestra PSM 110/1). Son difíciles de re-conocer en superficie debido, posiblemente, a la erosión provocada por la migración E-W del curso del Guadalete y la posterior fosili-zación por sedimentos arcillosos de marisma. De esta misma época, en el tramo norte de la bahía intermedia, al sur de Puerto Real (El Retamar), encontramos antiguos depósitos de terrazas y playas marinas y un potente de-pósito dunar de levante ocupado por comu-nidades humanas desde inicios del Neolítico (datado en cal. 6967+207 BP/4810-5225 a.C.; Stipp y Timers, 2002). La ocupación de estos espacios litorales por el ser humano, incluida la comunicación entre los islotes emergidos, está constatada igualmente en otros luga-res, como El Estanquillo (Ramos, 1993), o el denominado Poblado del Campo de Hockey (Vijande, 2009), ambos en San Fernando, así como el yacimiento de La Mesa (Ramos et al., 1999) y el de la Esparragosa (Pérez et al., 2005), ambos en Chiclana. Este proceso tuvo su continuidad durante el V-IV milenio BP.

Tras un leve episodio de subida del nivel del mar, y/o cambio en la dirección de propaga-ción del oleaje, en el que se formarían estas estructuras litorales y las primeras unida-des H1, hacia el 4400-2700 BP hubo un gap tras el cual se inició la formación de la uni-dad H2 (Zazo et al., 1996), asociada a la cual se constata un notable desarrollo de las ma-rismas inter y supramareales (Dabrio et al.,

105


2000: Tabla 1, muestras PSM 107 a 109). Las dataciones más antiguas obtenidas para H2 arrojan una edad de 3770 años BP (Arteaga et al., 2008), confirmada por la presencia de un asentamiento humano de la Edad del Bronce que lo fosiliza (Gómez Ponce et al.,

1997) (Figura 4A). Dataciones realizadas por Zazo et al. (1996) y Dabrio et al. (2000) dan fechas más jóvenes (Figura 2), muy probable-mente debido a contaminaciones ligadas a eventos energéticos marinos posteriores, un problema frecuente en costas bajas.

Figura 3. Columnas estratigráficas de los sondeos realizados en la flecha-barrera de Valdelagrana. Localización en Figura 2.Figure 3. Stratigraphical sections of drills made on the Valdelagrana spit-barrier. Location in Figure 2.

106


En el sector central de H2 se puede reconocer una ruptura de gran amplitud que, por la mor-fología que presenta, con ganchos hacia el in-terior claramente reconocibles en los extre-mos (al NE del Sondeo S-1, Figura 2), debe de tener su origen en el impacto de uno o varios episodios marinos de alta energía (Lario et al., 1995; Dabrio et al., 2000), que tuvieron como consecuencia la captura del cauce fluvial que circulaba a resguardo de H2 (Figura 4B). En cuanto a la naturaleza y momento exacto de este proceso, no disponemos de datos deter-minantes. Por un lado, la amplitud geográfica de un fenómeno de estas mismas caracterís-ticas y cronología, que ha dejado depósitos estudiados por diferentes autores en varios puntos del golfo de Cádiz (Lario et al., 1995, 2002; Cáceres et al., 2006; Ruiz et al., 2008), permitiría apuntar un origen tsunamigénico para este evento, cuya edad se situaría entre 2700 y 2300 BP. Por otro lado, algunos estu-dios paleoclimáticos señalan que entre 2760 y 2560 BP tuvo lugar un periodo de gran ac-tividad atmosférica en latitudes medias del Atlántico Norte, con la generación de impor-tantes temporales marítimos caracterizados por fuertes vientos e intensas precipitaciones en el sur y centro de Europa, cubriendo la zona de estudio (Martín Puertas et al., 2012), a los que cabe asociar oleajes muy energéti-cos. En ese caso no se trataría de un evento aislado, sino de un conjunto de eventos ener-géticos de origen atmosférico actuando con alta frecuencia en un tiempo relativamente corto. En ese sentido, el análisis de los efec-tos actuales de temporales marítimos en las costas del golfo de Cádiz ha demostrado que los daños son mayores cuando inciden gru-pos de temporales de intensidad mediana que cuando incide un único temporal de gran energía (Ferreira, 2005). En definitiva, aunque en la figura 4B se ha interpretado la ruptura del cordón H2 como debida a un tsunami, no habría que descartar que el origen del evento fuera meteorológico, a la espera de más datos que confirmen o maticen estas hipótesis.

Más al norte, junto a la salina de la Tapa, a res-guardo de H2 (Figuras 1 y 2) se reconoce con claridad una serie de abanicos de desborda-

miento o washover fans (Luque et al., 2002) cuya datación arroja una cronología algo pos-terior, entre 2300 y 2200 BP. Se trataría de un evento energético posterior a los citados en el párrafo anterior, que debió generar olas de más de 2 m y que ocurrió a inicios de la for-mación de la siguiente unidad, H3 (entre 2300 y 1800 BP). La datación AMS de un fragmento de concha en la base del depósito, ofrece una fecha calibrada para dicho depósito arenoso de 1910 BP, por lo que se podría poner en re-lación con distintos eventos tsunamigénicos históricos identificados para esta época: unos hacia el 218 y 210 a.C., otro durante el 60 a.C. (Luque, 2008), o incluso posteriores, cuya huella está empezando a documentarse en diferentes puntos del golfo de Cádiz (Alonso et al., 2003b, 2007), como veremos en el si-guiente apartado.

El sondeo S-4, realizado al norte de Valde-lagrana, sobre la unión entre H2 y H3 (Figu-ras 2 y 3) nos ha permitido reconocer hacia 2005 BP el desarrollo de un cordón litoral que progradaba desde el oeste (H3) con una tasa de sedimentación lenta (0,2-1,5 m/año). En este momento, la desembocadura del río Guadalete debió estar emplazada al sur de Valdelagrana (al oeste de Puerto Real) tal y como se deduce de la distribución de cordo-nes litorales históricos que se conservan en el entorno del río San Pedro. Por sus dimensio-nes, morfología y localización, el actual caño del río San Pedro y el caño del Trocadero son canales de clara herencia fluvial. Los grandes surcos longitudinales que se reconocen entre los cordones históricos en la zona interna de la flecha-barrera de Valdelagrana, así como la frecuente aparición de niveles de gravas fluviales en las excavaciones urbanas de la zona, indican que en un momento deter-minado de su historia el canal principal del río Guadalete circuló hacia el Sur por estos sectores (Figura 4C). Cabe deducir, por tanto, la existencia de una desembocadura de tipo deltaico, ubicada algo más al sur que la ac-tual localización del río San Pedro. Las playas se extendían hasta los alrededores de Puerto Real. La hipótesis de que la desembocadura del río Guadalete debió de estar activa en

107


las proximidades de Puerto Real durante el cambio de era parece confirmada por distin-tos indicadores geoarqueológicos (Gracia et al., 1999), como la recuperación en sondeos geotécnicos de restos cerámicos asociados a contexto de canal (Arteaga et al., 2008: Figura 7 y sondeo 283); la existencia en la costa oc-cidental de Puerto Real de una extensa zona dunar sobre la que se construyó un complejo alfarero (y posiblemente salazonero) de pro-ducción de ánforas (Alfar de Gallinero), activo hacia el primer cuarto del siglo I; o la identifi-cación de niveles de playa conteniendo mate-

riales cerámicos romanos más al oeste de esa misma costa de Puerto Real.

Entre los siglos III a.C. y II d.C. la bahía gadi-tana alcanzó cotas de ocupación humana no conocidas previamente y se produjo el primer gran florecimiento urbano de la zona. Se cons-truyeron embarcaderos, presas, acueductos, calzadas, etc. Se roturaron nuevos espacios agrícolas y talaron bosques para atender la demanda de una floreciente industria alfarera y de construcción naval. Y se construyó el Por-tus Gaditanus de Balbo. Todo ello debió te-

Figura 4. Principales hitos en la evolución geomorfológica de la flecha-barrera de Valdelagrana.Figure 4. Main landmarks in the geomorphological evolution of Valdelagrana spit-barrier.

108


ner sin duda una fuerte repercusión sobre el proceso de aterramiento de los fondos de la bahía y el desarrollo de marismas emergidas. Entre la época fenicia y el siglo II d.C., en el sector central de la bahía, entre San Fernando y Cádiz, se produjo la fundación, abandono y traslado de centros de producción de ánforas (por lo general asentados junto a zonas de fá-cil navegabilidad para la salida de sus produc-tos) hacia el norte, asociado posiblemente a la colmatación, cegamiento y uso salinero de parte de estos espacios mareales (Alonso et al., 2003a y 2004b).

4.3. Evolución costera desde el cambio de era hasta la actualidad

En torno al cambio de era, la necesidad de controlar y favorecer la salida de productos comerciales de la cuenca del Guadalete hacia el mar, y de resolver posibles problemas de cegamiento en su desembocadura, hasta en-tonces localizada junto a Puerto Real, debió influir en la búsqueda de alternativas a la na-vegación. Es posiblemente en este momento cuando se abrió artificialmente el canal por el que actualmente desemboca el río Guada-lete, a la altura de El Puerto de Santa María, hipótesis que ya planteamos con anterioridad (Gracia y Alonso, 2009) y que, recientemente, ha sido desarrollada por otros autores (López Amador y Pérez, 2013) en base a criterios simi-lares de índole geoarqueológica y documen-tal. Se podrían aducir causas erosivas para la formación de este canal norte; por ejemplo, una avenida por parte del río, el efecto de un conjunto de temporales marítimos de gran in-tensidad, o la actuación de un tsunami de los varios que históricamente afectaron a la zona. Sin embargo, su peculiar morfología de canal cortando transversalmente todo el conjunto de cordones arenosos holocenos e históricos del actual Coto de la Isleta-La Tapa (El Puerto de Santa María, Figura 1), su longitud apro-ximada de 2 km y el trazado muy rectilíneo que presenta, hacen difícil imaginar que un proceso natural pueda generar una morfolo-gía similar. En este momento, el conjunto du-nar de San Antón-Rota queda definitivamente

desconectado de su fuente natural de aportes sedimentarios, como era la flecha-barrera de Valdelagrana (Figura 4D). Pensamos por todo ello que su origen se encuentra asociado más bien a la necesidad humana de conectar el mar con uno de los brazos mareales del es-tuario del Guadalete. Desde entonces, y a lo largo de toda la historia, han sido constantes las obras y proyectos realizados para evitar la natural tendencia de cegamiento sedimenta-rio de esta desembocadura.

Así pues, a partir de entonces (siglo I d.C.), el Guadalete vertió al mar a través de una doble desembocadura: una por El Puerto de Santa María, más activa y asociada al control fiscal del tráfico de mercancías; la otra por el sur, al oeste del actual Puerto Real, cada vez más colmatada aunque utilizada por los vecinos de la comarca de Jerez y la cuenca media del Guadalete hasta el siglo XVIII, para dar salida al mar evitando el control fiscal de sus productos que se ejercía desde El Puerto de Santa María (López Amador y Pérez, 2013). Como consecuencia de esta intervención, los aportes sedimentarios del río pasaron a ali-mentar el frente litoral de este sistema de cordones (Figura 4E), favoreciendo una pro-gradación muy rápida (más de 1000 m en tan sólo unos 800 años) y una tasa de sedimen-tación que pasó de 1,5 a 8 m/año (obtenida esta última para un momento posterior en H4 por Lario, 1996). El nuevo brazo norte recién abierto comenzó a recibir sedimentos del río Guadalete, y dio lugar a un conjunto de for-mas arenosas de desembocadura como fle-chas laterales cuspadas y una barra central, tal y como aparece plasmado en distintas car-tografías históricas de los siglos XVII y XVIII.

Más escasos son los datos de que dispone-mos en este sentido entre el siglo I y el inicio de la Edad Media, si bien recientes indicado-res geoarqueológicos y la amplitud de la dis-tribución geográfica de los mismos inducen a pensar que también durante la época impe-rial romana temporales y tsunamis afectaron a las costas del golfo de Cádiz, con diferentes repercusiones socio-económicas en función de la morfología de cada zona del litoral. Es-

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tos eventos no están hasta el momento su-ficientemente estudiados, a pesar de estar ampliamente documentados para diferentes momentos históricos (Luque, 2008). No obs-tante, en la ensenada de Bolonia, próxima al estrecho de Gibraltar, el estudio de la zona de contacto entre la ciudad romana de Baelo Claudia y el mar con el fin de conocer la exis-tencia de posibles estructuras portuarias, permitió constatar el arrasamiento que sufrió todo el sector costero al sureste de la ciudad por efecto de, al menos, un evento marino de alta energía. El análisis de los materiales sedimentarios y arqueológicos asociados a las estructuras arrasadas (desde los embar-caderos y la rampa portuaria, hasta parte de una factoría de salazones) fecha este proceso destructivo hacia la segunda mitad del siglo II (2200-1850 BP, Alonso et al., 2003b), ponién-dolo quizás en relación con un evento datado hacia el año 50-60 d.C. documentado en la cercana bahía de Algeciras (Arteaga y Gonzá-lez, 2004). Consecuencia de este evento des-tructivo fue el abandono de todo el sector in-dustrial del sureste de Baelo hacia la segunda mitad del siglo II d.C. (Bernal et al., 2007).

Recientemente, las excavaciones realizadas en el Patio de Armas del Alcázar de Sevilla, an-tiguo barrio portuario de la romana Hispalis, han puesto de manifiesto la presencia de un depósito marino de alta energía que afectó a esta zona baja de la ciudad. El evento ha podido ser datado arqueológicamente hacia finales del siglo II, si bien las edades de radio-carbono se adentran en el siglo III (informa-ción facilitada por el director de la Interven-ción, Prof. Miguel Ángel Rodríguez Tabales, a quien agradecemos su colaboración. Datos actualmente en proceso de estudio).

Por la amplitud geográfica de los registros po-demos pensar en un posible origen sísmico para estos eventos, cuyo impacto pudo ser especialmente catastrófico para un sector económico costero basado en la explotación de recursos pesqueros. Ello justificaría el cese de actividad hacia mediados del siglo II en la casi totalidad de las factorías salazoneras emplazadas en el litoral expuesto del litoral

del golfo de Cádiz, frente a las emplazadas en zonas restringidas (estuarios, bahías y ensenadas) que continuaron su actividad en fechas posteriores (Lagóstena, 2001; Vidal y Campos, 2008). Un efecto similar, bien cono-cido por las crónicas de la época, se produjo asociado al tsunami de 1755 (Martínez Sola-res, 2001) arrasando estas costas y sus pes-querías, si bien en el siglo II las posibilidades de recuperación fueron escasas debido a la gran crisis económica que asoló esta zona de la Bética occidental romana por el cese de ac-tividad del hasta entonces importante sector minero (Chic, 2005).

El emplazamiento actual en la zona interma-real de los restos del acueducto que en época romana abastecía la ciudad de Gades (Cádiz), que debió discurrir junto a la calzada hoy des-aparecida (Figura 5), indica que durante esta etapa de la antigüedad el istmo entre San Fernando y Cádiz tenía mayor anchura. La lí-nea de costa se localizaría más hacia el oeste, apoyándose sobre la amplia plataforma ro-cosa costera que se extiende varios cientos de metros hacia el mar (Gracia et al., 1999), si bien no tenemos indicadores que permitan cuantificar con precisión su anchura y el mo-mento aproximado en el que se produjo el retroceso costero pues, la destrucción de las estructuras localizadas (factorías de salazo-nes, acueducto, calzada y santuario de Hér-cules, emplazado este último en la zona de Sancti Petri), puede asociarse tanto al efecto de eventos energéticos de época romana (fe-cha de las estructuras documentadas más an-tiguas) como posteriores.

En el 881 d. C. según crónicas de la época se produjo en el golfo de Cádiz un devastador tsunami con grandes repercusiones sobre su litoral (Galbis, 1932). Los registros sedimen-tarios obtenidos recientemente en la zona sumergida próxima al noroeste de Cádiz y en el extremo sur del cordón H3 (Gutiérrez-Mas et al., 2009a y b, Gutiérrez-Mas, 2011), han permitido identificar diferentes depósitos de alta energía datados entre 1200 y 700 BP. Su posición y distribución por el cordón (Figura 2) permiten afirmar que, con anterioridad a esta

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fecha, el actual río San Pedro nunca estuvo emplazado al oeste de H3, ya que de lo con-trario estos depósitos habrían sido captura-dos por el canal mareal, como sucediera pos-teriormente en el caso del tsunami de 1755. Estos nuevos eventos volvieron a afectar al sector central de H3, capturando y haciendo migrar definitivamente la desembocadura sur del Guadalete hacia la nueva zona de rotura (Figura 4F). La migración del ramal meridio-nal del río Guadalete hacia el sur permitiría, posteriormente, el desarrollo de las primeras unidades de H4, erosionando los restos de los antiguos cordones litorales romano-medieva-les de H3, ahora en la margen izquierda del río, conforme el canal migraba (Figura 4G). El son-deo S-2 (Figura 2), ubicado sobre el sector sur de la misma unidad progradante H3, contiene niveles de alta energía datados en 745 años BP, cuya génesis puede ponerse en relación con otro tsunami acaecido en el año 1033 se-

gún el catálogo sísmico, al que se deben aso-ciar igualmente los depósitos estudiados por otros autores (Gutiérrez-Mas et al., 2009a), tanto en ambiente subaéreo, en este mismo sector de H3, como sumergido (Figura 4G).

