Ibérica na região de Trás-os-Montes (NE Portugal) - Universidade ...

Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 11-99
ISSN: 0213-4497
Análisis microestructural de caolinitas y
génesis de caolines en el Macizo Ibérico
Microstructural analisys of kaolinites and
kaolin genesis in the Iberian Massif
A B S T R A C T
CLAUSELL BORJA, J. V. 1
Mineralogical, geochemical and XRD microstructural characterization for diff e r e n t
groups of argillized materials of the Iberian Massif have been performed; the variability
and correllation of these characteristics has been analyzed trhough statistical procedures
by considering hierarchic cluster analisys and geological attributes. One of the clusters
established within the studied materials is made up of material (kaolins) with kaolinite
as main component.
The profile parameter FWHM of the 001 reflexion, for kaolinites and illites (when the
mineral was abundant enough to obtain adecuate profiles in the oriented agregates) as
well as the microstructural parameters supplied by the Mudmaster program has been
s t u d i e d .
A more accurate microstructural study to compare the aparent cristallite size parameter
obtained with different methods (Voigt Function, Wa r r e n - Averbach and Mudmaster
program) has been developed for a set of selected samples.
The XRD aparent crystallite size data has been compared with those obtained through
FESEM (working at high magnification).
An interpretation of crystal growth mecanisms in studied kaolinites has been performed
through analysis of XRD microstructural data.
Key words: kaolinite, XRD, microstructural analisys, FESEM, Iberian Massif
(1) Dpto. de Geología. Universidad de Valencia. 46100 Burjasot (Valencia)

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1. INTRODUCCIÓN
Las características microestructurales
de los minerales de la arcilla y en particular
de la caolinita presentan especial interés
tecnológico. Así, en LIETARD (1977)
se analiza la influencia de características
texturales, microestructurales y cristaloquímicas
en diversas aplicaciones tecnológicas.
La aplicación de técnicas clásicas de
caracterización microestructural (tamaño
de cristalito o dominio de difracción coherente,
y deformación de red) a reflexiones
00l, correspondientes a los planos de
mayor significación morfológica, paralelamente
a los cuales se tiene una exfoliación
perfecta, en relación con la estructura
laminar en los filosilicatos, es relativamente
reciente para caolinita, y así AMIGÓ et
al. (1994), presentan la fundamentación
de la aplicabilidad del método en caolinitas
de lutitas del Cretácico Inferior
Terminal de Teruel y proponen la utilización
de los valores de 2ω (anchura a media
de altura, abreviada en inglés como
FWHM) como índice de cristalinidad (en
el sentido de tamaño de cristalito y deformaciones
de red). La utilidad general de
estos índices en comparación con otros, en
algunos ejemplos, ha sido objeto de consideración
en APARICIO & GALÁN
(1999).
Hay que significar que como consecuencia
del hábito cristalino de la caolinita,
con predominio de caras basales (001),
constituyendo la forma de mayor expresión
morfológica, correspondiente a la
dirección [001] que es la de menor velocidad
de crecimiento cristalino, las características
microestructurales para esta direc-
ción presentan un especial valor en el análisis
de la génesis de esta fase mineral, bien
sea utilizando los valores 2ω como índices
comparativos (AMIGÓ et al., 1994; BAS-
TIDA et al.,1994), bien extrayendo información
para analizar diferentes mecanismos
de crecimiento cristalino, o su evolución
(EBERL et al., 1998).
El presente trabajo se centra en el estudio
microestructural de caolinitas de formaciones
paleozoicas de Macizo Ibérico
que dan lugar a caolines (depósitos que
presentan una concentración relativamente
elevada de minerales del grupo de la
caolinita). En términos de la clasificación
existente de los caolines de España
(GALÁN & ESPINOSA, 1974; GALÁN
& MARTÍN VIVALDI, 1973-1975), los
materiales estudiados se incluyen en los
tipos: II-Asturias (caolines paleozoicos
sedimentarios con enriquecimiento secundario
por meteorización y en ocasiones por
acción hidrotermal); IV-Lage (caolines
alpinos de génesis hidrotermal in situ,
desarrollados en rocas ácidas Hercínicas y
Alpinas); VI-Burela (caolines del
Paleozoico Inferior formados por la meteorización
de vulcanitas ácidas ).
Los tipos de caolines obedecen a diferentes
criterios, a los que se otorga significación
genética. GALÁN et al. (1977),
reconocen la existencia de relación entre
cristalinidad, tamaño de partícula y condiciones
genéticas de caolinitas en algunos
caolines de España, con datos de microscopía
electrónica.
Dado que actualmente se han desarrollado
ampliamente los métodos de análisis
microestructural por DRX, como consecuencia
de notables innovaciones en los
sistemas de adquisición y tratamiento de

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 13
datos (BISH & POTS, 1989) y existe una
cierta fundamentación de la relación entre
características microestructurales según
DRX y mecanismos de cristalización
(EBERL et al., 1998) se plantea en el presente
trabajo el análisis de la influencia
que ejercen diferentes factores sobre las
características microestructurales DRX,
para valorar la posible aplicación del estudio
de estas últimas a la valoración de sus
procesos genéticos.
En el caso de caolines derivados de granitoides,
no siempre es evidente la diferencia
entre caolines generados por alteración
hidrotermal y caolines generados por
alteración meteórica; según GALÁN et al.
(1977), el ambiente genético sería el factor
más importante en la cristalinidad y tamaño
de partícula de la caolinita, favoreciendo
el origen hidrotermal (comparándolo
con el meteórico) la ordenación y crecimiento
de los cristales de caolinita. Sin
embargo, en caolines derivados de granitos
en el Macizo Ibérico, ello no se ha verificado
de un modo sistemático.
La finalidad del presente trabajo es la
caracterización microestructural de caolinitas
en diferentes tipos de caolines desarrollados
sobre formaciones paleozoicas y
el análisis de su relación con los mecanismos
genéticos, utilizando en ambos casos
procedimientos estadísticos, que permitan
una primera aproximación a escala del
macizo y de las formaciones afectadas,
como fase previa a la aplicación de métodos
microestructurales a casos concretos, a
escala de yacimientos.
El muestreo practicado ha sido, si no
exhaustivo, suficientemente amplio como
para permitir un análisis estadístico.
Desde el punto de vista genético, se ha
prestado especial atención a la diferenciación
entre dos procesos genéticos: alteración
hidrotermal y alteración meteórica.
Así, tomando como referencia la clasificación
de GALÁN & ESPINOSA (1974), el
estudio se dirige a caolines del grupo B
(hidrotermales) tipo IV (Lage) y grupo C
(meteóricos) de los tipos V (Parañós,
correspondiente a depósitos residuales
sobre rocas plutónicas y metamórficas ácidas)
y VI (Burela, correspondiente a depósitos
sobre rocas volcánicas ácidas del
Cámbrico, Ordovícico y Silúrico) en los
que dichos autores no excluían procesos
previos de autometamorfismo prácticamente
singenético. Adicionalmente se
consideran los tonsteins asturianos, es
decir Tipo II, subgrupo Pedroso, encuadrados
en la referida clasificación dentro
del grupo A (sedimentarios) por cuanto la
ulterior investigación geológica (ITGE,
1971a; ITGE1971b; ITGE, 1971c; ITGE,
1991; GARCÍA-RAMOS et al., 1984) ha
puesto de manifiesto que corresponden a
productos de alteración de materiales volcánicos
(bien fueran lavas o piroclastos).
Se hará referencia asimismo a otros
materiales encuadrados en el grupo A de
formaciones paleozoicas, tipo Sierra
Morena (caolinización por meteorización)
y tipo Córdoba, referido a depósitos localizados
en zonas de fractura y caracterizados
por la asociación caolinita-pirofilita-sericita,
ello con vistas a establecer o justificar el
tipo de alteración predominante en la caolinización
(hidrotermal o meteórica), y a
tal efecto se utilizan perfiles meteóricos
recientemente descritos (MOLINA et al.,
1990, 1991; VICENTE et al., 1991).
Para acometer la finalidad propuesta se
hace necesario cubrir dos objetivos meto-