En la primera mitad del siglo XVIII, en un in-tento por aumentar el calado del estuario norte del Guadalete para mejorar su nave-gabilidad (López Amador y Pérez, 2013), se realizó una corta a raíz de la cual la desembo-cadura meridional quedó ya definitivamente desconectada de la cuenca del Guadalete. La antigua desembocadura sur pasó a conver-tirse en un canal sólo afectado por las mareas (río San Pedro), reduciéndose al mínimo su capacidad de migración lateral.

El siguiente evento catastrófico de origen tsunamigénico que afectó este litoral fue el asociado al terremoto de Lisboa de 1755,

Figura 5. Localización de daños y efectos costeros ligados a eventos energéticos marinos históricos en la bahía de Cádiz.Figure 5. Location of damages and coastal effects linked to historical marine energetic events on the Bay of Cádiz.

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ampliamente estudiado y documentado por muchos investigadores (Campos, 1992; Bap-tista et al., 1998; Dabrio et al., 1998; Hindson y Andrade, 1999; Martínez Solares, 2001; Lu-que et al., 2001, 2004; Alonso et al., 2004a; Whelan y Kelletat, 2005; Gracia et al., 2006; Abrantes et al., 2008; Blanc, 2008; Morales et al., 2008; Rodríguez-Vidal et al., 2011; Cu-ven et al., 2013, entre otros). De este evento hemos podido identificar depósitos, tanto en las marismas de la Bahía (Valdelagrana, To-rregorda, Camposoto y Punta del Boquerón), como en la propia ciudad de Cádiz (barrio de La Laguna), con motivo de las obras del soterramiento de las vías del tren (Figura 5). Su efecto fue devastador, arrasando y destru-yendo buena parte de los pueblos y ciudades del golfo de Cádiz en la doble vertiente ibero-marroquí (véase una amplia recopilación en Martínez Solares, 2001, y sobre Marruecos en Blanc, 2009). El tsunami afectó a gran parte de la bahía y la ciudad de Cádiz, a su puerto y al entorno de San Fernando, destruyendo el camino del arrecife (construido en la pri-mera mitad del siglo XVIII) y la mayor parte de las estructuras salineras y molinos de ma-rea próximos a Santibáñez, río Arillo y Cam-posoto (Figura 5). En Valdelagrana, las olas del tsunami alcanzaron y destruyeron parte de los cordones formados desde la Edad Me-dia, generando depósitos de desbordamiento (washover fans) claramente reconocibles en la zona central de los mismos (Figura 4H) (Da-brio et al., 1998; Luque et al., 1999).

Desde entonces y hasta mediados del siglo XX, un nuevo sistema de cordones progra-dantes se desarrolló en Valdelagrana delante de los anteriores, aunque la velocidad de pro-gradación no ha sido tan alta como en épocas anteriores. En el último cuarto de siglo cabe destacar la construcción de dos largos diques en la desembocadura activa del río Guada-lete, que han provocado un cambio en la forma de equilibrio en planta de la flecha-ba-rrera, desencadenando erosión del extremo meridional y progradación del borde norte (Rodríguez-Polo et al., 2010). En la última década parece haberse alcanzado un nuevo equilibrio dinámico.

5. Consideraciones finales

La evolución de la bahía de Cádiz durante los últimos 3.000 años se caracteriza por una alternancia de episodios sedimentarios pro-gradantes, bien conservados en el sistema de flecha-barrera de Valdelagrana, y episodios breves de erosión muy intensa. Autores pre-vios como Zazo et al. (2008) interpretan estos episodios de erosión como consecuencia de eventos Bond, de carácter frío, que habrían llevado asociados descensos del nivel del mar. No obstante, esta interpretación debería ser matizada. Por un lado, desde un punto de vista dinámico resulta difícil explicar episodios de interrupción de la progradación o incluso de erosión costera durante fases de descenso del nivel del mar, ya que un descenso eustá-tico alejaría la profundidad de cierre de las playas de la línea de costa, aumentando por tanto la acomodación. Parecería más razona-ble pensar que, tal y como se ha registrado en el delta del Ebro (Somoza et al., 1998), las etapas de progradación comenzaran una vez alcanzada la máxima altura del nivel del mar durante un hemiciclo eustático, o mejor aún durante el posterior descenso eustático.

En el caso de Valdelagrana, los gaps entre grupos de cordones estuvieron asociados a eventos marinos de alta energía, capaces de transformar intensamente la morfología de la línea de costa. Cada evento energético supuso una interrupción de la tendencia progradante de la costa de Valdelagrana y el arrasamiento o excavación de cordones previos. Estos eventos llevaron en varias ocasiones a la captura del río Guadalete, que pasó a desarrollar nuevas desembocaduras sucesivas en lugares distintos a los existentes previamente. Cada evento es-tableció unas nuevas condiciones geométricas de contorno, provocando que el siguiente pe-riodo progradante diera lugar a cordones con una orientación y geometría distintas a las anteriores. De todo ello cabe deducir que, al menos en Valdelagrana, los episodios progra-dantes tradicionalmente denominados H2, H3 y H4, parecen ser consecuencia directa de la actuación de dos eventos muy energéticos de alcance regional, muy probablemente tsuna-

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migénicos: uno entre H2 y H3, hace unos 2700-2200 años (aunque en este caso no hay que descartar un aumento en la frecuencia e inten-sidad de los temporales marítimos atlánticos) y otro entre H3 y H4, hace unos 1200-700 años. Cada uno de estos eventos interrumpió un epi-sodio progradante y creó condiciones nuevas para el desarrollo del siguiente (cuya velocidad de progradación estaría ya condicionada por factores como los aportes sedimentarios, la frecuencia de temporales marítimos inverna-les o las tendencias eustáticas, generalmente leves, durante el Holoceno superior). Esta hi-pótesis quedaría confirmada si se detectara un gran evento energético entre el desarrollo de las unidades H1 y H2, la primera no aflorante en la bahía de Cádiz. En ese sentido, la datación de niveles energéticos marinos y episodios de rotura de cordones litorales en las cercanas marismas de Doñana en 4500-4100 cal BP por diversos autores (Lario et al., 1995; Ruiz et al., 2005; Cáceres et al., 2006), así como el reciente descubrimiento de depósitos costeros de alta energía de edad 4000 cal BP en las proximida-des de Barbate, en la costa gaditana próxima al estrecho de Gibraltar (Koster y Reicherter, 2014), podrían confirmar este planteamiento. En cualquier caso, el hallazgo de eventos de esta antigüedad es muy difícil, ya que fueron afectados por todos los episodios energéticos posteriores, que pudieron borrarlos parcial o totalmente.

Fuera de Valdelagrana, es decir, lejos de la fuente principal de sedimentos a la bahía de Cádiz, los registros son muy escasos o inexis-tentes (Figura 5). A falta de analizar con mayor detalle los depósitos históricos de la flecha de la Punta del Boquerón, o de realizar más sondeos en las marismas de San Fernando-Chiclana, los únicos datos bien conocidos se refieren al evento más reciente, de 1755, cuyos efectos todavía se conservan en forma de daños sobre infraestructuras anteriores, romanas y medievales, así como depósitos de diverso tipo a lo largo del litoral entre Cádiz y Chiclana.

Algunas de las formas y depósitos identifica-dos en este tramo sur se asocian claramente

a eventos muy energéticos, pero se desco-noce su edad: antiguos abanicos de desbor-damiento degradados al norte de la flecha de la Punta del Boquerón, salinas antiguas par-cialmente destruidas, presencia de un gran bloque rocoso sobre la plataforma rocosa de Torregorda en San Fernando (Gracia et al., 2006) similar a los observados en el Cabo de Trafalgar (Whelan y Kelletat, 2005), etc.

En cualquier caso, parece evidente que el tramo Cádiz-San Fernando-Chiclana ha expe-rimentado un importante retroceso erosivo durante épocas históricas tal y como hemos apuntado e indican distintas fuentes históri-cas, arqueológicas y cartográficas (Bethen-court et al., 2011), que habrá que analizar con más detalle bajo esta perspectiva. En ese sentido cabe destacar la aceleración del pro-ceso erosivo costero al sur de San Fernando con posterioridad al evento de 1755, lo que ha dado lugar a una inflexión en el trazado de la línea de costa a la altura de Torregorda (ensenada de La Albufereta). A diferencia de Valdelagrana, entre los distintos eventos energéticos no se han producido aquí episo-dios progradantes, por lo que parece que los posibles registros sedimentarios del frente litoral se han perdido. La lejanía de las prin-cipales fuentes de aporte ha hecho que este tramo costero se encuentre en déficit sedi-mentario crónico, amortiguado localmente por la presencia de bajos rocosos cercanos a la costa, que disipan la energía del oleaje. En un futuro, aparte de continuar con el análi-sis geoarqueológico e histórico documental referente a esta zona, cabría la posibilidad de seguir investigando los rellenos sedimen-tarios de las marismas interiores entre San Fernando y Chiclana, si bien los intentos rea-lizados hasta la fecha no han dado resultados significativos.

Agradecimientos

Los autores queremos agradecer las minu-ciosas revisiones llevadas a cabo por los re-visores y editores invitados, ya que han ayu-dado a mejorar la calidad final del artículo.

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Agradecemos igualmente a J. Rodríguez Vidal sus orientaciones para la aplicación de la co-rrección por efecto reservorio a las edades de radiocarbono obtenidas. El presente trabajo es una aportación a los proyectos CGL2011-25438 (Ministerio de Educación y Ciencia-FEDER) y P10-RNM-6547 (Junta de Andalu-cía), así como al Grupo RNM 328 del Plan Andaluz de Investigación.

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G


doi:10.17735/cyg.v29i1-2.30051

Evidencias arqueológicas de desplomes paramentales traumáticos en las Termas Marítimas de Baelo Claudia. Reflexiones arqueosismológicas

Archaeological evidence of traumatic collapse of walls in the Maritime Baths of Baelo Claudia. Archaeoseismological thoughts

Bernal, D.(1); Expósito, J.A.(2); Díaz, J.J.(1); Bustamante, M.(3); Lara, M.(1); Vargas, J.M.(1); Jiménez-Camino, R.(4); Calvo, M.(1); Luaces, M.(1); Pascual, M.A.(1); Blanco, E.(1);

Hoyo, L.(1); Retamosa, J.A.(1); Durante, A.(1); Muñoz, N.(1); Bellido, A.(1)

(1) Área de Arqueología. Departamento de Historia, Geografía y Filosofía, Facultad de Filosofía y Letras, Universidad de Cádiz. Avda. Dr. Gómez Ulla 1, 11003, Cádiz, España. [email protected]

(2) Conjunto Arqueológico de Baelo Claudia, Junta de Andalucía. Ensenada de Bolonia, s/n, 11380, Tarifa, Cádiz, España.(3) Departamento de Historia del Arte, Facultad de Filosofía y Letras, Universidad Autónoma

de Madrid. Ciudad Universitaria de Cantoblanco, 28049, Madrid, España.(4) Ayuntamiento de Algeciras. Paseo de Victoria Eugenia, 17 (local), 11207, Algeciras, Cádiz, España.

Resumen

Durante los años 2011 a 2013 se han localizado, identificado y excavado parcialmente los restos de un nuevo complejo termal en la ciudad hispanorromana de Baelo Claudia (Tarifa, Cádiz), situado en el suburbium occidental de la ciudad, junto a la línea de costa. Éstas, denominadas Termas Marítimas, construidas en la primera mitad del s. II d.C. y abandonadas en época de Diocleciano/Constantino han sido excavadas estra-tigráficamente con detalle, habiéndose detectado la existencia de fases anteriores (que se remontan al s. II a.C.) y una continuidad de uso del ambiente en época tardorromana y moderna, vinculada con la explotación de los recursos marinos. Especialmente singular ha sido la constatación del desplome traumático de parte de los paramentos de las habitaciones del edificio en dos momentos concretos: por un lado en la Antigüedad Tardía (500 d.C. circa), ya que una unidad muraria de una de las habitaciones (H-3), anexa a la natatio, se localizó completamente derrumbada sobre el suelo, conexionada; y por otro, el desplome del muro oeste de la natatio y el oriental de la cisterna, estructuras de más de seis metros de longitud y cuatro de altura mínima conservada, desplomadas sobre los niveles de abandono del asentamiento en época bajomedieval o moderna (ss. XIV-XV d.C.). Se trata en ambas ocasiones de colapsos estructurales no habituales en circunstan-cias normales en los procesos de sedimentación arqueológica, por lo que es muy probable que su desplome se pueda vincular con eventos sísmicos u otras causas naturales similares.

Palabras clave: Baelo Claudia; época tardorromana; época moderna; termas romanas; terremoto.

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Abstract

From 2011 to 2013 have been located, identified and partially excavated the remains of a new thermal complex in the Roman city of Baelo Claudia (Tarifa, Cádiz), located in the western suburbium of the city, next to the coast line. These so called Maritime Baths were built in the first half of the II c. AD, and abandoned during Diocletian/Constantine times. They have been excavated stratigraphically in detail, having detected the existence of previous phases (dating back to the II c. BC) and the continuity of use of the environment during the Late Roman and Modern era, linked to the exploitation of marine resources. Unique has been the finding of the traumatic collapse of part of the walls of the rooms in the building at two specific moments: on one hand in Late Antiquity (500 AD circa), where a wall of one of the rooms (H-3), annexed to the na-tatio, was located completely collapsed on the floor, and connected; and for another, the collapse of the west wall of the natatio and the eastern one of the cistern, built structures of more than six meters length and four minimum height (M-12), fallen down over the abandonment levels of the settlement dated in late middle ages or Modern times (XIV-XV c. AD). It is on both occasions an unusual structural collapse in normal archaeological sedimentation processes, so it is very likely that its collapse can be linked to seismic events or other similar natural disasters.

Keywords: Baelo Claudia; Late Roman times; Modern Era; Roman Baths; earthquake.

1. Arqueosismología en Baelo Claudia: nue-vos datos en las Termas Marítimas

Baelo Claudia, localizada en la orilla gaditana del estrecho de Gibraltar (Figura 1a), es uno de los yacimientos arqueológicos romanos mejor conocidos de la Hispania romana, de-bido a la solera de las investigaciones en el mismo, que remontan a inicios del s. XX (París et al., 1923), y a la continuidad de los trabajos desde los años sesenta por parte de los inves-tigadores franceses de la Casa de Velázquez y, hasta la actualidad, por diversas institucio-nes universitarias y científicas (un estado de la cuestión con diversas contribuciones en AA.VV., 2004). Aunque la mayor parte de las investigaciones que han centrado la atención hasta fechas recientes han versado sobre la arquitectura y el urbanismo, dos de los as-pectos por los cuales esta ciudad hispanorro-mana es conocida internacionalmente (una síntesis en Sillières et al., 1997), en las últimas décadas diversas instituciones han iniciado o profundizado en nuevas líneas de investiga-ción, como los orígenes de la ciudad en la Silla del Papa, el mundo funerario o la pesca y las actividades haliéuticas, siendo esta última a la cual se dedica la Universidad de Cádiz (Ber-nal, 2011).

Entre ellas también la arqueosismología, con-sagrada con la acogida en el centro de inter-pretación del yacimiento en el año 2009 del 1st INQUA-IGCP 567 International Workshop on Earthquake Archaeology and Palaeosismo-logy (Pérez-López et al., 2009), que sistema-tizaba trabajos previos de un equipo inter-disciplinar liderado por los Drs. P. Silva y K. Reicherter (Silva et al., 2005 y 2009; Grützner et al., 2010 y 2012), y que cristalizó en la Tesis Doctoral de C. Grützner en la Universidad de Aquisgrán (Grützner, 2011). Estos importan-tes trabajos son el resultado de investigacio-nes interdisciplinares en el yacimiento baelo-nense entre los años 2005 y 2010, estudiando de manera combinada la deformación de la superficie de las estructuras arqueológicas, las patologías en los edificios, la geología superficial y la problemática geomorfológica de la zona, junto a investigaciones geofísicas (ground penetrating radar – GPR); todo lo cual les ha permitido revisar los terremotos propuestos previamente por los historiadores [recientemente evaluado en Sillières (2005)], planteando que existieron dos, fechados res-pectivamente entre el 40-60 y el 260-290 d.C., en función de los datos arqueológicos existentes y de las dataciones radiocarbóni-cas (Grützner, 2011). También se podrían su-

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mar los indicios de un tercer terremoto, de intensidad moderada, entre el 6000-5000 BP, verificando la potencialidad del yacimiento tarifeño para investigaciones arqueosismo-lógicas a través de la aplicación de estudios teóricos, como el test de los arboles lógicos en paleosismología (una síntesis actualizada de todo ello en Grützner, 2011). Una nove-dad de estas últimas investigaciones ha sido la de proponer una re-datación del segundo evento sísmico de la ciudad, tradicionalmente fechado entre el 350-395 d.C., y que en fun-ción de las dataciones de 14C por ellos toma-das en el Templo de Isis situaban a finales del s. III (260-290 d.C.), además de plantear

Figura 1. Localización de Baelo Claudia en el área del estrecho de Gibraltar (A), con indicación de la zona

donde se han localizado las Termas Marítimas al oeste del arroyo de las Villas (B, recuadro negro), y

planimetría del edificio termal con los dos contextos presentados en estas páginas (C, zona tramada).Figure 1. Baelo Claudia in the Strait of Gibraltar

(A), with the situation of the Maritime Baths in the western area of the so called “arroyo de las Villas” (B, square spot); Bath plan with the archaeological areas discussed in these pages (C, shaded spots).

que más que movimientos sísmicos debidos a eventos mediterráneos de largo alcance, como inicialmente se propuso (Ménanteau et al., 1983), responden posiblemente a fe-nómenos de baja intensidad y de carácter regional (Silva et al., 2005; Rodríguez-Pascua et al., 2011; Grützner, 2011). En la actualidad se continúan estos trabajos desde la Universi-dad de Aquisgrán por parte de otros jóvenes investigadores (Röth, 2014).