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dológicos adicionales: a) comparar los diferentes
métodos de análisis microestructural
por DRX existentes; b) fundamentar la
validez de los resultados obtenidos
mediante otra técnica instrumental.
Para el caso de otros filosilicatos los
resultados obtenidos por DRX, relativos al
parámetro más relevante (tamaño de cristalito
o dominio de difracción coherente)
han sido validados mediante HRT E M
(ARKAI et al. 1996; NIETO &
SÁNCHEZ NAVAS, 1994; EBERL &
SRODON, 1988), en este trabajo se utiliza
a tal efecto la técnica de FESEM,
mediante un procedimiento especial de
preparación de muestras puesto a punto en
este trabajo.
2. ESTRUCTURA DE LA CAOLINI-
TA
2.1 Generalidades sobre el caolín y
la caolinita
Comúnmente se ha aceptado que el
nombre caolín proviene de una corrupción
del chino cauling que significa montaña
alta , el nombre de una colina cercana a la
población Jauchou Fu, donde el material
es explotado (DANA, 1892 ; DANA &
FORD, 1949). CHEN et al. (1997) revisan
esta etimología y defienden que el nombre
de caolín proviene del nombre de una
población llamada Kauling (pronunciada
gauling o gaoling) localizada en una
región montañosa a 45 km al noreste de la
ciudad Chingtehchien. El término caolín
parece haber sido introducido en Europa
por P. d´Entrecolles S.J., un misionero que
en 1712 mandó muestras de caolín a las
autoridades francesas (KUZVART, 1977;
LIU & BAI, 1982).
El término Caolinita fue empleado por
primera vez por JOHNSON & BLAKE
(1867) para "el mineral del caolín". ROSS
& KERR (1931) adoptaron el nombre de
caolinita en uso corriente.
La caolinita, Al 2 Si 2 O 5 (OH) 4 , es un aluminosilicato
laminar dioctaédrico (1:1).
Cada lámina está compuesta por dos capas:
una capa tetraédrica (T) formada por átomos
de silicio coordinados tetraédricamente
a átomos de oxígeno y otra capa
Octaédrica (O) consistente en átomos de
aluminio coordinados octaédricamente a
átomos de oxígeno y grupos hidroxilo. El
término dioctaédrico hace referencia a que
en la capa octaédrica sólo 2/3 de los huecos
están ocupados por aluminio, permaneciendo
vacante el 1/3 restante. En la caolinita
y los minerales de su grupo estas dos
capas se encuentran asociadas según el
motivo OT, formando así la unidad estructural
laminar (lámina 1:1). Las láminas a
su vez están unidas entre si mediante
puentes de hidrógeno. La lámina (1:1)
posee una distorsión triclínica, debido a la
relajación de los átomos alrededor de las
posiciones de aluminio vacantes. Como
veremos en el epígrafe siguiente la mayor
parte de los autores reconocen una celda
triclínica con un grupo espacial C1.
El grupo de los minerales de la caolinita
comprende básicamente la propia caolinita,
la halloisita, la dickita y la nacrita.
Los dos últimos son politipos de la caolinita,
mientras que la halloisita es una
especie hidratada que presenta entre las
láminas OT cantidades variables de agua
intercalada. La caolinita se forma como
producto de meteorización, por alteración

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 15
hidrotermal y como mineral sedimentario
autigénico. La halloisita es un mineral
típico de alteración meteórica e hidrotermal,
siendo muy raro en depósitos sedimentarios.
La dickita es un mineral hidrotermal
y ocasionalmente autigénico en
depósitos sedimentarios (REX, 1966). La
nacrita es un mineral raro que se presenta
exclusivamente como hidrotermal.
2.2. Estructura de la caolinita
El primer estudio en el que se sugiere,
en líneas generales, la estructura de la caolinita
se debe a PAULING (1930), posteriormente
ROSS & KERR (1931) mediante
observaciones de microscopía electrónica
y GRUNER (1932) con datos de
difracción de rayos X establecieron una
celda monoclínica. La naturaleza triclínica
de la caolinita fue reconocida por primera
vez por BRINDLEY & ROBINSON
(1946), quienes con mejores datos de
DRX (60 reflexiones hasta ≈100º 2θ)
dedujeron que la simetría de la celda de la
caolinita es triclínica con un probable
grupo espacial C1. DRITS & KASHAEV
(1960) mediante rayos X de monocristal
llevaron a cabo una determinación de la
estructura de la caolinita, pero su estudio
parece haber sido influido por la presencia
de maclas en el cristal (BAILEY, 1980).
ZVYAGIN (1960) utilizó unas 100 reflexiones
de difracción de electrones para
refinar la estructura según proyecciones de
densidades y distintos mapas en (100) y
(010). En la estructura determinada por
Zvyagin tetraedros adyacentes sufren una
rotación en direcciones opuestas de 11.4º .
NEWHAM(1961) y ZVYA G I N
(1962) estudiaron los politipos posibles de
la caolinita atendiendo a las posibles formas
de disponerse unas láminas de caolinita
sobre otras; así, Newham encontró 36
posibles variantes y Zvyagin 52 politipos
diferentes, si se tiene en cuenta un número
de láminas mayor de dos. Pese a la posibilidad
geométrica de estos 52 politipos,
en la naturaleza y en laboratorio por síntesis
sólo aparecen tres que se presentan en
las estructuras de caolinita( triclínica, c≈
7.25 Å), dickita(monoclínica, c≈14.7 Å) y
nacrita (monoclínica, c≈15.7Å. La caolinita
presenta una celda unidad con una sola
lámina, mientras que la dickita tiene dos y
la nacrita seis. La halloisita contiene cuatro
moléculas de agua entre dos láminas del
tipo de la caolinita. Se conoce también la
metahalloisita, con dos moléculas de agua
y la halloisita deshidratada.
SUITCH & YOUNG (1983) refinaron
la estructura de la caolinita de Keokuk
(Iowa) utilizando datos de difracción de
rayos X de polvo y de neutrones con el
método de Rietveld (RIETVELD, 1969) y
concluyeron que el grupo espacial de la
caolinita es el P1.
ADAMS (1983) efectuó un refinamiento
de la estructura de la caolinita de
St. Austell con el grupo espacial C1 utilizando
datos de difracción de polvo de neutrones.
Sus resultados para los átomos distintos
del hidrógeno fueron equivalentes a
los de ZVYAGIN (1960), aunque los de la
caolinita de St. Austell presentan difracción
bidimensional y están constituidas al
menos por dos tipos de caolinita (PLA-
ÇON et al., 1988). Adams situó todos los
átomos de hidrógeno y no encontró evidencias
en contra de una celda C centrada
al contrario que SUITCH & YOUNG
(1983). La conclusión de SUITCH &