En el presente trabajo se aspira a dos obje-tivos fundamentales. El primero y principal es la presentación de nuevas evidencias pro-cedentes de las excavaciones arqueológicas en las recientemente descubiertas Termas Marítimas de la ciudad gaditana, que pa-recen responder a dos eventos sísmicos no identificados previamente, fechados tanto en época tardorromana (500 d.C.) como en época bajomedieval o moderna (ss. XIV-XV); y, al hilo de ello, reflexionar sobre el paulatino abandono de la ciudad desde el s. III d.C., que debe responder a motivaciones diversas, en-tre ellas las sísmicas, planteando que se trata de un proceso mucho más complejo de lo que apriorísticamente pudiese parecer al hilo de la literatura publicada.

2. Las Termas Marítimas de Baelo Claudia: contextos estratigráficos vinculados con colapsos anormales de muros perimetra-les

Entre los años 2010 y 2013 se ha investigado en la zona al oeste del arroyo de las Villas (Fi-gura 1b), un ámbito en el cual no se había trabajado con antelación, planteándose con anterioridad la existencia en la zona única-mente de la necrópolis occidental de la ciu-dad. Las prospecciones geofísicas acometi-das en varias hectáreas del barrio meridional baelonense, y en este sector concreto, han revelado la existencia de restos constructivos por toda la zona investigada, que las lecturas del georradar situaban desde prácticamente la superficie hasta más de 2,4 m de profun-didad (Meyer, 2010). Los sondeos arqueoló-gicos de comprobación acometidos desde el

122


año 2011 en adelante verificaron la existencia de diversas fases constructivas superpuestas y una enorme densidad edilicia, lo que llevó a definir en esta zona un auténtico suburbium, un área periurbana surgida extramuros, de-bido a la prosperidad económica de la ciudad y la ausencia de terreno físico vacante en su interior (Bernal et al., 2013). En este amplia área periurbana se situaron diversos edifi-cios, de los cuales ha sido posible identificar un complejo termal de notable entidad, que han sido denominadas Termas Marítimas por su ubicación costera, las cuales fueron cons-truidas en la primera mitad del s. II d.C., po-siblemente durante el reinado de Adriano, datación procedente tanto de los contextos estratigráficos asociados a la construcción de la cisterna, que abastecía hídricamente la zona occidental del edificio (Bernal et al., 2013), como de la decoración arquitectónica que ornamentaba el complejo, entre la cual se incluye una estatua de mármol griego de Paros, identificada como una copia del Dorí-foro de Policleto –la primera aparecida en Es-paña–, fechada estilísticamente en estos mis-mos momentos (Rodà et al., 2015). Debido al interés del edificio y a su importancia para el conocimiento de la ciudad, se han realizado dos excavaciones arqueológicas en estas nue-vas termas, las cuales han permitido exhumar hasta la fecha una superficie de más de cien metros cuadrados del ángulo noreste del edificio, con cinco habitaciones de las cuales destacan la ya citada cisterna (H-1), una gran piscina o natatio (H-2), una estancia calefac-tada (H-3) con un baño o alveus en su sector occidental, y otras estancias exteriores (H-4 y H-5), excavadas parcialmente (Figura 1c). Estas termas son aparentemente mucho más grandes que las urbanas, y estuvieron en fun-cionamiento hasta los últimos años del s. III o inicios del s. IV d.C., fechas en las cuales comenzó a ser expoliada la decoración mar-mórea que las ornamentaba, cambiando el uso de la zona a partir de entonces (Bernal et al., 2014). Tiempo después, en las denomina-das Fase IV y Fase V (Tabla 1), se produjeron en el entorno de las habitaciones H-2 y H-3 respectivamente (Figura 1c, zona tramada) una serie de desplomes violentos de unida-

Tabla 1. Fases documentadas en las Termas Marítimas de Baelo Claudia (Bernal et al., 2014).

Table 1. Historical stages in the Maritime Baths at Baelo Claudia (Bernal et al., 2014).

Fase Cronología a.C/d.C. Funcionalidad

I ss. II – I a.C. Pesquero –conservera y ¿cultural?

II s. I Indeterminada

III ss. II – IV Edificio termal

IV ss. IV – VII Artesanal y pesquera

V ss. XIV – XVI ¿Pesquera?

VI ss. XVIII/XIX – 1921 Doméstica y militar

des constructivas, cuya relación con posibles eventos sísmicos o marinos de alta energía es muy probable, los cuales presentamos a continuación de manera detallada.

2.1. El colapso del muro perimetral meridio-nal del tepidarium (H-3) en época tardo-rromana (500 d.C. circa)

La más meridional de las habitaciones exca-vadas de las termas estaba calefactada y te-nía un doble suelo o hipocausis, presentando una planta rectangular y notables dimen-siones (Figura 1c). Tras la excavación de los estratos de época moderno-contemporánea y moderna, se localizó por toda la extensión de la misma un nivel muy homogéneo de de-rrumbe producido en época tardorromana, y definido por tres estratos (UU.EE. 2604/2609, 2605 y 2603), correspondientes con grandes fragmentos de paramentos murarios des-plomados sobre el suelo de la habitación, y que deben responder al alzado primigenio de unidades murarias situadas al sur (posi-blemente del muro perimetral meridional de esta estancia H-3). Se trata de tres fragmen-tos de la misma estructura, individualizados de manera separada, ya que la amplitud de la zona excavada propició su excavación en área abierta, pero en tres momentos conca-tenados. La orientación de la caída no deja dudas de que estas unidades constructivas se desplomaron hacia el norte, presentando un

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tipo de desplome no habitual en los procesos de sedimentación arqueológica de esta época en el yacimiento, pues los mampuestos que las conformaban estaban totalmente cone-xionados, tratándose de una caída en bloque de dicha estructura.

La principal evidencia de esta constatación es el muro denominado U.E. 2603, el cual se documentó a lo largo de una extensión de más de 10 m2 en la zona oriental de la habi-tación, definiendo una alineación de más de 5 metros de longitud y unos 60 cm de po-tencia, compuesta por los restos de un muro desplomado directamente sobre los niveles de relleno de la sala descubierta en el deno-minado Sondeo 26, la H-3 o tepidarium de las Termas Marítimas. En el perfil oriental de la zona excavada se advierte con claridad cómo la mampostería que conformaba la es-tructura, mayoritariamente lajas calizas de grandes dimensiones (U.E. 2603), se encon-traban totalmente conexionadas aún durante el proceso de excavación, volcadas hacia el norte noventa grados respecto a su posición original (Figura 2a). Una situación similar la documentamos en la zona central de la H-3, ámbito en el cual se excavó la U.E. 2605, un nivel de derrumbe de unos 20 cm de espe-sor y matriz castaña, formado por una gran cantidad de mampuestos heterométricos (de entre 5 y 25 cm), incluyendo varios frag-mentos de muro que se habían mantenido conexionados anatómicamente entre sí tras su derrumbe (Figura 2b). Por último, en la zona occidental de la habitación se detectó la existencia de la UE 2604=2609, dos nive-les equivalentes, que representan el mismo proceso de derrumbe anteriormente comen-tado, definido por una matriz castaño-pajiza, casi sin material cerámico asociado y en la que el 50% venía definida por los elementos pétreos que la conformaban (muchos de ellos careados) y por la evidencia notoria de restos de argamasa disgregados, posibles responsa-bles de la coloración tan sumamente parda del estrato. A este mismo episodio se aso-cian otros restos murarios de opus vittatum aparecidos también junto al área occidental de la H-3 (U.E. 2607); especialmente un gran

bloque de paramento de más de 2,30 m de longitud y un espesor de más de 65 cm, que quedaba definido entre los niveles modernos inmediatamente superiores y los derrumbes tardorromanos infrayacentes antes comenta-dos (Figura 2c). Este paramento verifica adi-cionalmente la técnica constructiva del muro meridional del cual procede, ya que presenta una edilicia y unas dimensiones totalmente diversas de otras unidades murarias cercanas (M2 y M3 asociados con los muros perime-trales sur y este respectivamente de la H-1).

Figura 2. Detalles del derrumbe traumático de época tardorromana documentado en la H-3 (Sondeo 26),

con indicación de la U.E. 2603 en el perfil oriental (A), la planimetría de la U.E. 2605 (B), e ilustraciones de la

U.E. 2604=2609 (C).Figure 2. Details of the Late Roman traumatic wall

collapse over the floor of H-3 room (Trench 26), with details of the U.E. 2603 layer in the eastern profile (A);

the sketch of the U.E. 2605 wall (B); and pictures of the U.E. 2604=2609 wall fragment (C).

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Se trata, por tanto, de cuatro tramos del mismo muro, localizados en una extensión de más de 10 m lineales, documentado completo en su zona oriental, in situ (U.E. 2603); con al-gún fragmento íntegro no alineado a una cota más alta que el anterior al oeste (U.E. 2607) y otros restos de la misma estructura altera-dos postdeposicionalmente tras su caída (U.E. 2605 y 2604=2609). Por todo lo comentado, parece evidente que el muro documentado se corresponde con el cierre perimetral sur de la habitación H-3, con orientación E-O, desplomado hacia el norte, y con una altura conservada de algo más de 2 m –medida esta última proveniente del máximo desarrollo del mismo en horizontal documentado en la zona oriental (Figura 2b)–. Dicha unidad muraria se desplomó de forma unitaria y cubrió el muro oriental de la H-3 (M16) y todos los pavi-mentos existentes en la habitación y en sus posteriores reformas (Pav. 5, Pav. 6 y Pav. 7); además de colmatar la pequeña habitación central construida una vez abandonado el uso termal -M23 y M29- (detalles del proceso de excavación en Bernal et al., 2014). Como indicamos, se trata de una constatación que no es la habitual en los niveles de derrumbe y abandono de Baelo Claudia –y en general de otros yacimientos del Círculo del Estre-cho–, ya que normalmente los derrumbes aparecen con sus elementos integrantes to-talmente desconexionados, fenómeno agra-vado por procesos sedimentarios, y nunca en posición horizontal como es el caso. Así se aprecia en la interfaz superior e inferior de la U.E. 2603, totalmente horizontales (Figura 2a). Otro argumento indirecto, pero de gran interés respecto al carácter anormal de estos desplomes, es que los mismos se produjeron prácticamente sobre el suelo de las habitacio-nes, ya que la potencia de los estratos sobre los pavimentos era mínima, menos de 10 cm en la zona occidental y central (2-5 cm en la U.E. 2614; 5-10 en la U.E. 2610, ambos bajo la 2603; y 10 cm también en la U.E. 2627 bajo la U.E. 2605). La mayor potencia detectada al oeste de la H-3 (60-75 cm en la U.E. 2611 bajo las UU.EE. 2605 y 2604=2609) debe explicarse por la existencia de grandes bloques reutili-zados en el acceso al alveus, lo que provocó

una rotura del muro cuando se desplomó, al carecer de una superficie plana y horizontal ante él como en la otra parte del tepidarium, lo que justifica asimismo que algunos frag-mentos murarios hayan aparecido rotos y en una orientación diversa (Figura 2c).

El estudio de los escasos materiales muebles aparecidos en estos estratos de abandono so-bre el suelo permite proponer una datación post quem para el desplome. Pensamos que no debió pasar prácticamente tiempo entre la generación de dichos niveles y el citado desplome, ya que la potencia de la secuencia sedimentaria es mínima. Ello además explica la escasez de los materiales muebles apareci-dos en estos estratos en relación a la notable extensión de terreno excavada (más de 20 m2), tratándose sobre todo de restos metá-licos (clavos, algún crisol y escorias férricas) y óseos (fauna terrestre y marina y malaco-fauna) relacionados con las actividades arte-sanales que tuvieron lugar en este ambiente tras su abandono como espacio balneario (Tabla 1, Fase IV): metalúrgicas y de carácter pesquero-conservero –incluido el hallazgo de una vértebra de un posible cetáceo–, junto a algunos restos de material latericio (tégulas e ímbrices) de la posible techumbre de este espacio, así como fragmentos de mosaicos y mármoles expoliados de los revestimientos parietales.

Respecto a la cronología del desplome, la misma deriva de la datación de las capas sedi-mentarias anteriormente comentadas, situa-das sobre el suelo (UU.EE. 2610, 2611, 2614, 2617 y 2627). En ellas son abundantes los re-siduos de época precedente (TSI, TSG, ARSW A, paredes finas, ánforas), siendo especial-mente significativos, a efectos de datación, el nivel sobre la parte oriental (U.E. 2610) y occidental de la H-3 (U.E. 2617); y predomi-nan entre las cerámicas comunes y de cocina las producciones a torno y especialmente a mano, muchas de ellas con mamelones, ade-más de las cerámicas africanas de cocina. En ambos, la vajilla de mesa predominante son las sigilatas africanas de la producción D (Afri-can Red Slip Ware), habiéndose identificado

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Figura 3. Detalles de la estructura que cubría la natatio (H-2) del Sondeo 25, desplomada en época bajomedieval o moderna, desde el norte (A), desde el sureste (B) y en planimetría (C), así como el perfil de colmatación interior (S-N)

de la piscina termal con la estratigrafía (D).Figure 3. Details of the wall covering the natatio (H-2) in Trench 25 collapsed during Late Medieval or Modern times; from the north (A); from the south-east (B); wall sketch (C); and sedimentary stratigraphy of the pool in profile (D).

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en la U.E. 2610 las variantes iniciales de la Hayes 99 A (2 ejemplares; Figura 4, 1 y 2), fechadas tradicionalmente entre el 510-540 d.C. (Hayes, 1972), aunque su inicio se consi-dera actualmente algo anterior, desde finales del s. V en adelante (Bonifay, 2004); la Hayes 103 (Figura 4, 3), propia desde el 500 d.C. al tercer cuarto del s. VI, aunque algunos ejem-plares arrancan ya a finales del s. V (Hayes, 1972); y la Hayes 104 (Figura 4, 4 y 5), cuya producción se sitúa entre el 530-580 d.C. (Ha-yes, 1972), pero que de nuevo los estudios más recientes datan desde finales del s. V - primer tercio del s. VI para las variantes más tempranas (Bonifay, 2004). Por su parte, en la U.E. 2617 también se ha identificado una Hayes 103 en ARSW D. En cuanto a las ánfo-ras, se han identificado una posible Dressel 23 bética en la primera y una Almagro 51c y restos de ánforas africanas y orientales en la segunda, que cuadran bien en estas cronolo-gías tardorromanas.

La datación que podemos proponer para el abandono definitivo de la habitación H-3 y, por tanto, la datación aproximada del colapso de la paredes, es de los últimos años del s. V o más, probablemente en los primeros años o décadas del s. VI d.C. (una datación en torno al año 500 d.C. puede considerarse la más acertada). En este sentido se confirma la fecha atribuida al proceso de colmatación de la cercana natatio o H-2, propuesto en los primeros trabajos publicados de las Termas Marítimas entre el 450-500 d.C. (Bernal et al., 2013).

2.2. El desplome del paramento occidental de la natatio (H-2) y del oriental de la cisterna (H-1) en época bajomedieval o moderna

Al inicio de la actividad arqueológica en el Sondeo 25 se identificó un nivel sedimenta-rio (U.E. 2500) de unos 15 cm de potencia, de reciente formación, ya que la matriz era arenosa y se encontraba prácticamente en superficie. Bajo él, y al iniciar la limpieza, co-menzó a detectarse en extensión una unidad muraria de gran porte (Figura 3a y b), cuyas

amplias dimensiones y el carácter muy cone-xionado de sus restos provocaron una cuida-dosa limpieza y documentación. Constaba de dos partes; en primer lugar y por encima, la considerada como U.E. 2515, interpretada como el derrumbe hacia el este del M-2 o muro perimetral oriental de la cisterna (H-1), ya que en dicho derrumbe se identificaron los restos del paramento interior de opus signi-num que en origen recubrió la cara interna del citado depósito hídrico. El acabado exte-rior de los bloques conservados era irregular, a modo de encofrado, con argamasa blanque-cina y pequeños fragmentos de calizas o cal-carenitas de diversos módulos. El aparejo de esta estructura era heterogéneo, integrando pequeños fragmentos de biocalcarenita (roca ostionera), de dimensiones reducidas (no más de 10 cm de grosor), alternantes con otros de mayor porte. Se documentaron asimismo en planta dos bloques de grandes dimensiones, de más de un metro de lado, pertenecientes a esta misma estructura, denominados res-pectivamente bloque 1 y 2 (Figura 3c), situa-dos en la zona más occidental (conexión de las H-1 y H-2), relacionados con el alzado de la esquina NE y de la zona central del muro perimetral de la cisterna y caídos sobre esta estructura con posterioridad.

En segundo término, y tras una nueva lim-pieza y autopsia de esta unidad muraria, se definieron una serie de restos constructivos asociados a un nuevo derrumbe (U.E. 2508), que se interpretó como el desplome del M6 o muro occidental de la H-2, hacia el este. Este muro estaba muy bien construido en opus vittatum, un encintado de calizas grises trabadas con mortero de muy buena factura, con únicamente algunos ripios de roca ostio-nera. La disposición de las calizas grises, total-mente conexionadas, verifica que el muro se desplomó completo y en un único momento. Al situarse el desplome en ladera, sobre el relleno de la piscina una vez abandonada la misma, con un suave desnivel hacia el este, post-sedimentariamente fue perdiendo co-hesión, por lo que su zona más oriental se encontraba algo disgregada, como se aprecia en las imágenes (Figura 3a y b). Se han con-

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servado a la perfección al menos dos tonga-das de su construcción muy bien dispuestas, con respectivamente nueve y cuatro hiladas de caliza gris (Figura 3a). Durante el proceso de excavación arqueológica la gran cohesión de la entidad muraria provocó la necesidad de recurrir a medios mecánicos para poder desmontar la estructura.

Por tanto, el proceso de excavación arqueo-lógica del denominado Sondeo 25 permitió verificar que la totalidad de la natatio H-2 estaba cubierta por dos muros desplomados,

Figura 4. Materiales muebles de los contextos de época tardorromana y bajomedieval/moderna: U.E.

2610 (1, 2.- Hayes 99; 3.- Hayes 103; 4,5.- Hayes 104), U.E. 2505 (6.- ataifor de borde quebrado vidriado en verde; 7.- cazuela bizcochada), U.E. 2511 (8.- forma

abierta con fondo cóncavo; 9.- jarrito/-a; 10.- moneda de Alfonso X) y UE 2602 (11.- plato de borde en ala).

Figure 4. Finds from the Late Roman and Late Medieval/Modern layers: U.E. 2610 (1, 2.- Hayes 99; 3.- Hayes 103; 4,5.- Hayes 104), U.E. 2505 (6.- green

glazed dish –“ataifor”-; 7.- casserole in sandwich fabric), U.E. 2511 (8.- dish with concave foot; 9.- small pitcher; 10.- Alfonso X coin) & UE 2602 (11.- Long-rim

dish).

uno encima del otro, cubriendo una superfi-cie de unos 7 m de longitud (N-S) y al menos 6 de alzado primigenio (E-O). El inferior era el muro occidental perimetral de la propia pis-cina y, sobre él, se desplomó el muro oriental de la cisterna, conservado este último sola-mente en la parte más occidental del área ex-cavada. Un desplome, una vez más, no habi-tual en los procesos normales de génesis del registro sedimentario en nuestros yacimien-tos arqueológicos.

Respecto a la estratigrafía, comenzar indi-cando que estos muros se desplomaron de manera sincrónica, ya que entre ambos no se han documento niveles sedimentarios, sino que las dos unidades murarias se tocaban entre sí.

Desde un punto de vista estratigráfico es po-sible realizar una serie de apreciaciones sobre el proceso. En primer lugar, es evidente que ambas estructuras cayeron sobre la parte in-terior de la piscina H-2, la cual estaba total-mente colmatada y abandonada desde hacía mucho tiempo. Tal constatación queda refle-jada en la interfaz superior totalmente hori-zontalizada del último estrato tardorromano de relleno o U.E. 2512 (Figura 3d), sobre el cual se depositó el estrato de época bajo-medieval o moderna (U.E. 2505) y sobre el cual, a su vez, se desplomaron las unidades murarias. La horizontalidad de la superficie superior del estrato, en ambos casos, verifica su alteración por causas naturales con pos-terioridad a su acumulación antrópica, en el primer caso, y directamente por génesis na-tural, en el segundo.

Entre el desplome de los muros y los niveles de época tardorromana de colmatación de la H-2 se han identificado cuatro estratos, tra-tándose de sendos rellenos (UU.EE. 2505 y 2511), entre los cuales se detectó la presen-cia de una fosa y su respectiva colmatación (UU.EE. 2517 y 2516).

En cuanto a la datación de la fase moderna de la excavación hemos de señalar que en los sondeos próximos, realizados en la habitación

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situada al oeste (H-1, sondeo 23) y en la habi-tación H-3 (sondeo 26), se han documentado varias fosas (UU.EE. 2308, 2310, 2311, 2601, 2602), colmatadas con sedimentos negruz-cos, con múltiples restos orgánicos, asocia-das a actividades pesquero-conserveras, las cuales presentaron un repertorio cerámico con formas de vajilla de mesa, exclusiva-mente de las series melado y melado-man-ganeso, que permiten una datación entre los siglos XV y primera mitad del XVI. La U.E. 2602 contiene dos platos vidriados por am-bas caras de paredes rectas divergentes. El mejor conservado posee un ala indicada por un pequeño escalón al interior, labio redon-deado marcado por una acanaladura, fondo cóncavo y umbo; está decorado con trazos de manganeso que describen motivos reticula-dos y a base de óvalos (en el ala), y una flor octopétala central (Figura 4, 11). Este tipo se documentaba en Sevilla en contextos de los siglos XV y primeras décadas del XVI, donde se ha comprobado su producción local, co-rrespondiendo al denominado tipo IV de la serie melada y manganeso (Rueda y López, 1997). Se conocen paralelos en Rota (Reinoso y Gutiérrez, 2010), en los contextos portu-gueses de Ksar es-Seguir, datados entre 1458 y 1550 (Teixeira et al., 2013) y en Marbella, identificados como parte de la producción de un horno que se fecha entre 1485 y 1561 (Ca-ballero, 2009). Las escudillas, de las que no se ha conservado ninguna base, son de per-fil hemisférico, con carena poco o nada mar-cada, labio apuntado y están vidriadas por ambas caras; corresponden al tipo VIII de la serie melada sistematizada en Sevilla (Rueda y López, 1997) y son producciones halladas en contextos de la segunda mitad del XIV y el siglo XV. Junto a éstas se hallan formas herederas de la tradición islámica como las fuentes, también vidriadas por ambas caras de color melado y con decoración en trazos de manganeso, borde quebrado y carena re-saltada al exterior con una pestaña, tipo que perdura en los registros del siglo XV en con-textos castellanos (Amores y Chisvert, 1993) y en los portugueses del norte de África (v.g. en Ceuta, Hita y Villada, 2003). La fosa del sondeo 23, menos generosa en cuanto al re-

gistro cerámico, ha aportado, sin embargo, tres monedas: dos blancas de Enrique IV, en la U.E. 2308 y una en la 2311, con leyenda ENRICVS DEI GRACIA alrededor de un rombo con castillo, con la marca de ceca T debajo en anverso y leyenda XPS VINCIT XPS alre-dedor de un rombo con león rampante coro-nado en reverso, fechadas entre 1471-1474. En el repertorio de esta fosa se encuentran fragmentos de un plato (U.E. 2310) que con-cierta con un ejemplar de la anteriormente descrita U.E. 2602, lo que nos lleva a plantear una datación sincrónica para la formación de los depósitos de ambos sondeos (23 y 26). Ello nos permite establecer una cronología general para esta fase, entre 1474 y 1550, horquilla en la que Tarifa estuvo, mayorita-riamente, bajo el control de los Enríquez. Los pleitos llevados a cabo en este período demuestran el interés de éstos en afianzar la actividad almadrabera en la costa tarifeña, que estaban llevando a cabo al margen de la Casa de Medina Sidonia (Ladero, 1993; Martín, 2006). La pesca, junto con la explo-tación de la cabaña ganadera, constituyeron los principales recursos económicos del alfoz tarifeño. Estas son las primeras evidencias de época moderna constatadas en el yacimiento arqueológico de Baelo Claudia.

Volviendo a la habitación H-2, los depósitos localizados bajo el desplome de los muros de la natatio (UU.EE. 2505, 2511 y 2516), presentaban además de residuos romanos y tardorromanos, un repertorio integrado ma-yoritariamente por manufacturas de tradición islámica como ataifores de borde quebrado recto, vidriados en melado o verde por am-bas caras; cántaros con decoración de trazos de manganeso sobre bizcocho, algunos con las asas facetadas; alcadafes de paredes di-vergentes, borde redondeado y superficie interior alisada; tapaderas de perfil cóncavo y fondo plano; y cerámica de cocina mayo-ritariamente carente de vidriado plumbífero (Figura 4, 6-7). En el depósito más antiguo, la U.E. 2511, se localizó un maravedí de Al-fonso X, con la leyenda ALF REX CASTELLE al-rededor de un círculo con un castillo y marca de ceca T debajo en el anverso; y leyenda ET

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LEGIONIS alrededor de un círculo con león a derecha en el reverso, que aporta una da-tación post quem entre 1252 y 1284 (Figura 4, 10). En este mismo estrato se han hallado dos tipos claramente cristianos. Se trata del fragmento de un fondo de una forma abierta con base cóncava y un pequeño escalón en la base, con vidriado melado en ambas caras (Figura 4, 8) y una forma cerrada (jarrito/a), también con cubierta melada tanto al inte-rior como al exterior, pero decorada con tra-zos de manganeso (Figura 4, 9). Ambas piezas adelantan la cronología del estrato hasta la segunda mitad del siglo XIV o pleno siglo XV, suponiendo un terminus ante quem para la datación del sismo.

3. Arqueología y arqueosismología en Baelo Claudia, balance y perspectivas

En este trabajo se presentan por primera vez los resultados de los derrumbes traumáticos asociados a las estructuras de las Termas Ma-rítimas, encontrándose en la actualidad esta parte del yacimiento baelonense en fase de estudio para su publicación integral (Bernal et al., 2014). Se han constatado una serie de derrumbes de unidades murarias perimetra-les de algunas habitaciones del edificio bal-neario, que se consideran singulares y aleja-dos de los procesos habituales de génesis del registro arqueológico por abandono o causas normales por los siguientes aspectos:

– Conexión anatómica de las unidades mu-rarias. El proceso habitual de derrumbes paulatinos de estructuras arqueológicas provoca la desagregación de la mampos-tería y sus aglutinantes, por lo que no es frecuente que los muros aparezcan perfec-tamente conservados y volteados o desplo-mados respecto a su posición original.

– Derrumbes de gran amplitud. Los para-mentos desplomados se han conservado en superficies muy amplias, superiores a 40 m2 en la H-2 y más de 20 m2 en la H-3. En ambas ocasiones cubrían la totalidad de las habitaciones que colmataban, y se pro-

yectan más allá del área intervenida, por los perfiles meridional y oriental de la zona de excavación (Figura 2a).

– Desplomes horizontales. Bien sobre el suelo de la habitación (H-3) o sobre el sedimento horizontalizado que cubría la colmatación de la natatio (H-2). Se trata de desplomes inesperados, en edificios que no habían sido parcialmente abandonados, sino que se encontraban con sus pavimentos vacan-tes de sedimentos y en uso, o se trataba de superficies aplanadas resultado de la diná-mica eólica.

La constatación de estos fenómenos permite proponer que se trata de derrumbes traumá-ticos, asociables a fenómenos no antrópicos sino naturales, sobre cuyas causas e intensi-dad habrá que profundizar en el futuro, recu-rriendo a investigaciones arqueosismológicas. Tendemos a pensar que ambos se asocian a eventos de carácter sísmico, ya que no se han documentado en ninguna de ambas ocasio-nes unidades sedimentarias de carácter are-noso que hagan pensar en eventos marinos de alta energía, del tipo tsunami.

La progresión de los derrumbes por la prác-tica totalidad de la zona excavada, cubriendo prácticamente el 100% de las habitaciones H-2 y H-3, junto a la localización de la conti-nuidad de los derrumbes por los perfiles sur y este del área de excavación induce a pensar que el derrumbe fue generalizado en todo el edificio y de mucha mayor entidad de lo que a priori podía parecer. La ausencia de derrum-bes de cualquier tipo sobre la cisterna (H-1) deriva de su reocupación en época contem-poránea; y en las H-4 y H-5 se justifica por tratarse de espacios exteriores al complejo balneario vinculados probablemente con las estructuras portuarias del adyacente arroyo de las Villas (Bernal et al., 2014).

Respecto a la datación de los posibles even-tos sísmicos, destaca, en primer lugar, la da-tación a mediados del siglo XIV o en el XV del primero de los constatados, fechado por ce-rámicas y por criterios numismáticos, como

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hemos presentado en las páginas preceden-tes. En las recopilaciones de sismicidad his-tórica conocidas no tenemos constancia de sismos en estas fechas: de los 14 sistemati-zados entre 1482 y 1550 ninguno está regis-trado en esta zona, siendo los más cercanos los de Málaga de 1494 o el de Carmona de 1504, ambos de elevada intensidad (IX-X y IX, respectivamente) y magnitud (6,5 y 6,2) (Grützner, 2011). Es posible, por tanto, que se cumpla también en esta ocasión el hecho de que se trate de fenómenos sísmicos de ca-rácter local o regional, como se ha propuesto para los otros baelonenses (Grützner, 2011), de ahí que no estén registrados en otras localidades.

En lo que respecta a la datación del evento de época tardorromana, éste provocó el aban-dono definitivo de estas instalaciones terma-les en la Antigüedad, ya que con posteriori-dad no volvieron a sufrir reocupaciones hasta época moderna (Tabla 1). Los contextos cerá-micos recuperados bajo los derrumbes de la H-3, con diversas cerámicas africanas de im-portación han permitido fechar con precisión este momento en los últimos años del siglo V o en los primeros del VI, por lo que conside-ramos la fecha del 500 d.C. como ilustrativa del momento del sismo. Tampoco esta crono-logía estaba registrada, pues las investigacio-nes arqueosismológicas regionales detectan un aparente vacío entre el 225 y el 880/881, al menos en algunos de los repertorios publi-cados (Grützner, 2011).

A continuación incluimos una serie de datos, arqueológicos y arqueosismológicos, que per-miten reflexionar sobre la sismicidad histórica de la ciudad de Baelo Claudia, desde la pri-migenia ocupación de la ensenada de Bolo-nia en la Antigüedad a mediados del s. II a.C. hasta su definitivo abandono en la Antigüe-dad Tardía. Como se verá a continuación, la documentación estratigráfica cuadra parcial-mente con la arqueosismológica, al tiempo que buena parte de los abandonos derivados de actividades arqueológicas no han obte-nido aún una explicación satisfactoria, es-tando abiertos para futuras investigaciones

interdisciplinares. En la Tabla 2 sintetizamos los diferentes eventos sísmicos o marinos de alta energía, propuestos en la ciudad o en su entorno inmediato por diversos investigado-res, bien por criterios paleosismológicos o arqueológicos. Trataremos de ver cuáles de ellos, ordenados cronológicamente, cuadran con la dinámica arqueológica y estratigráfica de la ciudad hispanorromana y cuáles no, a través de algunos ejemplos seleccionados, por cuestiones de espacio.

Las excavaciones realizadas en el año 2001 en el barrio meridional, bajo los complejos pes-quero-conserveros actualmente visibles y en Punta Camarinal, demostraron la existencia de una amplia ocupación de época romano-republicana, fechada entre el 140/130 a.C. y época de Augusto (Bernal et al., 2007a, b, c???). Especialmente relevante fue la cons-tatación en el denominado Sondeo 1, bajo el Conjunto Industrial VI, de una secuencia estratigráfica fértil arqueológicamente bajo el actual pavimento de opus signinum de la cetaria de más de tres metros, caracterizada por etapas cíclicas de niveles de pavimenta-ción alternantes con abandonos de potentes dunas, algunas de ellas de más de un metro de potencia, que permitieron la definición de cinco horizontes antrópicos, todos ellos de época romano-republicana, denomina-dos Fases IV a VIII (Bernal et al., 2007c). Esta dinámica de cíclicos abandonos y reocupa-ciones en escasas décadas tampoco es habi-tual en el registro arqueológico, por lo que su hermenéutica no es sencilla: durante las excavaciones no se detectaron evidencias de abandonos violentos o traumáticos por lo que la explicación de la ciclicidad de la secuencia no pudo ser solventada, ni poder atribuir la misma con claridad a fenómenos antrópicos o naturales; restando la incógnita de si se tra-taba de ocupaciones estacionales vinculadas con la pesca cuyos restos eran cubiertos por dunas eólicas tras la temporada atunera; o bien si esta dinámica se debía a eventos marinos de alta energía, siendo una línea de investigación abierta para los próximos años (Bernal et al., 2007a, b, c???), aún no resuelta en nuestros días.

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Respecto al evento sísmico de época clau-dio-neroniana, fechado entre el 40-60 d.C. en sentido amplio, las propuestas de hace varias décadas de una reconstrucción de la ciudad tras el terremoto se confirman con los últimos estudios (síntesis en Sillières et al., 1997 y Silva et al., 2005 y 2009). La datación de la construcción o reparación de algunos de los edificios visibles actualmente en el foro, o el refuerzo de la muralla con un para-mento externo (especialmente visible en el tramo oriental) son argumentos verificados arqueológicamente (Sillières et al., 1997). Re-cientemente se ha excavado en el entorno

de la Puerta de Carteia un gran vertedero extraurbano de residuos sólidos, cuya cro-nología se inicia en una época avanzada del reinado de Nerón y se mantiene hasta inicios del s. II (60-125 d.C.): constituye un reflejo indirecto de la actividad post-sísmica, ya que la inmediata y casi febril actividad edilicia posterior al mismo provocó la ingente reti-rada de escombros y su necesario acopio en lugares cercanos, lo que provocó la génesis de un gran área de vertidos no orgánicos que amortizó la muralla parcialmente, en una ex-tensión de aproximadamente una hectárea y con una altura de al menos 4 m (Bernal et

Tabla 2. Síntesis de las propuestas de eventos sísmicos/marinos de alta energía y de abandonos estratigráficos anómalos en Baelo Claudia.