16 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
YOUNG (1983) de que la caolinita tiene
una celda P en vez de C fue tomada con
reservas (p.e. THOMPSON &
WITHERS, 1987) así que YOUNG &
HEWAT (1988) revisaron la caolinita de
Keokuk utilizando datos de difracción de
polvo de neutrones y método de Rietveld,
refinaron la posición de todos los átomos
simultáneamente y concluyeron, de nuevo,
que los hidrógenos de los iones hidroxilos
interiores son significativamente incompatibles
con una simetría C centrada y que
la mayoría de los átomos distintos al
hidrógeno son consistentes con una celda
C.
BRINDLEY et al.(1986) concluyeron
que el modelo de SUITCH & YOUNG
(1983) es incompatible con el espectro de
infrarrojos observado, el cual muestra una
única y aguda vibración correspondiente a
los hidroxilos interiores. Basándose en el
modelo de Suitch y Young, Brindley et al.
sugirieron que la caolinita debería mostrar
dos bandas de vibración correspondientes
a los hidroxilos interiores o bien una única
banda ancha.
THOMSON & WITHERS (1987)
mostraron que las intensidades de difracción
de electrones calculadas utilizando la
estructura de SUITCH & YOUNG (1983)
para la caolinita no coinciden con las
intensidades observadas.
BISH & VON DREELE (1989) realizaron
un refinamiento de las posiciones de
los átomos distintos al hidrógeno de la
caolinita de Keokuk empleando datos de
difracción de polvo de rayos X y técnicas
de refinamiento de Rietveld, concluyendo
que los modelos de SUITCH & YOUNG
(1983) y YOUNG & HEWAT (1983)
representan una estructura con un falso
mínimo energético y empleando un modelo
de partida de distancia de mínimos cuadrados
obtuvieron un mejor refinamiento.
Así mismo, Bish y Von Dreele encontraron
que en la caolinita de Keokuk se puede
encontrar reflexiones débiles pertenecientes
a dickita y que estas se encuentran
también en los difractogramas obtenidos
por SUITCH & YOUNG (1983) y
YOUNG & HEWAT (1983), lo que les
habría llevado a un refinamiento inexacto
de la estructura de la caolinita. Otra objeción
de estos autores al modelo de
SUITCH & YOUNG (1983) y YOUNG
& HEWAT (1983) es que en difractogramas
calculados utilizando este modelo
aparecen varias reflexiones, débiles pero
presentes, que son incompatibles con una
celda C centrada y que por lo tanto h+k ≠
2n ( por ejemplo 010 a 9.96º 2θ con una
intensidad calculada de 0.5) pero que
nunca han sido observadas en ningún
difractograma de caolinita. Bish y Von
Dreele basándose en su estudio y en los de
autores previos concluyeron que la estructura
de la caolinita presenta "probablemente"
una red C.
NEDER et al. (1998) efectuaron un
refinamiento de la estructura de la caolinita
a partir de datos de Sincotrón con
monocristales de caolinita de Keokuk
(Iowa), encontrando los resultados consistentes
con el grupo espacial C1. En los
perfiles de difracción, Neder el al., encontraron
difracción difusa en líneas paralelas
a [001]* a través de las reflexiones hkl con
hk≠0, hecho atribuido por los autores a
defectos de apilamiento.
En el refinamiento ya comentado de la
estructura de la caolinita por BISH &
VON DREELE(1989), los autores obtie-

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 17
nen una estructura semejante a la de
ZVYAGIN (1960) pero con ciertas diferencias
en las distancias de los enlaces
entre los átomos, pero sobre todo en el
ángulo de rotación en sentido opuesto de
los tetraedros: 6.9º, inferior a los hallados
por ZVYAGIN (1960) o DRITS & KAS-
HAEV (1960) (11.3º, y 11.1º, respectivamente).
2.3. Orden y desorden en caolinitas
En BRINDLEY & BROWN (1980) se
detallan los diferentes tipos de desorden
que afectan a los minerales de la arcilla: 1)
Desorden térmico; 2) Desorden en la distribución
de los cationes; 3) Orden a corta
y larga distancia; 4) Desorden en sistemas
de láminas mezcladas; 5) Estructuras con
láminas no planas; 6) Estructuras desordenadas
mecánicamente; 7) Tamaño de cristalito
finito; 8) Desorden en el apilamiento
de las láminas; 9) Desplazamiento de las
láminas del tipo nb/3.
Existen varios estudios sobre el tratamiento
de los difractogramas de minerales
de la arcilla que presentan desorden de
apilamiento:
MITRA (1963) corrigió los picos de
efectos instrumentales por el método de
deconvolución de Stockes, encontrando
que: a)Todas las reflexiones 001 eran
anchas y asimétricas, con alta pendiente en
la zona del pico a ángulos bajos, disminuyendo
más suavemente en la zona de ángulos
mayores; b)Todas las reflexiones hk0
eran simétricas; relativamente anchas
cuando k≠3n y relativamente estrechas
cuando k=3n; c) Las demás reflexiones
presenta anchura y asimetría variables.
Características que derivarían de defec-
tos simultáneos debidos a tamaño de cristalito
y desorden separados mediante un
proceso de deconvolución tras calcular el
tamaño de cristalito por el método de
WARREN (1955). El procedimiento para
obtener los picos puros de difracción debida
únicamente a desorden, es equivalente
al de STOCKES (1948). Estos picos se
analizan posteriormente por el método de
WILSON (1949) para obtener la probabilidad
de un desplazamiento de las láminas
de ±b/3.
En el referido trabajo se plantea el problema
de que las reflexiones 001, en principio
no deben ser afectadas por los desplazamientos
de las láminas paralelos al
plano xy y por lo tanto su ensanchamiento
debe corresponder únicamente al tamaño
de cristalito y sin embargo, en algunos
casos, la representación de β (anchura integral
del pico) frente a sec(θ) no es lineal,
de lo que Mitra deduce que también los
desplazamientos afectan al espaciado
d(001).
El estudio supuso un gran avance en la
estimación cuantitativa de los defectos en
las caolinitas, pero presenta el inconveniente
de que sólo se puede aplicar en los
casos en los que la cristalinidad es elevada,
ya que cuanto mayor es el número de
defectos las reflexiones con k≠3n tienden a
hacerse más débiles e incluso a desaparecer,
con la consecuente aparición de las
bandas hk de reflexiones bidimensionales.
NOBLE (1971) partió de que los desplazamientos
nb/3 subdividen el cristal en
dominios menores para las reflexiones con
k≠3n, pero no afectan a aquellas con
k=3n. Tampoco deben afectar a las reflexiones
001, excepto cuando el desorden
provoque un cambio en el espaciado d 001 ,