Table 2. Synthesis of the different proposals of earthquakes/marine events and anomalous archaeological abandonment layers in Baelo Claudia.

Cronología

Identificación paleosismológica:evento sísmico (S)

o tsunami (T)

Identificación arqueológica:

abandono estratigráfico anómalo (A) u otros indicadores

arqueológicos (O)

Lugar Bibliografía básica

6000-5000 BP S – Carrizales Grützner, 2011

140/130-100 a.C.

40-60 d.C.

–S A

OBarrio meridional (C.I. VI)

Varias localizacionesBernal et al., 2007cMénanteau et al.,

1983; Sillières et al., 1997; Silva et al., 2005

175-200 d.C. -O

Barrio meridional Bernal et al., 2007b

260-290 d.C.¿265-270? d.C.

SO Basílica y otras

localizacionesGrützner, 2011 Sillières,

2013;

350-395 d.C. S – Varias localizaciones Ménanteau et al., 1983

350-400 d.C. – A sureste Puerta Carteia Bernal et al., 2007a

500-1755 d.C. T - Decumanus maximus Röth, 2014

500 circa d.C. - A Termas Marítimas Bernal et al., 2015 este trabajo

ss. XIV-XV –A Termas Marítimas Bernal et al., 2015 este

trabajo

Total 6 7

132


al., 2011). Un reflejo más de los profundos cambios que sufrió la ciudad como resultado del terremoto, y de la necesidad del conoci-miento mutuo de los datos arqueológicos y paleosismológicos para poder interpretar co-rrectamente el devenir histórico de la ciudad en la Antigüedad.

En los últimos años se han verificado ar-queológicamente algunos abandonos de edificios a lo largo de la segunda mitad del s. II d.C., los cuales nunca volvieron a ser re-ocupados, y permanecieron llenos de tierra –colmatados e inservibles por tanto– hasta finales de la Antigüedad. Traemos a colación dos ejemplos del barrio meridional (Bernal et al., 2007b), pero posiblemente existieron muchos más en otros sectores de la ciudad: por una parte, el denominado Edificio Me-ridional III, situado al norte de la Casa del Cuadrante y con fachada a la Calle de las Columnas, el cual fue abandonado y relleno de sedimento entre los años 175-200 d.C. (Sondeo 2); y, por otro, la Casa-edificio arte-sanal y la fábrica de salazón anexa situados junto a la Puerta de Carteia, abandonados en la segunda mitad del s. II, posiblemente en los mismos momentos (discusión de la estratigrafía y de los contextos cerámicos de amortización en Bernal et al., 2007b). No se detectaron durante las excavaciones sín-tomas claros de niveles de génesis natural causantes de los abandonos, sino que por el contrario las estructuras arqueológicas estaban colmatadas por rellenos antrópicos intencionales. Es por ello que no tenemos indicios de posibles causas naturales que pu-dieran haber propiciado estos fenómenos, si es que así fue. Unas fechas que no sorpren-den pues en otras ciudades hispanorroma-nas se constatan abandonos sincrónicos, en época antoniniana avanzada, resultado del agotamiento socio-económico de los recur-sos que las mantenían en activo y a pleno rendimiento (un estado de la cuestión en la reunión de la Casa de Velázquez de marzo de 2012 con el título Une crise urbaine à la fin du Haut-Empire? L’évolution des espaces civiques dans les villes de l’Occident romain entre le IIe et le IVe siècle ap. J.-C.).

Ya se ha abordado a lo largo de este estudio la deriva cronológica que se ha producido histo-riográficamente entre la primigenia datación del terremoto que asoló la ciudad en momen-tos avanzados del Bajo Imperio. Inicialmente situado entre el 350-395 d.C. (Ménanteau et al., 1983) y con posterioridad precisado a fi-nales del s. III (260-290 d.C.) gracias a las es-tratigrafías de abandono de algunos edificios como la basílica. Precisamente el estudio de detalle de este último monumento, publicado hace poco tiempo, ha permitido precisar la datación de su colapso traumático entre el 265-270 d.C. (Sillières, 2013), por lo que qui-zás el sismo date exactamente de estos años. Arqueosismológicamente los indicadores cuadran con esta última propuesta, como hemos referido anteriormente.

Interesante a estos efectos es también la constatación de un potente nivel de relleno de matriz arcillosa y muy pocos materiales muebles que amortiza toda la secuencia ba-joimperial al sureste de la Puerta de Carteia, documentado en los denominados Sondeos 7 y 8 realizados en esta zona (Bernal et al., 2007a). Fue fechado en la segunda mitad del s. IV por criterios arqueológicos, tanto por la presencia de cerámicas africanas importadas (como la Hayes 91) y ánforas, como por las monedas de época constantiniana, momen-tos a partir de los cuales esta zona de la ciudad nunca más volvió a tener ocupación de carác-ter urbano; e interpretado como un nivel de génesis natural por el tipo de matriz térrea, alejada de la arenosa propia de los niveles de colmatación eólica, cuya oscura coloración se puso en relación con la posible descomposi-ción de material orgánica y su putrefacción, quizás relacionable con la presencia de agua estancada en los momentos de génesis del estrato (Bernal et al., 2007a). Un estrato que cubría una zona muy amplia, lo que ahondaba en la interpretación del mismo como resul-tado de causas naturales y no antrópicas. Es-tos mismos estratos fueron con posterioridad identificados en la excavación arqueológica realizada en el Decumanus Maximus, dirigida por I. García, y han sido recientemente mues-treados y estudiados sedimentológicamente

133


y por diversas técnicas arqueométricas, lo que ha llevado a proponer su formación como resultado de un tsunami, una ola marina con al menos 8 m de altura que habría provocado una inundación de al menos 200 m de la zona baja de la ciudad, episodio fechado entre el 500 y el 1755 d.C. (Röth, 2014). Posiblemente se trate del mismo estrato comentado ante-riormente, identificado en la excavación ar-queológica al sureste de la Puerta de Carteia y fechado en la segunda mitad del s. IV d.C. También convendrá aclarar en el futuro si la primigenia datación del terremoto entre el 350-395 d.C. coincide con esta constatación estratigráfica, o no.

Por último, comentar cómo en estas páginas se propone que en las Termas Marítimas bae-lonenses se ha registrado un posible terre-moto que provocó el desplome de varias de sus estructuras murarias en torno al año 500 d.C. circa, pocos años antes de la conquista bizantina del Fretum Gaditanum. Y cómo el colapso definitivo del enclave termal parece que se produjo en torno al siglo XIV o en el XV. Habrá que precisar esta propuesta en el futuro con nuevas investigaciones interdisci-plinares para obtener indicadores arqueosis-mológicos; para explicar, entre otras cosas, por qué en el cataclismo tardorromano los muros se desplomaron en dirección S-N y en época bajomedieval o moderna, por el con-trario, la caída tuvo una dirección diversa (O-E), aunque es cierto que la propia orientación de los mismos condiciona en cierto sentido los derrumbes.

De esta apresurada síntesis pueden concluirse varios aspectos, sintetizados en la Tabla 2:

– Hasta la fecha, parece que de todas las propuestas esgrimidas solamente dos es-tán verificadas por criterios arqueológicos y paleosismológicos conjuntamente: el de época de Nerón (40-60 d.C.) y el terremoto de finales del s. III (260-290 d.C.).

– Existe un evento natural documentado es-tratigráficamente en las excavaciones ar-queológicas al SE de la Puerta de Carteia, fe-

chado con claridad en la segunda mitad del s. IV (350-400 d.C.), el cual posiblemente coincida con el muestreado recientemente por los investigadores de la Universidad de Aachen en el Decumanus Maximus y fechado entre el 500-1755. Habrá que re-plantearse próximamente si la propuesta original de un terremoto entre el 350-395 AD coincide con estas constataciones, como todo parece indicar.

– Se han constatado una serie de abando-nos dunares documentados arqueológica-mente, especialmente en época romano-republicana (140/130-100 a.C.) en el barrio meridional, aunque también en otros luga-res de la ciudad (como los documentados al oeste de la Casa del Cuadrante, del s. V d.C. o en el Conjunto Industrial XI durante la campaña del año 2014); habrá que verificar en el futuro por técnicas sedimentológicas y geofísicas si se deben a cuestiones única-mente eólicas o bien a eventos marinos de alta energía no identificados aún.

– Algunos abandonos fechados arqueológica-mente, como los citados del 175/200 d.C. en el barrio meridional, no presentan indicios de su relación con eventos traumáticos, lo que verifica que no todas las colmataciones son resultado de eventos catastróficos, sino de cambios socio-económicos o antrópicos de otra naturaleza.

– Los dos eventos sísmicos propuestos en es-tas páginas por criterios arqueológicos en las Termas Marítimas, fechados en el 500 d.C. y en época bajomedieval o moderna deberán ser estudiados a corto plazo con técnicas arqueosismológicas para ampliar los datos obtenidos.

En el futuro, y para profundizar sobre éstos y otros aspectos, será clave realizar estudios arqueosismológicos integrados, en los cuales la toma de muestras por parte de geólogos/geofísicos se haga en el marco de excavacio-nes arqueológicas en curso y no a través de la toma de columnas estratigráficas en perfiles, pues dicho proceso dificulta la fiabilidad de

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las dataciones, claves para la interpretación histórica del registro. No olvidemos el elevado porcentaje de residualidad (materiales más antiguos en estratos más recientes, incluidos los orgánicos), lo que puede explicar que algu-nas de las dataciones radiocarbónicas obteni-das no coincidan con las arqueológicas (como sucede en este caso con las comentadas de las Termas Marítimas o del Decumanus Maxi-mus). En la misma tendencia, será necesario que los arqueólogos recurran a especialistas en Ciencias de la Tierra para que muestreen e intenten aclarar in situ los problemas sedi-mentológicos que plantean algunos procesos sedimentarios en las actividades arqueológi-cas, que de visu no tienen fácil solución.

Los ejemplos y constataciones incluidas en este trabajo (Tabla 2) no aspiran a ser ex-haustivos, ya que hay muchos equipos de in-vestigación trabajando en la ciudad hispano-rromana y es muy probable que existan otros contextos similares en otras excavaciones. Únicamente tratan de plantear la compleji-dad de estos procesos y la necesidad de reali-zar trabajos interdisciplinares en los próximos años para consensuar los resultados y, por ósmosis, interpretar conjuntamente el regis-tro arqueológico. Lo que es evidente, como ya han propuesto otros colegas, es que Baelo Claudia es efectivamente un yacimiento clave para el estudio de la arqueosismología atlán-tico-mediterránea. Ya se han constatado en torno a la decena de terremotos y/o tsuna-mis, no existiendo en el entorno ningún ya-cimiento para el cual se disponga de tantos y tan precisos datos arqueosismológicos.

Agradecimientos

Este artículo es resultado de los proyectos HAR2013-43599-P del Plan Nacional I+D+i FEDER, denominado “Pesquerías y artesanado haliéutico en el Fretum Gaditanum. Caracteri-zación arqueológica, arqueozoológica y expe-rimental de las conservas marinas”; y del Pro-yecto General de Investigación “La economía marítima y las actividades haliéuticas en Baelo Claudia. Problemas de atribución funcional en

el barrio meridional”, autorizado por la Con-sejería de Educación, Cultura y Deporte de la Junta de Andalucía (2010-2015). Agradecemos la catalogación de las piezas numismáticas a A. Arévalo González y a E. Moreno Pulido.

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G


doi:10.17735/cyg.v29i1-2.31978

Consideraciones paleogeográficas en la bahía de Algeciras. Acerca de un posible tsunami en la Carteia romana (San Roque, Cádiz)

Palaeogeographic considerations in the Bay of Algeciras. On the occurrence of a possible tsunami in Roman Carteia (San Roque, Cádiz)

Arteaga, C.(1); Blánquez, J.(2) y Roldán, L.(3)

(1) Departamento de Geografía, Facultad de Filosofía y Letras, Universidad Autónoma de Madrid. Campus de Cantoblanco, Ctra. Colmenar, km 15,00. 28049 Madrid, España. [email protected]

(2) Departamento de Prehistoria y Arqueología, Facultad de Filosofía y Letras, Universidad Autónoma de Madrid. Campus de Cantoblanco, Ctra. Colmenar, km 15,00. 28049 Madrid, España.

(3) Departamento de Historia y Teoría del Arte, Facultad de Filosofía y Letras, Universidad Autónoma de Madrid. Campus de Cantoblanco, Ctra. Colmenar, km 15,00. 28049 Madrid, España.

Resumen

Las excavaciones de urgencia llevadas a cabo en una barriada industrial alfarera de época romana en Puente Mayorga (San Roque, Cádiz), entre los años 2003 y 2004 proporcionó, además de una completa visión acerca de los establecimientos periurbanos de la ciudad de Carteia, una interesante documentación acerca de un posible tsunami. A través de análisis granulométricos, del estudio morfoscópico y de la identificación de su malacofauna el potente nivel de arenas documentado, interpretado arqueológicamente como un hiatus en-tre dos fases productivas de la citada barriada alfarera, pudo ser identificado como una ola de alta energía sobre cuyo sedimento se apoyaron nuevos vertidos de fallos de cocción y hornadas perdidas de posteriores cocciones.La necesidad de confirmación de tan importante hallazgo y el hecho de que estos estudios, llevados a cabo por un equipo interinstitucional entre la Universidad Autónoma de Madrid y la Universidad de Cádiz, estuvie-ran enmarcados en otro mayor que, manteniendo el carácter interdisciplinar, dirigía ya la citada UAM bajo el nombre genérico de Proyecto Carteia, posibilitó en 2010 llevar a cabo una campaña de sondeos geoarqueo-lógicos en relación ya directa con esta importante ciudad púnico-romana.Se abarcó así un área que, partiendo de la actual desembocadura del río Guadarranque, en su margen iz-quierda, llegaba a Carteia y se prolongaba hasta el asentamiento fenicio del Cerro del Prado, o Carteia la Vieja, donde estuvo en el s. VII a.C. la original desembocadura. Fueron un total de ocho los sondeos realiza-dos de los que presentamos ahora un avance de los cuatro primeros, es decir, entre la actual línea de costa y la ladera amurallada de la ciudad de Carteia. Se abarca, así, una parte más que significativa de la bahía de

138


Algeciras, hoy desecada en esta zona y que, para el tema que nos ocupa, parecen confirmar la existencia e importancia del evento detectado en 2003.

Palabras clave: tsunami; Carteia; bahía de Algeciras; paleogeografía; arqueología del paisaje.

Abstract

The urgent excavations carried out in the Roman industrial district of Alfarera at Puente Mayorga (San Roque, Cádiz), between the years 2003 and 2004, provided us with interesting evidence that a tsumani may have occurred, as well as a comprehensive vision of the buildings that existed in the outskirts of Carteia. Through granulometric analysis, morphoscopic study and the identification of its malacofauna, the high level of sand documented, which was interpreted archaeologically as a hiatus between two productive phases in the in-dustrial district Alfarera, was identified to be the result of a high energy wave.

The need to confirm such an important finding and the fact that these studies, which were carried out by team of members from both the Universidad Autónoma de Madrid and the Universidad de Cádiz, were part of another larger, interdisciplinary study carried out by the UAM under the generic title Proyecto Carteia (“Carteia Project”), led to a series of geoarchaeological auger surveys in direct relation to this important Phoenician-Roman city, which were carried out in 2010.

In this way, we were led to an area that spanned from the present mouth of the Guadarranque River to its far left, reached Carteia and then stretched as far as the Phoenician settlement of Cerro del Prado or Carteia la Vieja, where the original mouth of the river was in the 7th century BC. A total of 8 auger surveys were carried out and in this paper we offer a preview of the findings of the first four of these, which took place between the current coastline and the walled slopes of the city of Carteia. In this way, we examine a more important part of the Bay of Algeciras, which has today dried up and which seems to confirm the occurrence, and significance, of the event that was detected in 2003.

Keywords: tsunami; Carteia; Bay of Algeciras; palaeogeography; landscape Archaeology.

1. Introducción

El Proyecto Carteia de la Universidad Autó-noma de Madrid (UAM), en el que se en-marca el presente estudio paleogeográfico, se viene desarrollando en el ámbito de la ba-hía de Algeciras y, con mayor intensidad, en el yacimiento arqueológico de Carteia, desde hace ya 20 años. Se iniciaron las investigacio-nes en 1994, centradas primero en la citada ciudad púnico-romana (Fase I: 1994-1999) (Roldán et al., 2006). Posteriormente, conti-nuamos los trabajos a poco más de dos kiló-metros al E del citado enclave, en la barriada de Puente Mayorga (2003-2008), mediante sucesivas actuaciones arqueológicas, tanto de carácter preventivo como de urgencia, provocadas por la construcción de una urba-

nización conocida hoy como “Villa Victoria”. Aquel segundo periodo de trabajos se llevó a cabo en colaboración con investigadores de la Universidad de Cádiz (UCA) y permitió el estudio de un vicus altoimperial asociado a Carteia. Del mismo fue posible excavar gran parte de sus testares, varios horrea, su ne-crópolis, una factoría de salazón destinada, probablemente, al autoconsumo de aquella población alfarera, un taller de púrpura y un pequeño embarcadero por donde salían los envases industriales (ánforas) allí elaborados (Bernal et al., 2006; Roldán et al., 2010). Por último, desde 2009, se retomaron las excava-ciones en la urbe carteiense a través de una Fase II del Proyecto Carteia, que finalizó en 2013. En la actualidad el equipo interdiscipli-nar de la UAM trabaja en la redacción de la

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preceptiva Memoria de este segundo sexenio de investigación arqueológica (Roldán et al., 2013; Roldán y Blánquez, 2014).

Terminada la Fase I del Proyecto Carteia cen-trada, fundamentalmente, en la comprensión de las antiguas excavaciones llevadas a cabo en este yacimiento entre los años 50 y 80 del pasado siglo, en su mayor parte inéditas (Roldán et al., 2006; Roldán y Blánquez, 2011 y 2012), los directores del Proyecto conside-ramos necesario estudiar y atender también a la reconstrucción del entorno paleogeográ-fico de la bahía como un adecuado comple-mento al estudio arqueológico.

Éramos conscientes de cómo sólo a través del conocimiento de las sucesivas transfor-maciones del entorno geográfico de la bahía de Algeciras podríamos llegar a entender, en su verdadero significado, la existencia de una serie de importantes yacimientos arqueo-lógicos implantados en este territorio. En efecto, aglutinados bajo el término de Carteia –Gorham’s Cave, Cerro del Prado, la propia Carteia punicorromana y Villa Victoria– pro-tagonizaron, desde sus diferentes perspec-tivas, la implantación y posterior desarrollo del horizonte urbano en este territorio del estrecho de Gibraltar a partir de mediados del s. VII a.C. Además, este estudio interdisci-plinar cobraba especial importancia dadas las fuertes transformaciones sufridas en toda el área costera de esta bahía a raíz de su fuerte industrialización a partir de la década de los años 60, fenómeno éste que, en la actuali-dad, continua (Foncubierta, 2010; Blánquez y Moncada, 2011; Roldán, 2012).

Ambas metodologías, la puramente arqueo-lógica y la paleogeográfica, sabíamos, nos iban a proporcionar un más completo –por complementario– conocimiento del desarro-llo histórico-arqueológico del Campo de Gi-braltar y, por ende, del arco de su bahía. Fruto de esta ampliación de miras y de la aplicación de muy diversas metodologías ha sido, entre otras cuestiones, el poder abordar el estudio arqueológico de la ciudad de Carteia y de su territorio en la bahía desde diferentes –si bien

complementarias– perspectivas: lecturas del paisaje simbólico (Blánquez et al., 2012), del paisaje cultural (Roldán et al., 2010; Jiménez, 2012), sobre visibilidad (Pérez, 2014) o, lógi-camente, a través de la reconstrucción paleo-geográfica del actual territorio de la bahía de Algeciras a través de sondeos geoarqueológi-cos cuyo primer avance presentamos en estas páginas.

Las excavaciones realizadas en Villa Victoria y, más concretamente, el estudio de la se-cuencia estratigráfica de su testar (Roldán et al., 2006) proporcionó datos interesantes, no sólo atentos a la actividad alfarera del vicus sino también en relación con la existencia, en época altoimperial, de un evento de alta energía. Nos referimos a la posible existencia de un tsunami que supuso, entre otras cues-tiones, la detención temporal de su actividad industrial. Si bien ésta pronto se recuperó, no pasó igual con su embarcadero (Blánquez et. al., 2005), que quedó definitivamente amor-tizado, oculto bajo un campo dunar que aún existe en la actualidad, y la zona reconvertida en su uso a través de una nueva edificación de carácter industrial (almacenaje) construida, por cierto, con abundante material latericio reutilizado de un edificio termal posible-mente destruido cuando el citado tsunami.

Arqueológicamente, el tsunami ha sido fe-chado en el siglo I d.C. (Bernal et al., 2006) y la interpretación de dicho episodio, estra-tigráficamente, se apoyó en la existencia de una tsunamita formada por una acumulación sedimentaria con bioindicadores del evento (Arteaga y González, 2004). Con el fin de com-pletar y corroborar aquella información y en el contexto del estudio arqueológico que ve-níamos realizando de la bahía de Algeciras, en el año 2008, pudimos acometer una serie de sondeos geoarqueológicos estratégica-mente situados en el entorno del yacimiento de Carteia y cuyo avance presentamos aquí. Fueron ocho los sondeos realizados, si bien para su discusión científica hemos escogido los cuatro primeros pues estos, por sí mis-mos, aportan información de lo más signifi-cativa y de potencial trascendencia, no solo

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desde el punto de vista geomorfológico sino también arqueológico. En efecto, por un lado, permiten defender la posible existencia de, al menos, un evento de alta energía en la costa meridional de la Península Ibérica y, por otro, permiten entender y configurar de manera bastante aproximada el contexto paleogeo-gráfico en el que se desarrolló la historia de las dos urbes que tuvo Carteia, así como de sus respectivos entornos periurbanos; dos es-pacios éstos culturalmente diferenciables, si bien consustanciales en las sociedades urba-nas mediterráneas. Se trata, en definitiva de aspirar a una correcta comprensión del pro-ceso histórico allí acontecido a través de un trabajo interdisciplinar, tal y como desde hace casi cuatro décadas ha puesto en evidencia en nuestro país el desarrollo de la denomi-nada “arqueología del paisaje”, es decir, “el interés por el paisaje como objeto de estu-dio” (Orejas, 1991).

2. Localización y caracterización geográfica

El yacimiento romano de Carteia se asienta en el seno de la bahía de Algeciras que conforma un arco en herradura de algo más de 8 km de anchura, flanqueada a levante por el sobresa-liente bloque calcáreo del Peñón de Gibraltar mientras que, al oeste, la limitan las “puntas” de San García, del Carnero, del Fraile y del Ace-buche (Figura 1). En su espacio más interno la rodean sierras de escasa envergadura que, a lo sumo, llegan hasta los 600-700 m de altitud. Destacan, por su flanco izquierdo, las sierras del Algarrobo (674 m) y de La Palma (593 m), en el cuerpo central un mosaico de cerros y, por su lado más oriental sierra Carbonera (311 m). El armazón geológico y estos relieves de la bahía lo construyen areniscas y arcillas miocenas, calizas y margas del Cretácico de la “serie de base” del “Aljibe”. Menor represen-tación en extensión tienen los afloramientos

Figura 1. Vista general de la actual bahía de Algeciras (Cádiz) (J.C. Guzmán Espresati, 2012).Figure 1. View of the current Bay of Algeciras (Cadiz) (J.C. Guzmán Espresati, 2012).

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rocosos jurásicos de la denominada Unidad Predorsoliana, que afloran en “Peña Pasto-res” y en el mismo Peñón de Gibraltar. Por el contrario, las llanuras están alimentadas por acumulaciones cuaternarias depositadas por los ríos Guadarranque, Palmones y otros siste-mas fluviales menores. Muchos estudios que, lamentablemente, no podemos citar aquí por lógicas cuestiones de espacio se han volcado en el análisis geológico y tectónico de este marco. El “Arco de Gibraltar” conforma una estructura tectónica relevante en sí misma y vinculada al acercamiento de la placa Afri-cana respecto a la subplaca de Alborán y la microplaca Ibérica. Dicha aproximación varía entre 2 y 4 mm/año (Vázquez y Vegas, 2000), con un promedio de levantamiento de la costa próximo a 0,1 mm/año (Zazo et al., 1999). En definitiva, este hecho supone la existencia de una cierta actividad sísmica.

Pero si ampliamos la escala y abarcamos más allá del espacio que comprende Cádiz e incor-porando el SW de la Península Ibérica, se han llegado a comprobar cerca de cinco eventos energéticos o EWE (Extreme Wave Events) en los últimos 7.000 años (Lario et al., 2011; Ruiz et al., 2008). En el caso que nos ocupa, en las inmediaciones de los citados ríos Guadarran-que y Palmones, hemos podido constatar un registro de cierta importancia que, cuanto me-nos, afectó a un segmento no desdeñable de la geografía del Campo de Gibraltar, por lo que nos sorprende que no exista de dicho evento información histórica alguna, a excepción de la tradición literaria que recoge la existencia de un gran cataclismo en relación con hipo-téticas destrucciones en la ciudad de Carteia.

En efecto, tenemos referencias imprecisas re-petidas a lo largo del tiempo acerca de even-tos con iguales o parecidas características, si bien referidos a épocas posteriores, ya de la Tardía Antigüedad. Nos referimos, por ejem-plo, al terremoto del s. IV o al maremoto del s. V defendidos por uno de los primeros exca-vadores de Carteia, Julio Martínez Santa-Ola-lla, cuando hablaba de cómo “por primera vez se han descubierto documentos directos de la gran catástrofe ocasionada por el terremoto

del s. IV, algunas de cuyas víctimas han lle-gado hasta nosotros en la forma en que mu-rieron aplastados por las grandes columnas de las termas municipales. Y sobre la primera gran catástrofe sísmica, tenemos las huellas constantes y generales del maremoto del s. V en que la playa llegó a cotas muy altas de la ciudad, cubriendo con su enorme manto de arena el estrago y la ruina de la vetustísima ciudad” (Roldán et al., 2003).

También en esta misma línea podemos traer a colación la tradicional identificación de al-gunos autores antiguos –fundamentalmente, Estrabón, Pomponio Mela, Plinio y Silio Itá-lico– de la ciudad de Carteia con la mítica Tarteso. Si bien ello hace décadas quedó desmontado con argumentación arqueoló-gica (Woods et al., 1967) explica, en parte, la recurrencia a cataclismos (tsunamis) a la hora de explicar el final de la ciudad carteiense; en cierto modo, un mítico final similar al sufrido por la también “mítica Atlántida”.

Sí creemos significativo destacar cómo, en los meses de marzo y abril de 2006, durante el inicio de los trabajos arqueológicos relaciona-dos con la excavación de la citada factoría de salazones del vicus de Villa Victoria (Blánquez et al., 2006a) se pudo documentar la existen-cia junto a la misma, en un ámbito estuarino confinado por una flecha o spit hacia el inte-rior, de un estrato con sedimentos aparente-mente marinos que, en posteriores trabajos llevados a cabo por el equipo de investigado-res de la UAM-UCA, pusimos en relación con un evento de “alta energía” (Arteaga y Gon-zález, 2004). Destacaba en especial un estrato o nivel con potencia decimétrica encuadrado entre época flavia y augustea que presentaba características propias de un tsunami, tanto erosivas como deposicionales. Así, sobre un sedimento de naturaleza dunar, hay un es-trato decapitado en su seno con un contacto erosivo sobre el que reposaba un conjunto de arenas, tanto marinas (de fondos de maerl) como estuarinas, visibles por la fauna y restos bioclásticos (Cerastoderma edule, algas rodó-fitas calcáreas de maerl, etc.) que contenían, junto con restos de origen continental o de

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transición “cantos blandos y arenas posible-mente fluviales”. Este depósito se hallaba a más de 170 m de la actual línea de costa. De igual manera, la citada acumulación buzaba hacia el litoral de manera clara. En el mo-mento de su descubrimiento lo interpretamos como un sedimento de backwash o retroceso de ola, con una dinámica de cut-and-fill.

Mayor peso tomaron nuestras hipótesis cuando en la VIII Reunión Nacional de Geo-morfología un año después, en 2004, se presentó a la comunidad científica el descu-brimiento de un posible tsunami (Alonso et al., 2004) localizado en la ciudad romana de Baelo Claudia, en Bolonia (Tarifa, Cádiz). No obstante, si bien este nuevo evento presen-taba un arco cronológico algo mayor, pues se fechaba en torno al 125 d.C. (± 75 años) y estaba en relación con la destrucción de parte de su urbe en el s. II d.C., no podemos descartar que la ola detectada en el vicus de Villa Victoria pueda ser reflejo de este episo-dio sísmico, por su posición cronoestratigrá-fica cultural, fechado en el s. I d.C., pero sin llegar a mediados del mismo (Bernal et al., 2004). Además, otros trabajos más recientes vuelven a emplazar dicho evento en una cro-nología similar (Silva et al., 2009 y 2013).

Aquel descubrimiento junto al vicus de Villa Victoria y, por ello, cercano a la urbe car-teiense animó al equipo del Proyecto Carteia de la UAM a continuar, en 2009, con una serie de sondeos geoarqueológicos que, partiendo de la actual línea de costa, llegaban a la mu-ralla de Carteia –la Nueva– (sondeos del 1 al 6) y continuaban hasta alcanzar el original asentamiento carteiense del Cerro del Prado o Carteia la Vieja (sondeos 7 y 8). Suponíamos, como hipótesis de partida, que si se trataba de un registro de la envergadura que sospechá-bamos deberían localizarse más testigos en este sector del arco de la bahía de Algeciras.

3. El contexto arqueológico

El original asentamiento fenicio de Carteia –Carteia la Vieja– en el actual Cerro del Prado

(Figura 2) supuso, a mediados del s. VII a.C., la implantación y posterior desarrollo entre las poblaciones indígenas de la bahía de Algeci-ras del horizonte urbano. Se ubicó en el cen-tro de la actual bahía, pero al interior de una segunda ensenada, con régimen de estuario, hoy prácticamente desecada. De hecho, las marismas del río Palmones (paraje natural desde 1989) no son sino los últimos vestigios, casi fosilizados, de la misma.

Su ubicación del contorno murario sobre una elevación natural, en la cota de +20 m, con-firió a este emplazamiento una situación pri-vilegiada para el control de su retroterritorio y, de igual manera, para desde el mismo diri-gir una explotación industrial de los recursos marinos del entorno. Su perduración como centro político, hasta mediados del s. IV a.C., explica que, con el tiempo, también llegó a protagonizar un sobrevenido valor geoestra-tégico al controlar la navegación en el área del Estrecho. Su enriquecimiento económico y el desarrollo de una política expansionista por parte de Cartago, acompañado por significa-tivos traslados poblacionales al occidente del Mediterráneo, más que un empantanamiento de la zona, pensamos, debieron provocar el traslado a un nuevo emplazamiento a poco más de 1,3 kilómetros sobre otro pequeño cerro natural de dunas consolidadas –el cerro del Rocadillo– a mediados del s. IV a.C. Sería Carteia “la Nueva”.

Desde su nuevo emplazamiento, de mayor extensión e igualmente amurallado desde su inicio, siguió desarrollando su industria salazonera y un control de la, ya para enton-ces, importante área estratégica. Pero ello no obliga a suponer hoy el vacío poblacional del antiguo asentamiento, “de hecho, pros-pecciones superficiales acometidas en 1976 por el profesor Tejera le permitieron recoger cerámicas griegas posteriores, de mediados del siglo IV a.C., cuando ya estaba fundada la nueva urbe de Carteia” (Blánquez, 2014). El traslado poblacional se produjo en una fecha, todavía hoy, imposible de precisar pero que debió estar en torno a mediados del s. IV a.C, si no un poco antes (Blánquez et al., 2014).

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El resultado de las prospecciones geológicas y del estudio del paleopaisaje llevado a cabo años atrás por L. Menanteau (Pellicer et al., 1977) en esta área geográfica le permitió es-bozar una reconstrucción de la costa bastante distinta con respecto a la actual. Según aquel estudio, el relleno sedimentario de la desem-bocadura del Guadarranque y diversos acon-tecimientos deposicionales habrían transfor-mado, de manera notable la línea de costa, hasta el punto de estar hoy el yacimiento del Cerro del Prado en torno a 1,7 kilómetros de distancia de la actual desembocadura del río. Sin embargo, concretar más hasta qué grado esta segunda bahía interior habría sido útil y seguiría siéndolo en el momento de aquel traslado poblacional es una cuestión a la que la investigación debe dar respuesta. Sea como fuere, las pautas, aceptablemente conocidas hoy referentes al nuevo asentamiento: mayor extensión de la urbe; construcción de un cir-cuito murario y la validez del lugar escogido, unido a un urbanismo interno que perduró hasta parte del periodo romano republicano, avalan la consideración de un cambio estraté-

gico, más que el obligado por circunstancias adversas (Blánquez, 2007).

El yacimiento fenicio del Cerro del Prado fue localizado en 1975, tras una prospección de campo acometida por el arqueólogo A. Te-jera y el geomorfólogo L. Menanteau (Blán-quez y Tejera, 2006), en la margen izquierda del rio Guadarranque, en lo que había sido en la antigüedad su antigua desembocadura. Destruido para la obtención de piedra (gravi-lla) con motivo de la urbanización industrial de toda la zona, en el yacimiento arqueoló-gico –más que una factoría, posiblemente, una ciudadela dado su restrictivo carácter poblacional– tan sólo se han podido realizar actuaciones de urgencia, de limitada exten-sión y, espacialmente, extramuros de la urbe. Los trabajos tuvieron lugar en los años 1976, 1978 (Tejera, 2006) y en 1983 (Ulreich et al., 1990). La primera prospección –que permi-tió su descubrimiento– se llevó a cabo a ini-cios de 1975, cuando todavía el yacimiento arqueológico estaba intacto; lamentable-mente, entre finales de ese mismo año e ini-

Figura 2. Vista general de la urbe de Carteia (San Roque, Cádiz). (J.C. Guzmán Espresati, 2014).Figure 2. View of the city of Carteia (San Roque, Cadiz) (J.C. Guzmán Espresati, 2014).

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cios del siguiente, el cerro fue desmontado (para una primera aproximación geológica al yacimiento ver Pellicer et al., 1977). Por la documentación obtenida en los primeros trabajos arqueológicos sabemos que se llegó a documentar una secuencia estratigráfica cercana a los cinco metros de potencia y que el asentamiento urbano tuvo dos momentos ocupacionales sucesivos, si bien se mantuvo la misma orientación urbana. El primero de ellos se asentó, directamente, sobre los nive-les geológicos naturales del sitio: dunas con-solidadas de tonalidad rojiza similares a las documentadas en el posterior asentamiento en el cerro del Rocadillo, o Carteia la Nueva.