18 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
aunque sea mínimo. Noble se limitó al
estudio de los picos 001 y 111 que degeneran
en bandas del tipo hk (20,11) cuando
el desorden va en aumento. Calculó
difractogramas teóricos para diversos
modelos teniendo en cuenta diferentes
proporciones de desorden, traducidas en
distribuciones de tamaño de dominio de
difracción y teniendo en cuanta la difracción
bidimensional que se produce.
PLANÇON & TOUCHBAR (1975,
1976, 1977a, 1977b) y PLANÇON
(1981) analizaron muestras con varios
tipos y proporciones de desorden de apilamiento
y tamaño de cristalito, considerando
el efecto del desorden en la representación
de la red recíproca para una estructura
laminar. Tal red recíproca es una distribución
de puntos que pueden hacerse
difusos en mayor o menor medida dependiendo
del tamaño y la forma del cristal.
Cuando las láminas se desplazan al azar,
aparece una diferencia de fase entre la
radiación difractada por las distintas láminas
que provoca el que los puntos de la red
recíproca aparezcan difusos según líneas
paralelas a los planos de las láminas.
Naturalmente entre los dos casos extremos
de perfección cristalina por un lado, que
implica puntos netos en la red recíproca y
desorden máximo por otro, en el que los
puntos se ensanchan hasta llegar a fundirse
en una línea, se sitúa toda una serie de
casos intermedios que Plançon y Tchoubar
definen como "líneas continuas moduladas
de la red recíproca".
De los trabajos de Plançon y Tchoubar
se reducen importantes conclusiones relativas
al origen de los defectos: a) Las reflexiones
h, 3n, l, son bandas de difracción
más o menos moduladas por la existencia
de desplazamientos al azar de las láminas
en el plano xy asociadas a modificaciones
en el espaciado basal (existencia de "pliegues").
b)Los defectos principales a tener
en cuenta son los desplazamientos de las
vacantes Al en los huecos octaédricos de
una lámina a otra o bien de un dominio a
otro dentro de la misma lámina, apareciendo
los desplazamientos ±b/3 como un
defecto de segundo orden.
Otras aportaciones importantes sobre
defectos en caolinita se recogen en BOO-
KIN et al. (1989) y a PLANÇON et al.
(1989), en este último trabajo se describen
los principales defectos presentes en caolinita,
a saber: a) El más importante es el
debido a la existencia de una traslación
entre láminas adyacentes que no es la normal
⎺t 1 (aproximadamente –a/3) sino que
es una relacionada a ésta por un pseudoplano
de reflexión coincidente con la diagonal
más larga de la celda unidad. Esta
traslación⎺t 1 es aproximadamente ⎺t 1 +
b/3; b)La formación de láminas con las
posiciones octaédrica C vacantes, que pueden
dar lugar a defectos, ya que la pequeña
diferencia entre γ y 90º puede provocar
la existencia de láminas tipo dickita dentro
de la estructura de la caolinita; c)El apilamiento
estable de una lámina de caolinita
sobre otra se caracteriza por un mínimo de
potencial energético relativamente ancho.
Pequeños desplazamientos de una lámina
con respecto a otra resultan en cambios
despreciables en las distancias de los puentes
de hidrógeno interlaminares.
Otra hipótesis sobre la que trabajaron
PLANÇON et al. (1989) para explicar los
difractogramas de caolinita es la existencia
de múltiples fases de la misma, unas más
ordenadas que otras, de manera que la

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 19
mezcla de estas es la responsable del diferente
grado de "desorden" que se refleja en
los difractogramas. KELLER & HAENNI
(1978) ya habían estudiado mediante
microscopía electrónica, mezclas de laboratorio
de dos tipos extremos de la serie
orden-desorden, tal como reflejan sus
difractogramas, como son caolinita bien
ordenada y halloisita, presentan registros
difractométricos intermedios entre ambos,
pudiendo muy bien confundirse con el
efecto mismo de orden-desorden.
Profundizando más en esta idea, De
LUCA & SLAUGHTER (1985), proponen
la existencia de múltiples fases de caolinita
para explicar las deformaciones que
sufren los difractogramas, aunque sin descartar
el efecto que puede suponer la existencia
de desplazamientos del tipo ±b/3 al
azar en el apilamiento. Estos autores estudian
los picos 001 y 002 (son los primeros
que lo hacen de un modo exhaustivo), los
cuales presentan una cierta asimetría en
caolinitas desordenadas. El método empleado
es un proceso de deconvolución
mediante el programa ISTRIP (SLAUGH-
TER, 1981) que descompone el pico en
una suma de curvas de Lorentz. Los autores
dan una existencia real a los picos obtenidos
matemáticamente, de manera que,
según proponen, corresponden a tres variedades
de caolinita, cada una de ellas asociada
a un grado de cristalinidad de la
muestra total. En muestras muy cristalinas
predomina la fase que corresponde a
d 001 =7.12 Å, a caolinita moderadamente
bien ordenada se asocia la fase con
d 001 =7.14 Å y por último la fase con
d 001 =7.20 Å aparece ligada a la fase caolinita
pobremente ordenada.
3. MARCO GEOLÓGICO DE LOS
CAOLINES ESTUDIADOS
3.1. Clasificación de los caolines
españoles
GALÁN & ESPINOSA (1974) realizan
una clasificación de los caolines españoles
basada en su ambiente genético, pudiendo
ser éste sedimentario si ha sufrido algún
transporte después de su formación o residual
si se ha formado in situ, bien por
meteorización o por acción hidrotermal.
Así, distinguen tres grupos de yacimientos:
Grupo A.- Depósitos de ambiente
sedimentario; Grupo B.- Depósitos de
ambiente hidrotermal; Grupo C.-
Depósitos de ambiente meteórico.
En función de la edad, bien sea de los
sedimentos, de la caolinización o de la roca
madre y teniendo en cuenta además la
naturaleza de esta última, dichos autores
distinguen distintos Tipos dentro de cada
grupo. A su vez, para alguno de ellos, establecen
Subtipos en relación con la facies
sedimentaria, la clase de roca ígnea y el
proceso genético secundario sobreimpuesto
al principal, entre otras características.
En el grupo A (sedimentarios) se
incluyen 3 tipos:
Tipo Cordillera Ibérica, constituido por
depósitos arenosos cretácicos de carácter
continental, bien pertenecientes a la facies
Wealdense (subtipo Wealdense) o a la
facies Utrillas (subtipo Utrillas). La caolinización
tendría lugar en el área fuente
sobre rocas ácidas Hercínicas o
Prehercínicas, siendo posteriormente
transportado el caolín a la cuenca sedi-