A su vez, los trabajos arqueológicos llevados a cabo desde 1994 en el cerro del Cortijo del Rocadillo –Carteia la Nueva– por el equipo de investigación de la UAM permitieron conocer, si bien centrados en el sur de la urbe, los siste-mas constructivos empleados en el momento fundacional y, sobre todo, en la posterior re-forma bárquida de su recinto murario (Blán-quez et al., 2006b); conocimiento éste clara-mente ampliado con importantes resultados durante la Fase II del Proyecto Carteia, centra-dos ya en la parte oeste de su recinto púnico.

La superposición sobre la urbe púnica de la ocupación romana y tardoantigua ha impe-dido siempre una excavación en extensión de aquella pero, a partir de sucesivos sondeos puntuales, se han podido determinar algunas de las principales características del nuevo asentamiento habitacional. Principalmente, la excavación del recinto amurallado tanto en su etapa inicial del s. IV a.C. como la remode-lación de época bárquida (Blánquez y Roldán, 2003; Blánquez et al., 2009; Blánquez et al., 2014) nos ha permitido determinar el períme-tro aproximado del núcleo urbano cercano a las 5 ha, lo que supuso un notable aumento del espacio urbanizado con respecto al anti-guo asentamiento. De igual manera, se pudo localizar su área sacra, situada en la meseta superior del cerro y, en concreto, excavar un depósito votivo-fundacional cavado directa-mente en el nivel geológico y sobre el que se dispusieron sucesivos altares votivos y, final-

mente, sobre todo ello, un posterior templo republicano.

Como decíamos anteriormente, los diferen-tes espacios excavados durante la Fase I del Proyecto Carteia de la UAM, estuvieron en-focados a favor de obtener secuencias estra-tigráficas y caracterizar la funcionalidad de los edificios ya exhumados en las antiguas excavaciones. Así, se pudo documentar la su-perposición de la urbe republicana y augustea sobre la original de época púnica y su poste-rior remodelación bárquida, lo que supuso, además de un reaprovechamiento del espacio original, una ampliación hasta 25 hectáreas a partir de época de Augusto. Los sondeos es-tratigráficos acometidos permitieron llegar hasta el suelo geológico en varios puntos del cerro del Rocadillo e, incluso, poder definir la pendiente natural del mismo (Pérez, 2014).

La continuidad habitacional de la urbe púnica durante gran parte del posterior periodo ro-mano republicano –prácticamente, tres gene-raciones– sería, bajo nuestro punto de vista, evidencia de lo idóneo del emplazamiento elegido, así como de su estructuración ur-bana. No fue hasta finales del s. II a.C. cuando se documentan importantes remodelaciones en la urbe romana como, por ejemplo, el cie-rre de la puerta sur de acceso a la misma, la amortización de calles o la construcción, en la meseta superior, encima de la antigua área sacra, de un templo. Ahora bien, ambas urbes superpuestas mantuvieron una misma orien-tación global hacia el SW, en relación, pues, con la bahía interna y no hacia la bocana de la bahía actual, orientada hacia el sur.

Con posterioridad, la citada profunda expan-sión experimentada por la urbe en época au-gustea supuso, entre otras consideraciones, la construcción de su teatro que –de nuevo– ratificaba el mantenimiento de dicha orienta-ción hacia el SW y, con ello, el mantenimiento de la primacía del arco interior de la bahía frente al mayor todavía hoy existente. Una bahía interna cuya teórica secante llega en su extremo más alejado (cerca de ocho kiló-metros) a los conocidos “hornos romanos de

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El Rinconcillo”, ubicado en las inmediaciones de la actual Algeciras, en las proximidades de la posible identificación del Portus Albus. Ex-cavados por M. Sotomayor en 1966, fueron declarados Monumento Histórico-Artístico Nacional en 1969.

La existencia de este importante centro alfa-rero del s. I a.C / s. I d.C.; la cercana explota-ción de las salinas y el propio establecimiento del Portus Albus, así como el continuado auge de la urbe carteiense, no vienen sino a ratifi-car –bajo nuestro punto de vista– la continui-dad de uso de aquella bahía interna al me-nos, todavía, en época augustea e imperial. Otros rasgos “orientativos” los detectamos en la coincidente orientación de la puerta sur púnica de la ciudad, o de la fachada mo-

numental del posterior edificio monumental augusteo (Roldán et al., 2013; Roldán y Blán-quez, 2014). Todo ello no cuestiona la pro-gresiva colmatación, propia de toda bahía en régimen de estuario, que debió acelerarse ya con la mera fundación fenicia del Cerro del Prado –fenómeno éste normal con todo asentamiento de carácter urbano– y que, de hecho, en la actualidad continua visible en el Paraje Natural Marismas del río Palmones.

La defendida existencia por parte de las fuen-tes textuales de un puerto militar, ya en época púnica, así como su continuidad en época ro-mana, junto con la incuestionable existencia de infraestructuras portuarias imprescindi-bles para el desarrollo de la industria pes-quera, tanto en época fenicia como púnica y

Figura 3. Localización de los sondeos para muestreos (Proyecto Carteia, UAM, 2014).Figure 3. Location of boreholes for sampling (Proyecto Carteia, UAM, 2014).

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romana, confieren un especial protagonismo a esta bahía interna (totalmente a cubierto, tanto de los vientos de Levante como de Po-niente). A todo ello se añade una apreciable coherencia entre la configuración paleogeo-gráfica de la bahía y la orientación y explo-tación del medio por parte de las sucesivas ubicaciones de la urbe carteiense.

4. Metodología y objetivos

La finalidad principal de los sondeos realizado en el entorno de la urbe de Carteia y, por tanto, en este sector central de la bahía de Algeciras, fue evaluar la posible existencia de un tsunami en la citada bahía; cuestión ésta ya intuida con los trabajos acometidos, años atrás (2003) en Villa Victoria. Derivado de ello se quería, con los potenciales resultados ob-tenidos, poder caracterizar los posibles cam-bios paleogeográficos inmediatos a Carteia y su consecuente repercusión arqueológica.

4.1. Trabajo de campo y muestreo

De los trabajos de campo que materializaron los sondeos geoarqueológicos en el año 2009 los primeros cuatro puntos, objeto ahora de este estudio, estuvieron determinados por interconectar el curso fluvial –la margen iz-quierda del río Guadarranque– en un punto próximo a su actual desembocadura en la ba-hía y a Carteia. De acuerdo con aquel criterio se pudo establecer una sección rectilínea en-tre el sistema fluvial y el yacimiento en sentido ONO a ESE que posibilitó un perfil coherente entre los cuatro sondeos involucrados. Dicha elección de los mismos suponía la aplicación de criterios geomorfológicos que integraban la llanura de inundación del río con su estua-rio, hasta alcanzar donde se une éste último con la ladera occidental del cerro en el que se emplaza la urbe púnico-romana (Figura 3).

Los testigos se obtuvieron con una máquina-sonda (modelo Fraste Multidrill-PL) cuyo diá-metro de testigo era de 80 mm y se alcanzó en todos ellos una profundidad media de seis

metros (Figura 4). Una vez extraídos y catalo-gados los testigos fueron trasladados al La-boratorio de Geografía Física de la Universi-dad Autónoma de Madrid para su análisis y estudio.

4.2. Análisis de laboratorio

En el estudio de las muestras se han seguido los mismos criterios metodológicos aplicados en la investigación de Villa Victoria: funda-mentalmente sedimentológicos y clásicos, en cuanto a la obtención de granulometrías y morfoscopías, y de acuerdo con los principios de Cailleux y Tricart (1959) para el estudio de las arenas. Aplicamos, de esta forma, los res-pectivos índices sedimentológicos como son el de Trask (S0) para obtener el grado de cla-sificación del sedimento, o las variables es-tadísticas de curtosis, simetría, textura etc., que, de acuerdo con nuestro criterio, siguen siendo bastante efectivas para determinar la génesis de las acumulaciones. Por último, en relación con las muestras de composición tex-tural extremadamente limosa, las sometimos al método de Bouyoucos (por densimetría) para conocer el porcentaje de limo/arcilla (Dewis y Freitas, 1970).

Los 4 sondeos que presentamos supusieron 24 metros lineales de testigos, en los que pudimos determinar diferentes secuencias estratigráficas; a partir de ellos obtuvimos el muestreo de sedimento objeto de análisis con una proporción de una por nivel diferenciado.

4.3. Criterio inicial de reconocimiento de tsu-namitas

La distinción de ciertas acumulaciones ma-rinas de origen desconocido susceptibles de ser tsunamis o eventos de alta energía me-teorológicos (huracanes, grandes tormentas o galernas) y que son pretéritos y carentes de información histórica previa es, a día de hoy, un motivo de incertidumbre no siempre bien resuelto y que entraña múltiples dificultades. Algunos investigadores piensan que deben

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coincidir una serie de evidencias que varían en función del emplazamiento, extensión y los elementos que acompañan al depósito. Así, por ejemplo, algunos autores (Morton et al., 2007), tras estudiar ambos tipos de de-pósitos (actuales y pretéritos) en el Pacífico y apelando al principio de “actualismo” (tsu-nami de Papua Nueva Guinea de 1998 y hu-racanes posteriores en el mismo lugar), han advertido que, por lo general, los depósitos de tsunamis no suelen superar los 25 cm de espesor, se extienden cientos de metros tierra adentro y alteran la topografía para confor-mar un nuevo paisaje distinto al antecedente. De igual manera, estos investigadores han apuntado cómo los citados depósitos pue-den venir acompañados de “cantos blandos” y matriz arcillosa. Ésta última puede ser, a su vez, de naturaleza continental y entremez-clada con distintos tipos de materiales, tanto marinos como continentales: fragmentos de

roca, fauna u otro tipo de depósitos. Por su parte, los depósitos de tormenta pueden su-perar los 30 cm de espesor y apenas se inter-nan más allá de 300 m en relación a la playa, lo que afecta en menor radio la topografía, acumulando capas de arena en disposición subhorizontal y de forma organizada. De igual manera, no contienen estratos de arcilla en su seno y en ellos hay menor presencia de clastos.

Otros investigadores (Guerra et al., 2013; Mamo et al., 2009; Ruiz et al., 2010), a su vez, han buscado bioindicadores “excepcionales”, bien procedentes de profundidades marinas, bien naturales de sustratos rocosos litorales, como son los foraminíferos para los primeros o algunas variedades de ostrácodos, para los segundos. También el hallazgo de bloques de tamaños considerables, desplazados de su lu-gar original, han sido interpretados en otros

Figura 4. Materialización del sondeo S-3, extramuros de la urbe romana (Proyecto Carteia, UAM, 2009).Figure 4. Extracting the sample in survey S-3, outside the Roman city walls (Proyecto Carteia de la UAM, 2009).

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casos como posibles productos de remocio-nes por tsunamis; tal y como los observados en los acantilados gaditanos (Alonso et al., 2004). Incluso, en plataformas sumergidas y cavidades próximas al Peñón de Gibraltar, Ro-dríguez Vidal et al. (2011) estudiaron depósi-tos sobre estas morfologías que eran anterio-res al evento histórico de 1755 –el conocido terremoto y tsunami de Lisboa– y observaron que en algunas plataformas, que ya existían, sufrieron retoques erosivos por la retirada de la ola, siendo pues tipificadas como eviden-cias del tsunami.

En el caso que nos ocupa y hasta que no se efectúen otras analíticas que están pendien-tes, la interpretación e identificación de tsu-namis es fruto de la primera experiencia. Ha sido la flora de fondos de maerl (rodófitas, principalmente), junto a su posición estra-tigráfica, la extensión de la acumulación, la comparación con la dinámica litoral actual y a la existencia de otros elementos, como gra-vas y cantos de origen alóctono u otra fauna indicadora, las que justifican esta presencia y nos sirven de testimonio. Sin embargo, hay que reconocer que, si bien del primer de-pósito visto años atrás en Villa Victoria pre-sentaba bastantes indicios de su naturaleza altamente energética, de tal forma que po-dría corresponder con lo estudiado por otros investigadores en la también urbe romana y próxima de Baelo Claudia (Alonso et al., 2004; Silva et. al., 2005 y 2009), las acumu-laciones que presentamos a continuación aún nos sugieren algunas dudas razonables que deberán ser confirmadas en trabajos futuros.

5. Los sondeos analizados

Dado el desarrollo actual de las investiga-ciones, hasta el momento todavía no hemos podido emplear métodos radiométricos para contrastar las fechas. No obstante, ello queda en parte subsanado gracias a la información histórica y arqueológica que poseemos de la urbe de Carteia y su vicus de Villa Victoria, así como de sus estructuras y localizaciones.

5.1. Características oceanográficas y sedi-mentarias

De la información a la que hemos tenido ac-ceso de la red de boyas de Puertos del Estado, hemos alcanzado varias conclusiones. En pri-mer lugar, que el emplazamiento de Carteia ofrece la mayor protección posible en el seno de la bahía. En efecto, la generalidad de los puntos de medida evidencian que la dirección principal E, ESE y SE (boyas: WANA 512035113 y WANA 6066025) que, de forma ocasional, en temporales propicia oleajes superiores a 3-4 m de altura, tras su recorrido por el golfo y al alcanzar el cerro protector y el estuario del Guadarranque éstos llegan transformados en olas de menor porte que, pocas veces su-peran los 2 m de altura significativa. Dicho de otra forma, el refugio natural que ofrece este segmento costero fue ideal en época antigua y, de hecho, lo sigue siendo para el amarre. Ello se constata, entre otras consideraciones, en la ubicación –que no podemos considerar casual– de la inmediata refinería Gibraltar-San Roque de CEPSA, o de la Central Térmica de Los Barrios, de la multinacional energética, líder en Europa, E.on, en la cercana barriada de Palmones (Los Barrios, Cádiz).

La segunda cuestión es desde una perspectiva más sedimentológica y a partir de la aplica-ción del análisis de los sedimentos. En el es-tudio que efectuamos en los arenales y dunas actuales entre la playa de Puente Mayorga y la del Rocadillo, las más cercanas a Carteia, apenas encontramos diferencias significativas morfoscópicas, entre aquel tipo de aportes del río Guadarranque y los pertenecientes a sus playas y dunas. La acción y fuerza del oleaje apenas modelan los granos de cuarzo, y de cualquier forma, las playas y dunas em-brionarias son únicamente diferenciables cuando hay más de un 55-60% de sus cuarzos subredondeados-redondeados.

5.2. Resultados de los sondeos

Como se ha dicho, el objetivo principal ha sido el de localizar los bioindicadores vistos

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en Villa Victoria, principalmente algas calcá-reas de fondos de maerl, del tipo “rodófitas” (Figura 5).

5.2.1. Sondeo 1 (S-1)

El testigo fue obtenido a 0,95 m sobre el nivel del mar (a partir de ahora s.n.m.), inmediato a la margen izquierda del río Guadarranque –apenas a 5 m del mismo– en donde se ubica el antiguo Hostal Carteya y embarcadero que, hasta finales de los años 40, comunicaba am-bas orillas. Este punto, o sondeo 1 (S-1) se encuentra a unos 400 m de la actual desem-bocadura del río. De los 6 m de perforación se tomaron un total de 9 muestras relativas al mismo número de niveles observados. De este testigo poco hay que decir, salvo que en

su mayor parte está compuesto por dos relle-nos bien diferenciables. Por un lado y hasta los 1,10 m de profundidad, con sedimentos fluviales actuales y subactuales depositados por flujos de baja energía (“fangos” con textu-ras que oscilan entre el 54% y el 85% de limo-arcilla; UE. 102). Y por otro, hasta poner fin al testigo, descansa una potente acumulación de arenas procedentes de bancos arenosos y reconocibles por los moluscos que contiene, como por ejemplo, el género Ensis –popular-mente las llamadas “navajas”– que gusta de ambientes playeros o bancos de arena en es-tuarios, y que suelen situarse muy próximos a la superficie (UE. 102 a UE.109 salvo UE. 104). Este potente depósito sedimentario de are-nas se interrumpe por una fina y frágil capa de carbones y materia orgánica, entre 2,75 y 2,85 m de profundidad, quizás fruto de algún

Figura 5. Secuencia estratigráfica, acotada, de los testigos de los sondeos (Proyecto Carteia de la UAM, 2009, Arteaga, 2014).

Figure 5. Sequence stratigraphy from the findings of the survey (Proyecto Carteia, UAM, 2009, Arteaga, 2014).

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momento de estabilidad en situación emer-gida y que supondría un ensanchamiento del arenal (UE. 104). No se hallaron tsunamitas en ninguno de los estratos (Figura 5).

5.2.2. Sondeo 2 (S-2)

A 2,71 m s.n.m, siguiendo hacia el E a unos 170 m del sondeo 1 (S-1), y a 400 m de dis-tancia en relación a la playa actual, se situó el segundo testigo (S-2). En este caso, el relleno antrópico reciente tenía más de un metro y medio (UE 201), y muy posiblemente, deca-pitaba el nivel de llanura de inundación visto anteriormente (Figura 5). De lo que resta de este último, queda una acumulación de unos 30 cm de espesor aproximadamente. Por de-bajo de estos sedimentos fluviales, abundan intercalaciones de capas arenosas en 2,8 m (de UE. 202 a U.E. 211 a excepción de U.E.203 y U.E. 210), muy posiblemente depositados en ambientes de playa o bancos de arena en régimen de estuario, como así lo muestran los análisis (buenas clasificaciones según el índice de Trask y dominancia de cuarzos re-dondeados-subredondeados). Igualmente, es un sedimento rico en bioclastos de moluscos de los medios mesolitoral e infralitoral.