20 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
mentaria, donde continuaría el proceso de
caolinización.
Tipo Asturias, al que se asignan depósitos
situados en pizarras paleozoicas, ya en
forma de niveles bien definidos, ya como
extensas formaciones enriquecidas en caolinita
por meteorización y a veces localmente
por acción hidrotermal.
El subtipo Sierra del Pedroso consiste en
estratos de unos 70 cm de potencia y con
una gran continuidad lateral (varios km.)
interestratificados en cuarcitas (cuarcita
Armoricana).
Los autores interpretan el origen de
este caolín como sedimentario en medio
marino de escasa profundidad. Sin embargo,
un trabajo posterior (GARCÍA-
RAMOS et al. 1984) aporta criterios que
indican un origen alternativo por caolinización
diagenética in situ de una toba de
cenizas volcánicas de transporte eólico (ash
fall tuff).
El subtipo Sierra Morena agrupa las formaciones
pizarrosas paleozoicas
(Ordovícicas, Silúricas o Devónicas) caolinizadas
por meteorización.
El subtipo Córdoba es una variación del
anterior, presentándose en zonas fracturadas
afectadas por fluidos hidrotermales.
Tipo Pontevedra, depósitos sedimentarios
que han sufrido un corto transporte y
cuyos materiales proceden de los cercanos
macizos graníticos y gneísicos Hercínicos
y Prehercínicos, alterados por meteorización
e hidrotermalismo.
Se distingue del Tipo I, con el que presenta
parecido genético, por tratarse de
materiales Neógenos y Cuaternarios con
muy poca madurez y por no presentar una
bien definida secuencia rítmica de alternancia
de niveles arenosos y limosos.
En el grupo B (hidrotermales) se reconoce
un tipo único (Tipo IV, Lage) en el que
se integran depósitos formados in situ por
alteración hidrotermal de rocas hercínicas
y prehercínicas, a la cual puede haberse
superpuesto una alteración meteórica más
o menos intensa. Las rocas afectadas son
granitos, gneises, pegmatitas, pórfidos y
en general rocas ácidas ígneas y metamórficas.
Los autores distinguen tres subtipos: el
subtipo La Coruña, donde la roca madre es
granítica o gneísica; el subtipo Toledo, de
roca madre pegmatítica o porfídica altamente
milonitizada. El subtipo Segovia se
trata de un tipo intermedio entre el Tipo
IV y el Tipo V (meteórico). Presentando
también una mineralogía intermedia entre
ambos tipos.
En el grupo C (meteóricos) se incluyen
dos tipos:
Tipo V (Parañós), agrupa caolines originados
meteóricamente sobre rocas plutónicas
y metamórficas ácidas y que se
encuentran in situ. El espesor de la caolinización
no suele exceder los 8m.
Tipo VI (Burela), Comprende los depósitos
desarrollados fundamentalmente por
meteorización sobre rocas volcánicas ácidas,
actualmente in situ, y con una probable
caolinización previa por autometamorfismo
a baja temperatura. La edad de estas
manifestaciones es normalmente
Paleozoico inferior (Cámbrico,
Ordovícico, Silúrico).
Es conveniente señalar que cuando la
formación caolinizada no se halla protegida
por una cobertera de formaciones sobreyacentes
se tiende en la clasificación a atribuir
parte del proceso de caolinización a
procesos de alteración meteórica actuales o

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 21
subactuales. En el caso de la formación de
caolín por alteración meteórica, las condiciones
más favorables se dan en perfiles de
alteración sobre superficies de erosión
antiguas en los que la caolinita es un producto
de neoformación (WILSON, 1999).
DIXON (1989) en un artículo de recopilación,
muestra que la neoformación de
caolinita requiere unas condiciones ácidas
con una moderada actividad de K 2 O y
pequeñas cuantías de cationes básicos. En
comparación con su frecuente presencia en
paleosuperficies, WILSON (1999) señala
que la caolinita es muy escasa en suelos
recientes, registrándose su presencia en
suelos de más de 10.000 años relacionados
con superficies de erosión, este autor indica
asimismo que en comparación con la
caolinita presente en formaciones geológicas,
las caolinitas edáficas suelen mostrar
menor tamaño de partícula, y presencia de
Fe y mayor desorden en la estructura,
pudiendo presentar interestratificación
con esmectitas. Señala asímismo dicho
autor la frecuente presencia de halloisita
en suelos derivados de rocas volcánicas así
como en suelos tropicales y en materiales
de alteración preglaciar, y que además de
por neoformación, la caolinita edáfica
puede formarse por transformación de
halloisita, hecho del que existen observaciones
y experimentación (LA IGLESIA &
GALÁN, 1975).
Adoptando este punto de vista relativo
a la frecuencia de caolinitas en suelos, es
conveniente resaltar que no es tan grande
el número de posibles episodios de alteración
in situ que han podido originar depósitos
de caolín en el macizo.
De acuerdo con MARTÍN SERRANO
(1994) se pueden reconocer 6 grandes
superficies de erosión a escala del macizo:
pre-triásica, pre-wealdense, pre-albense,
pre-terciaria y finiterciaria. Si añadimos a
estas superficies, las posibles paleosuperficies
hercínicas correspondientes a discordancias
a las que se superponen facies continentales
(la de techo del Precámbrico por
debajo del Grupo Cándana en la Zona
Asturoccidental-Leonesa, la de la base del
Westfaliense, la de la base del Estefaniense
y la del techo del Pérmico) TRITLLA &
SOLÉ (1999) y admitiendo que a menor
escala existan discordancias, sobre las cuales
en unas condiciones climáticas y tectónicas
adecuadas se hallan podido producir
superficies de alteración con formación de
caolinita edáfica, ello no supone un número
de eventos sensiblemente superior al de
eventos de alteración hidrotermal que han
tenido lugar en diferentes áreas del macizo,
tal como puede deducirse de la gran
cantidad de eventos térmicos registrados
en el macizo (manifestaciones magmáticas,
plutónicas, volcánicas, metamórficas y
mineralizaciones asociadas).
3.2. Zonas del Macizo Ibérico
El Macizo Ibérico o Hespérico constituye
la mayor parte de la mitad occidental
de la península Ibérica. Forma parte del
Orógeno Hercínico, junto con los materiales
paleozoicos y precámbricos de la
Cordillera Ibérica, Cadenas Costero
Catalanas, Pirineo Axial y Zonas Internas
de las Cordilleras Béticas. Por el
N, O y SO este macizo queda limitado por
el margen Cantábrico, el marg e n
Atlántico y el golfo de Cádiz. Al E desaparece
bajo los sedimentos Mesozoicos y
Terciarios de la Cordillera Ibérica y de las