Pero este conjunto presenta varias singulari-dades que lo hacen de interés. En efecto, la primera de ellas, es que en él se han detec-tado evidencias muy semejantes de lo que in-terpretamos como tsunamita en Villa Victoria (Arteaga y González, 2004). En la UE 203, y a una cota de 0,31 m s.n.m., hallamos Phy-matolitón calcareus, rodófita típica de fondos de maerl, junto con otras especies del ám-bito litoral más próximo como Cerastoderma edule; además, y si lo ponemos en relación con niveles que se encuentran por encima y por debajo, acompañan a los bioclastos, can-tos y gravas de diversos tamaños y litologías, junto a una matriz arenosa poseedora de una textura más grosera y con peor clasificación (Trask: S0=1,57-1,8).

El segundo elemento a destacar, es que el testigo puede ser acreedor cuanto menos,

de otro evento de alta energía a unos 1,71 m bajo el nivel del mar actual (a partir de ahora b.n.m.). A la presencia de rodófitas en este nivel, hay que sumarle otras especies rocosas como la Dendropoma petraeum (UE. 209b, fi-gura 6). Sobre la cronología de esta unidad, pensamos, que sería anterior al momento romano que nos ocupa, ya que en su seno se ha encontrado un fragmento de ánfora púnica de tradición malagueña-mauritana y su emplazamiento se halla a más de 2 m por debajo del primer evento. Su estudio futuro esperamos que despeje estas dudas.

Finalmente, el testigo culmina con un nivel de paleomarisma y arenas propias de estuario, localizadas bien por debajo de los 2 m b.n.m (UE. 210 y 211).

Figura 6. Muestras de coralina del sondeo S-2 (Proyecto Carteia, UAM).

Figure 6. Coralline samples from survey S-3 (Proyecto Carteia, UAM, 2009).

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5.2.3. Sondeo 3 (S-3)

Se obtuvo a unos 176 m del sondeo 2 (S-2), en sentido ESE, y a unos 220 m de la actual orilla del mar. En los 6 metros de testigo se interpretaron 16 niveles que, consecuente-mente, fueron analizados (Figura 5). El techo estratigráfico se encontraba a 2,64 m s.n.m. con aportes antrópicos actuales-subactuales en 30 cm. Este sondeo es muy similar al S-2. Una vez más, se repite la secuencia de techo a muro: llanura de inundación (2,34-2,19 m s.n.m.; UE. 301), intercalaciones de arenas playa-estuario (las de mayor proporción, de 2,19 m s.n.m. hasta 2,01 m b.n.m.; UE. 302, UE. 303, y de UE. 305 a UE. 308), los sedi-mentos identificadores del tsunami (ahora a +1,44 m; en UE 304) y la paleomarisma, que es el depósito de mayor antigüedad (a 2,01 m b.n.m.; UE. 317). Sólo aparece como novedad, una posible acumulación de gé-nesis eólica a una cota por debajo de los 0 m).

Las evidencias del tsunami, implican gran can-tidad de bioclastos, gravas y arenas medias (hasta 0,37 mm) y las ya conocidas algas ro-dofitas. Como ocurriera en el sondeo 2, no se descartan otros eventos de alta energía en otras posiciones que se encuentran muy por debajo del nivel del mar actual.

5.2.4. Sondeo 4 (S-4)

El testigo se obtuvo al término de la ladera oriental del cerro natural de El Rocadillo, en la zona de conexión con la depresión cons-truida por el río Guadarranque y a extramu-ros del asentamiento de Carteia. Abarcaba entre los 4,35 m s.n.m. hasta algo más de 2 m b.n.m (Figura 5). En él se detectaron 11 niveles, no obstante, el primero de origen antrópico y muy potente (afectando los pri-meros 2 m del sondeo), es contenedor de un conjunto de cantos aplanados bien aposen-tados, como si de un posible pavimento se tratara y cubierto por suelo aparentemente removido. Esta estructura la asociamos al ya-cimiento romano.

A tenor de los resultados conseguidos en la sedimentología, la secuencia del perfil de este sondeo es la siguiente: una vez termi-nado el estrato alterado al que se hizo alusión anteriormente, destaca en 60 cm un nivel de arenas potencialmente dunares (UE. 401), con muy buena clasificación (S0=1,17 y curva acumulativa sigmoidal y casi verticalizada), aunque su naturaleza eólica no queda total-mente confirmada por la morfoscopía; por debajo, se repite el conjunto de estratos are-nosos playa-estuario bien clasificados, granos redondeados-subredondeados e importante presencia de fauna y bioclastos marinos. So-bresalen especies como Cerastoderma edule y, a la lupa binocular, espículas de equinoder-mos. Este nivel ocupa un segmento muy im-portante del testigo (con más de 3 m), alcan-zando los 1,65 m de profundidad bajo el nivel del mar actual. El anterior, limita finalmente con la última secuencia que se relaciona con la pretérita acumulación de marisma, tam-bién observada en los 2 sondeos anteriores.

Cabe destacar, la franja divisoria entre el nivel eólico y las arenas del conjunto playa-estua-rio. En verdad, se distingue un nivel con pe-queños fragmentos de rodofitas a una cota de 1,55 m s.n.m. y de un espesor próximo a los 20-30 cm (UE. 402). Se inserta a su vez en una matriz arenosa pero con cierto porcentaje de limo-arcilla (>15-20%) y con abundantes bio-clastos. Podríamos interpretarlos como los restos quizás alterados del evento, no sólo por la presencia del alga calcárea, sino por su posición y cota, muy similar a la encontrada tanto en Villa Victoria como en los sondeos 2 y 3, apenas diferenciable por unos pocos centímetros.

6. Conclusiones

A tenor de estos resultados cabe, cuanto me-nos, dibujar a la urbe de Carteia físicamente sobresaliendo en la bahía interna (Pérez, 2014) hoy desecada, de Algeciras, con sus murallas levantadas sobre un pequeño espo-lón geológico flanqueado por flechas areno-sas o spits, tanto a poniente como a levante.

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El estuario del río Guadarranque, mucho más abierto en su desembocadura que en la ac-tualidad, prolongaba la bahía hacia el interior en su cuerpo central, al igual que el río Pal-mones. Bancos de arena y marismas comple-tarían este paisaje junto a estos flujos que, confinados por el cierre de arenales, habrían ofrecido una protección –mayor si cabe– al antiguo puerto púnico y al posterior de época romana. En aquel contexto, el evento de alta energía que, pensamos, pudo producirse, tuvo que tener sensibles consecuencias en la paleogeografía descrita.

De los sondeos realizados podemos inter-pretar que las playas y las dunas previas a la irrupción del evento fueron, en parte, des-manteladas y rotas, lo que habría derivado en un nuevo escenario. Las antiguas marismas habrían quedado selladas por la arena depo-sitada, las dunas destruidas en algunos pun-tos y, muy posiblemente, los ríos Guadarran-que y Palmones debieron de cambiar parte de su trazado, sobre todo en lo que respecta a sus originales desembocaduras. Evidente-mente, en función del registro arqueológico documentado tras 20 años de continuada in-vestigación en Carteia, no se puede defender que este evento destruyera la urbe. De igual manera, los sondeos realizados intramuros no registran catástrofe alguna. Bien diferente pudo ser el espacio periurbano e, incluso, parte de su territorio; en este sentido el ejem-plo documentado en el vicus de Villa Victoria es bastante ilustrativo. Aunque no hay evi-dencias, es lógico pensar que, posiblemente, el área portuaria debió verse afectada pero, con la documentación conocida hasta la fe-cha, no se puede concretar en qué grado o el tiempo que conllevó su teórica recuperación; sea como fuere, por las fuentes históricas sa-bemos de la condición portuaria de Carteia siglos después.

En este sentido creemos significativo cómo durante la campaña de excavaciones de 2007 en la ladera sur del Cortijo del Rocadillo, en la base de la muralla púnica, se pudo documen-tar la existencia de un antemural adosado a la base del lienzo antiguo (Figura 7) cuya cons-

trucción creemos podría identificarse como la respuesta, en época imperial, de este tsunami (Blánquez, 2013). Dicho antemural, que debió funcionar como una “nueva zapata de cimen-tación” o, sencillamente, como contrafuerte, fue excavado en una longitud de 20 m. (sen-tido E-O), prácticamente a partir del torreón izquierdo que flanqueaba el acceso sur de la ciudad púnica hasta el límite del área de exca-vación abierto en esta zona en 2007.

Con un grosor medio cercano al metro, para el conjunto del contrafuerte, éste fue cons-truido al exterior mediante un murete hecho en mampuesto careado, trabado con tierra y cuatro hiladas de alzado visto. A partir del mismo y hasta tocar el original lienzo murario aparecía un pavimento cóncavo, realizado en

Figura 7. Refuerzo, de época romana, en la base de la muralla púnica (Proyecto Carteia, UAM, 2007).

Figure 7. Reinforcements, from the Roman period, at the base of the Phoenician wall (Proyecto Carteia,

UAM, 2007).

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hormigón hidráulico con modillón, de 87 cm de fondo. El sistema constructivo de la parte externa de esta fábrica, a base de piedras careadas hacia exterior y emplecton trabado con barro, es similar al empleado en la origi-nal construcción púnica de la muralla, lo que permite dudar si nos encontramos ante una obra de factura púnica o más tardía, como muestra de una evidente perduración de las técnicas constructivas. De hecho, este meca-nismo de perduración ha sido documentado en numerosas edificaciones republicanas de la urbe carteiense o, incluso, en el propio em-barcadero del vicus de Villa Victoria que, en su primera fase, como ya hemos comentado es de época julioclaudia. Sea como fuere, las ca-racterísticas formales del adosado pavimento hidráulico –a falta del análisis del mismo– y el derrumbe de tegulae documentado sobre él permite defender, al menos, una remodela-ción en época romana si no a toda la fábrica.

Por otra parte, si atendemos al comporta-miento actual de las olas y su funcionamiento en el marco espacial de la bahía, más la cota topográfica en la que se emplazan las eviden-cias del tsunami, podemos decir, que el ta-maño de la misma no fue superior a los 5 m s.n.m. En cuanto al origen, somos conscientes de que aún existen dudas razonables sobre el mismo: bien a consecuencia de un episodio sísmico, plausible por el marco tectónico en el que nos encontramos, ¿quizás en relación con lo sucedido en Baelo Claudia y visto por otros autores?, no lo podemos afirmar; bien por un colapso submarino; bien por alguna otra causa que todavía se nos escapa. Sea como fuere, en el estado actual de nuestras investigaciones, parece que se trató de un evento muy localizado y que abarcó un ám-bito relativamente reducido entre Tarifa y el Peñón de Gibraltar.

En definitiva, gracias a la campaña de son-deos geoarqueológicos acometidos entre el río Guadarranque y la ciudad púnico-romana de Carteia (San Roque, Cádiz) (Proyecto Car-teia. Fase II, autorizado por la Junta de An-dalucía) se confirma, al menos, un evento de “alta energía” durante el periodo romano de

la misma, en estrecha relación con la irrup-ción del tsunami constatado años atrás en su cercano vicus de Villa Victoria, en Puente-Ma-yorga y, por ello, fechado en la primera mitad del s. I d.C. En apoyo de esta tesis tenemos los siguientes argumentos:

a) Por un lado, por los restos de fauna bioclás-tica de fondos de maerl, también detectadas en Puente-Mayorga, en los sondeos S-2, S-3 y S-4 situados entre la margen izquierda del río Guadarranque y la urbe de Carteia.

b) Por otro, por el hecho de que el testigo del sondeo 3 (S-3), aparece bruscamente in-terrumpido por un contacto erosivo se en-cuentra un depósito caótico de cantos y otros materiales.

c) Por último, por la existencia de una zapata de refuerzo hallada en la base de la muralla púnica de Carteia (s. IV a.C.), realizada pro-bablemente en época imperial como posible respuesta al citado tsunami. Dicho lienzo de muralla se habría mantenido en uso con la ampliación del perímetro de la ciudad hacia el O y el N –en época augustea– cuando la urbe alcanzó una extensión de 25 hectáreas. Coherente con ello es el por qué de su cimen-tación dentro del propio sustrato geológico, así como el remate superior del citado con-trafuerte con una canalización en hormigón hidráulico.

Por lo hasta ahora documentado, todo apunta a que dicho evento energético modificó de forma considerable el entorno inmediato de la urbe carteiense y, en especial, la topografía por debajo de los 2-3 m s.n.m. Con el mismo grado de información, en ningún caso parece ser que la ola destruyera totalmente el asen-tamiento; desde luego poco o nada la urbe. Diferente debió ser con las estructuras periur-banas, más débiles y mucho más “abiertas” a la ola marina.

Quedan, pues, pendientes algunas cuestiones significativas por responder como, entre otras, el origen de la ola que esperamos poder resol-ver a la luz de la aplicación de nuevos análisis a

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los testigos y la recopilación de datos sísmicos o históricos en los que se encontraran indicios de algún tipo de actividad que provocara estos fenómenos. En ello estamos investigando y, en este sentido, pensamos que nueva documen-tación analítica, geotopográfica y la continua-ción del estudio de estos testigos (sondeos), así como de los restantes (S-5, S-6, S-7 y S-8) nos permitirán ampliar nuestro conocimiento así como consolidar hipótesis.

Agradecimientos

Este trabajo se encuadra dentro del Grupo de Investigación de la UAM Territorio, Ar-queología y Patrimonio en el Campo de Gi-braltar (HUM-F.076.UAM). Los trabajos de campo han sido subvencionados por la Junta de Andalucía, a través de la antigua Dirección General de Bienes Culturales de la actual Con-sejería de Educación, Cultura y Deporte, den-tro del Proyecto Carteia. Agradecemos a Juan Antonio González Martín (UAM), a Darío Ber-nal Casasola (UCA), así como a los miembros de los equipos de investigación del Proyecto Carteia y de las excavaciones en Villa Victoria por su colaboración en los trabajos de campo que han posibilitado este estudio.

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Zazo, C.; Silva, P.G.; Goy, J.L.; Hillaire-Marcel, C.; Ghaleb, B.; Lario, J.; González, A. (1999). Coas-tal uplift in continental collision plate boun-daries: data from the Last Interglacial marine terraces of the Gibraltar Strait area (south Spain). Tectonophysics, 301 (1), 95-109.

CUATERNARIO yGEOMORFOLOGÍA

SPANISH JOURNAL OF QUATERNARY & GEOMORPHOLOGY

Vol. 29, Nos. 1-2Junio/Juny 2015

ISSN: 0214-1744

ÍNDICE / INDEX

Prólogos GyG

Regüés, D.; Huerta, P. La Revista CyG se consolida e incorpora mejoras .................................................. 3

Artículos de Investigación / Research Papers

Rodríguez-Vidal, J.; Campos Carrasco, J.M.; Cáceres Puro, L.M. Eventos marinos y asentamientos coste-ros en el suroeste de Iberia ............................................................................................................... 5

Monge Soares, António M. Radiocarbon dating of marine shells from the Gulf of Cadiz: The marine radiocarbon reservoir effect, its variability during the Holocene and palaeoenvironmental inferences ................................................................................................................................................ 19

Silva, P.G.; Bardají, T.; Roquero, E.; Martínez-Graña, A.; Perucha, M.A.; Huerta, P.; Lario, J.; Giner-Robles, J.L.; Rodríguez-Pascua, M.A.; Pérez-López, R.; Cabero, A.; Goy, J.L.; Zazo, C. Seismic palaeogeogra-phy of coastal zones in the Iberian Peninsula: Understanding ancient and historic earthquakes in Spain. ................................................................................................................................................. 31

Gómez, F.; Arruda, A.M.; Rodríguez-Vidal, J.; Cáceres, L.M.; Ruiz, F. Eventos marinos de alta energía y cambios traumáticos en los asentamientos costeros del Suroeste de la Península Ibérica ............... 57

Campos, J.M.; Bermejo, J.; Rodríguez-Vidal, J. La ocupación del litoral onubense en época romana y su relación con eventos marinos de alta energía ................................................................................... 75

Alonso, C.; Gracia, F.J.; Rodríguez-Polo, S.; Martín Puertas, C. El registro de eventos energéticos marinos en la bahía de Cádiz durante épocas históricas ................................................................................. 95

Bernal, D.; Expósito, J.A.; Díaz, J.J.; Bustamante, M.; Lara, M.; Vargas, J.M.; Jiménez-Camino, R.; Calvo, M.; Luaces, M.; Pascual, M.A.; Blanco, E.; Hoyo, L.; Retamosa, J.A.; Durante, A.; Muñoz, N.; Bellido, A. Evidencias arqueológicas de desplomes paramentales traumáticos en las Termas Marí-timas de Baelo Claudia. Reflexiones arqueosismológicas ................................................................. 119

Arteaga, C.; Blánquez, J.; Roldán, L. Consideraciones paleogeográficas en la bahía de Algeciras. Acerca de un posible tsunami en la Carteia romana (San Roque, Cádiz) ...................................................... 137

UN PRODUCTO EDITORIAL SEG-AEQUAThis Journal is also supported by International Union for Quaternary Research (INQUA) and International Association of Geomorphologists

Publicación nº 95

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