22 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
cuencas Terciarias, y al NE y S está limitado
por el Pirineo y Cordilleras Béticas.
El Macizo Ibérico constituye el afloramiento
de mayor extensión de la Cadena
Hercínica (o Varisca), que se prolongaría
por el Macizo Armoricano, el Macizo
Central Francés y por una serie de macizos
de Europa Central, entre los que destaca
por su extensión el Macizo de Bohemia,
hasta enlazar con los Urales. El orógeno
hercínico, con una longitud mayor de
3000 km y una anchura comprendida
entre 700 y 900 km, se caracteriza por la
existencia de un gran arco en la parte occidental
(Arco Ibero-Armoricano o Arco
Astúrico) y un trazado sinuoso en la parte
central y oriental. El límite norte del orógeno
hercínico europeo está relativamente
bien definido a lo largo del denominado
frente varisco, que se extiende desde el sur
de Irlanda hasta Polonia. Se trata de una
zona caracterizada por la presencia de
cabalgamientos dirigidos hacia el norte,
los cuales superponen rocas de edad cámbrica
a carbonífera sobre materiales más
jovenes y menos deformados. Por el contrario
el límite sur está peor definido, ya
que en la zona mediterránea este límite ha
sido fuertemente modificado por la deformación
alpina y la formación del mar
mediterráneo.
La mayor parte de los materiales metamórficos
(de edad Proterozoico superior –
Paleozoico Inferior) así como las rocas graníticas,
afloran en una banda central que
supondría las zonas internas del orógeno,
mientras que a ambos lados de esta banda
afloran materiales poco o nada metamorfizados
(de edad Devónico – Carbonífero)
que corresponderían a las zonas más exter-
nas, donde la deformación sólo afectó a
niveles superficiales.
El Macizo Ibérico ha sido dividido en
varias zonas que presentan características
paleogeográficas y estructurales diferentes.
La primera división en zonas se debe ha
LOTZE(1945) que posteriormente es
modificada por JULIVERT et al. (1972),
los cuales distinguen cinco zonas: Zona
Cantábrica, Zona Asturoccidental-
Leonesa, Zona Centroibérica, Zona de
Ossa-Morena, Zona Surportuguesa.
Posteriormente, FARIAS et al. (1987)
agrupan una serie de materiales incluidos
por JULIVERT et al. (1972) en la la zona
Centroibérica, definiendo una nueva zona
llamada Zona de Galicia-Tras os Montes;
esta zona estaría constituida por una gran
lámina alóctona superpuesta sobre la Zona
Centroibérica (FARIAS, 1992).
En este trabajo se ha adoptado la división
de JULIVERT et al. (1972). Las estaciones
muestreadas en el presente estudio
se sitúan en las zonas Cantábrica,
Asturoccidental-Leonesa y Centroibérica.
Estas tres zonas constituyen la rama norte
del macizo, presentando en conjunto todas
las características de un orógeno. En esta
rama norte pueden distinguirse unas zonas
externas y unas zonas internas. Las primeras
están constituidas por la Zona
Cantábrica, en la cual la deformación se ha
dado en niveles superficiales de la corteza
y se ha originado principalmente por traslaciones
de grandes masas de roca a lo
largo de importantes cabalgamientos, con
la ausencia casi total de metamorfismo y
magmatismo. Las zonas internas están
constituidas por las Zonas
Asturoccidental-leonesa y Centroibérica;
en estas, la deformación de las rocas se da

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 23
en niveles más profundos de la corteza, con
lo que los materiales presentan metamorfismo
y el magmatismo tiene un desarrollo
importante.
Seguidamente se indican las características
más destacables de estas tres zonas.
La Zona Cantábrica presenta una
sucesión paleozoica relativamente completa,
estando representados en ella todos los
sistemas; localmente pueden presentarse
lagunas importantes. Esta sucesión está
constituida por una alternancia de formaciones
carbonatadas y siliciclásticas; siendo
estas últimas predominantes en el
Paleozoico Inferior y en el Carbonífero
sinorogénico. Las rocas estefanienses son
en su mayoría posteriores a la orogénia,
por lo cual se sitúa discordantes sobre el
resto de la sucesión paleozoica. La estructura
de la Zona Cantábrica está constituida
por varias unidades cabalgantes y pliegues.
La Zona Cantábrica se divide en varias
regiones de características geológicas distintas,
y que a grandes rasgos se envuelven
concéntricamente. Estas regiones según
J U L I V E RT (1967) son: Región de
Pliegues y Mantos, Cuenca carbonífera
Central, Región de Mantos (o Región del
Manto de Ponga), Picos de Europa y
región del Pisuerga-Carrión. La Región de
Pliegues y Mantos, puede ser subdividida
en unidades geológicas separadas entre sí
por importantes cabalgamientos; estas
son: la Unidad de Somiedo-Correcilla, la
Unidad de La Sobia-Bodón y la Unidad
del Aramo.
La Zona Asturoccidental-leonesa se
caracteriza desde el punto de vista estratigráfico
por presentar un Paleozoico
Inferior muy potente, de naturaleza prin-
cipalmente siliciclástica. La estructura de
la Zona Asturoccidental-leonesa se caracteriza
por la presencia de abundantes pliegues,
que llegan a ser acostados y de gran
amplitud en algunas áreas. La deformación
interna de las rocas da lugar al desarrollo
generalizado de foliaciones tectónicas. Se
pueden distinguir varios episodios en el
desarrollo de la estructura de esta zona. El
metamorfismo está presente en toda la
zona con diferentes grados de desarrollo.
Las manifestaciones magmáticas alcanzan
importancia en algunas áreas con afloramientos
de granitoides con extensiones
importantes.
Esta Zona se encuentra dividida MAR-
COS (1973) en tres grandes unidades o
dominios: el Dominio del Navia y Alto
Sil, al este, el Dominio del Manto de
Mondoñedo, y el Dominio del Caurel-
Truchas. El limite entre la Zona
Cantábrica y la Zona Asturoccidental-leonesa
se sitúa en el Antiforme del Narcea,
que está constituido por una franja de
rocas precámbricas.
La Zona Centroibérica se caracteriza
desde el punto de vista estratigráfico por
presentar un gran desarrollo de los materiales
preordovícicos, cuyos afloramientos
constituyen la mayor parte de la Zona
Centroibérica; en ellos están representados
tanto el Cámbrico como el Precámbrico.
Estos materiales se agrupan en su mayor
parte bajo el nombre de complejo
Esquisto-Grauváquico, junto a ellos afloran
rocas ígneas prehercínicas y una serie
de gneises conocidos como Ollo de Sapo.
El Ordovícico y Silúrico presentan en esta
zona unas características bastante uniformes
y unos espesores moderados, siendo su
carácter detrítico. Los materiales postsilú-

24 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
ricos están en general bastante mal representados.
El Devónico se encuentra generalmente
conservado sólo en determinados
núcleos sinclinales. Los materiales postectónicos
están también mal representados,
localizándose en España en la zona de
Puertollano.
En esta zona se presentan materiales
afectados por metamorfismo variable que
llega a grado alto. El magmatismo tiene
un gran desarrollo, principalmente en el
área N.O. de la península, con gran desarrollo
de granitoides. Se reconocen también
materiales volcánicos silúricos en la
parte meridional de esta zona, en el área de
Almadén. El límite meridional se localiza
tradicionalmente en el Batolito de los
Pedroches, si bien otros autores los sitúan
en la zona de cizalla Badajoz-Córdoba; el
límite septentrional Julivert et al. lo sitúan
en el núcleo del Antiforme del "Ollo de
Sapo", autores más recientes (MARTINEZ
CATALÁN, 1981) lo sitúan en la falla de
Vivero. En esta zona se distinguen dos
dominios tectónicos considerando la geometría
de las estructuras megascópicas,
siendo estos: Dominio de los Pliegues
acostados y Dominio de los Pliegues verticales.
Al considerar metamorfismo y plutonismo
se alude a las relaciones con las fases
de deformación, siendo muy patentes tres
fases de deformación en las zonas de alto
grado, si bien en las zonas de bajo grado la
segunda esquistosidad (S2) es poco manifiesta
o inexistente, por lo que la correlación
con aquellas es difícil, y más difícil en
las zonas externas. Las tres esquistosidades
correspondientes no tienen por qué tener
en todas las zonas la misma edad aunque sí
tengan en todos los casos igual significa-
ción tectónica (GIL IBARGUCHI et al.
1983).
Con anterioridad a la primera fase de
deformación se emplazaron una serie de
materiales de naturaleza granítica que han
dado edades escalonadas entre el
Paleozoico Inferior y Medio, sin superar
nunca 600 M.A., rocas que se encuentran
actualmente como ortogneises afectados
por las fases hercínicas de deformación,
existiendo además rocas básicas y ultrabásicas
del Paleozoico Inferior.
En cuanto a estructura del Macizo
Ibérico dentro del conjunto de la
Cordillera Hercínica, se pueden distinguir
dos ramas asimétricas en anchura y características:
la rama N comprendiendo la
Zona Cantábrica, Zona Asturoccidental-
Leonense y la parte adyacente de la Zona
Centroibérica (Galicia-Guadarrama) y la
rama S comprendiendo la Zona
Surportuguesa y la parte S de la Zona de
Ossa Morena (hasta el eje Portalegre-
Badajoz-Córdoba), existiendo entre ambas
una zona de vergencias indefinidas, que
pudiera incluirse en la rama N, habiéndose
iniciado la deformación con anterioridad
(JULIVERT & MARTINEZ, 1983).
En el trabajo que se acaba de citar, se significaba
el carácter plurifacial del metamorfismo,
ya puesto de manifiesto en
diversos trabajos, y la abundancia en el
orógeno hercínico de granitoides, formando
dos series, una calcoalcalina (granitoides
I) y otra de tendencia alcalina (granitoides
S) ligados al metamorfismo regional.
A escala de conjunto de cordillera se
resalta la presencia de segmentos entre
zonas estables, indicativa de colisión continental
y se analiza diferentes interpretaciones
relativas a la naturaleza y evolución

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 25
de la corteza continental, y el sentido de la
subducción de la corteza oceánica en la
cordillera hercínica.
En GIL IBARGUCHI (1983) se efectúa
y discute una recopilación de datos
radiométricos de rocas prehercínicas y hercínicas,
distinguiendo, de acuerdo con
CORRETGE (1983), entre las rocas ígneas
hercínicas: a) rocas de tendencia alcalina
y alumínicas sin y postectónicas (leucogranítos
de dos micas y granodioritas anatécticas
o granitoides tipo S sensu WHITE &
CHAPPELL, 1977) b) rocas de la serie calcoalcalina
sin y postectónicas (monzogranitos,
granosienitas, tonalitas o granitoides
tipo I de WHITE & CHAPPELL,
1977) c) granitoides ricos en Al y K con
tendencia calcoalcalina o de tipo mixto
(granitos y granodioritas de afinidad shoshoníticas).
3.3. Estaciones de Muestreo
En la tabla 3.1 se recogen las carácte-
rísticas geológicas y localización de las
estaciones de muestreo que han sido objeto
de estudio, cuya ubicación se recoge en
la figura 3.1. En los anexos se presentan
los mapas de detalle de cada estación.
4. METODOLOGÍA
4.1. Muestreo
Como fuentes de documentación preliminar
para localización de indicios y yacimientos
se utilizaron los trabajos de
GALÁN & ESPINOSA (1974), GALÁN
& MARTÍN VIVALDI (1973-1975),
Inventario Nacional de Caolines (1984),
Mapa Metalogenético de España
(1/200.000), Mapas de Rocas Industriales
de España (1/200.000), Mapa Minero-
Metalogenético de Galicia (1/400.000),
Directorio de la minería española (1990)
Las estaciones muestreadas se han recogido
en la tabla 3.1.
Figura 3.1. Mapa de situación de las estaciones de muestreo. (Z.C.= Zona Centroibérica; Z.A.O.L.=
Zona Asturoccidental-Leonessa; Z.C.I.= Zona Centroibérica; Z.O.M= Zona de Ossa-Morena;
Z.S.P.= Zona Surportuguesa). El significado de los números se indica en la tabla 3.1.

26 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
4.2. Preparación de muestras
Con carácter general, las muestras fueron
secadas previamente en una estufasecadero
de aire forzado a 40ºC durante 48
horas. Posteriormente se procedió a su disgregación
mediante fragmentación con
una quebrantadora de mandíbulas (modelo
Fritsch Pulverisette 1) y molienda con
un molino de discos de carburo de wolframio
(modelo Fritsch Pulverisette 9), con el
objetivo de obtener muestras de polvo
para el estudio de difracción de rayos X,
microscopía electrónica y análisis geoquímicos.
Una alícuota de cada muestra fue
destinada a obtener la fracción arcilla por
decantación en suspensión acuosa.
4.3. Difracción de rayos X
Se ha practicado análisis mineralógico
por difracción de rayos X obteniéndose
registros de polvo desorientado de muestra
total y de agregados orientados de la fracción
arcilla.
Otra alícuota de cada muestra obtenida
en la molienda se utilizó para preparar las
muestras de polvo desorientado de muestra
total, siguiendo el procedimiento descrito
por NISKANEN (1964). Con una
alícuota de fracción arcilla se preparan los
agregados orientados por sedimentación
de una suspensión de fracción arcilla sobre
un porta de vidrio
Con carácter general se prepararon tres
agregados orientados: sin tratar, agregado
calentado durante 2 h. a 550ºC y agregado
tratado con etilénglicol por contacto
durante 12h.
Los registros difractométricos han sido
obtenidos en los equipos Siemens D500 y
Bruker D5005 del SCSIE de la
Universidad de Valencia, en ambos casos
utilizando radiación Cu Kα y filtro de Ni.
En el equipo Siemens D500 se trabajó a 40
K v, 20 mA, y con ventanas de
1º,1º,1º,0.15º y 0.15º; en el equipo Bruker
D5005 se trabajó a 40 Kv, 30 mA, y con
ventanas Divergence slit de 1º, Antiscattering
slit de 1º y Detector slit out . Las condiciones
de paso angular y tiempos de conteo han
sido ajustados según el estudio al que se
destinaron los difractogramas. En la tabla
4.1. se recogen las diferentes condiciones
de trabajo en las que se han obtenido los
registros y en que estudio se han aplicado.
La adquisición de datos se han efectuado
en el equipo Siemens D500 con el sistema
informático DIFFRAC-AT y en el
equipo Bruker D5005 con el sistema
informático DIFFRAC-PLUS, que permiten
gestionar el manejo del difractómetro
así como los datos obtenidos en las medidas
de DRX.
Tratamiento de datos de DRX
Identificación y estimación semicuantitativa
Para la identificación mineralógica en
las muestras estudiadas en el presente trabajo
se han empleado los programas EVA
& MAINT pertenecientes al sistema DIF-
FRAC-AT y el programa EVA-PLUS perteneciente
al sistema DIFFRAC-PLUS.
La identificación de los minerales se
llevo a cabo con los difractogramas de
polvo desorientado de muestra total
empleando el cuarzo como patrón interno.
La identificación de la asociación mineral

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 27

28 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Tabla 4.1. Condiciones de trabajo según el estudio al que están destinados los distintos registros
difractométricos. (P.D.= Polvo desorientado; A.O.N.= Agregado orientado normal; A.O.Q.=
Agregado orientado calentado; A.O.E.= Agregado orientado tratado con etilénglicol; M.T.=Muestra
total; F1 = Fracción arcilla).
de filosilicatos de la arcilla se completó
con los agregados orientados normales,
calentados y tratados con etilénglicol, de
la fracción arcilla.
Los criterios utilizados en la identificación
mineralógica de filosilicatos han sido
los expuestos en WARSHAW & ROY
(1961). En las estimaciones semicuantitativas
se ha seguido el método de las intensidades
de referencia (DAVIS et al., 1988;
DAVIS et al., 1989a, 1989b; DAVIS et
al.,1990; HUBBARD, 1988) habiéndose
utilizado los valores que se presentan en la
tabla 4.2.
Análisis microestructural por DRX
Concepto de microestructura en DRX
El análisis microestructural por DRX
se basa en que la forma de los perfiles de
difracción de un sólido policristalino viene
determinada, entre otros factores, por las
imperfecciones cristalinas del material.
Estas imperfecciones se refieren básicamente
a la existencia de cristalitos y micro -
deformaciones, y reflejan la microestructura
cristalina que es posible analizar a partir
de los datos de DRX. Examinaremos este
concepto con más detalle.
Una característica común a casi todos
los cristales reales es su imperfección cristalina,
originada por varios tipos de defectos
cristalinos, entre los que destacan las
dislocaciones. Por lo que a la DRX se
refiere, el cristal se presenta como un
mosaico de cristalitos ligeramente desorientados
entre sí.
La noción de cristalito es equivalente a
la de dominio de difracción coherente.
Este concepto se deriva de que, en un cristal
real, la periodicidad geométrica perfecta
no se extiende a todo el volumen del

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 29
Tabla 4.2. Valores de las intensidades de referencia (RIR) empleadas en la estimación semicuantitativa
de las muestras estudiadas en el presente trabajo. En la última columna de la tabla se indica
las abreviaturas de los minerales empleadas en este trabajo.
cristal. En realidad, sólo en el interior de
pequeños volúmenes -cristalitos- puede
considerarse que existe un orden perfecto.
Estos pequeños volúmenes se disponen
muy próximos entre sí, separados por
material más o menos cristalino, pero no
en un perfecto y completo alineamiento.
La desorientación entre estas piezas mosaico
o subgranos adyacentes es pequeña, tan
solo de unos segundos o minutos de arco.
Como consecuencia de esta desorientación
entre cristalitos, la ley de Bragg no se
satisface para cada uno de ellos al mismo
valor de θ, lo que origina el ensanchamiento
de los picos de DRX (principal-
mente cuando los cristalitos tienen un
tamaño muy pequeño, < 1 μm ). En efecto,
si imaginamos el cristal mosaico dispuesto
de forma que una parte de él esté
exactamente en la posición correcta para la
difracción, otra parte no estará colocada
adecuadamente a menos que se gire un
ángulo pequeño. En otras palabras, los
cristalitos representan pequeñas unidades
cristalinas, o dominios, en las que la DRX
se produce de modo coherente. El tamaño
típico de los cristalitos puede ser de alrededor
de 1000 Å, o incluso menor (caso de
los minerales de la arcilla).
Por otra parte, la existencia de micro-

30 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
deformaciones, o distorsiones, de la red
cristalina en el interior de los dominios,
origina también el ensanchamiento de los
picos de difracción y afecta a la forma de
los perfiles. Estas microdeformaciones
consisten en el desplazamiento aleatorio
de celdas unidad o grupos de celdas unidad
de sus posiciones ideales.
Adicionalmente a éstas, pueden existir
otras imperfecciones, como irregularidades
en la secuencia de apilamiento de los
planos atómicos en la red cristalina (stac -
king faults). Tales defectos se denominan
en ocasiones microdeformaciones, y pueden
conducir a cambios en la forma y/o la posición
de los picos de difracción.
Una reflexión dada hkl informa sólo
acerca de la microestructura en la dirección
perpendicular a los planos (h k l)
(BERTAUT, 1950). Por ello, si el material
es anisótropo (en el sentido de que el
ensanchamiento de sus perfiles depende de
la reflexión), se precisa analizar varias
reflexiones para una caracterización microestructural
más completa.
En el método aproximado de SCHE-
RRER (1918) se considera que todo el
ensanchamiento se debe al tamaño de cristalito,
cuyo valor promedio se obtiene a
partir de los cristalitos de una muestra de
una sola reflexión:
la expresión:
donde:
= tamaño medio de cristalito en
la dirección normal los planos de la familia
hkl
λ = longitud de onda de la radiación
(Å)
β f = anchura integral del pico de
difracción corregido del ensanchamiento
instrumental (expresado en radianes de
2θ)
θ = ángulo de la reflexión considerada
K = constante cuyo valor depende
de : a) la forma de los cristales, b) la distribución
de tamaños, c) los índices hkl
del plano de difracción. Normalmente se
toma K = 1 y se habla entonces de tamaño
aparente. El valor de β f se obtiene a
partir de un procedimiento de deconvolución
que se aplica a la anchura integral experimental.
STOKES & WILSON (1944) ya toman
en consideración el ensanchamiento de los
picos de difracción por distorsiones de red,
dando paso al desarrollo de los distintos
métodos de análisis microestructural.
El parámetro de tamaño que se determina
en estos métodos se denota generalmente
con el símbolo , y representa el
valor medio de D -longitud de una columna
de celdas unidad- medido en la dirección
perpendicular al plano de difracción,
promediado en cada dominio y en la
muestra difractante. Usualmente se diferencia
entre a) y b) , siendo
ambos parámetros característicos de la distribución
de D en la muestra (WILSON,
1963):
a) , valor medio de área o superfi -
cie, puede ser definido como la altura
media de las columnas de celdas normales
a los planos de reflexión de los cristalitos.
Es el parámetro que se determina en el
método de WARREN & AVERBACH
(1950-1952).
b) , valor medio de v o l u m e n,
representa el valor medio de los espesores

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 31
aparentes de los dominios en la dirección
normal al plano de reflexión, promediado
al volumen total de la muestra difractante.
Como espesor aparente se considera la longitud
de la columna más larga. Este es el
parámetro que se determina en los métodos
simplificados de análisis microestructural.
Para una muestra determinada los
valores de deben ser, en principio,
mayores que los de .
Métodos de análisis microestructural
Clasificación general
Básicamente los métodos de análisis
microestructural pueden clasificarse en
dos grupos: métodos de Fourier y métodos
simplificados.
Los primeros se basan en la representación
de los perfiles de difracción mediante
series de Fourier. El método de WARREN
& AVERBACH (1950-1952), es el más
conocido de estos procedimientos; para
separar los efectos microestructurales de
tamaño de cristalito y de distorsión reticular,
utiliza dos órdenes de una misma reflexión.
La aplicación de este método permite
obtener distribuciones de los tamaños
de cristalito y de las distorsiones de red en
la muestra. Generalmente se considera que
este método, combinado con el procedimiento
de deconvolución de STOKES
(1948), ofrece resultados más precisos,
siempre y cuando se realicen las oportunas
correcciones
Por otra parte, se han desarrollado también
métodos de Fourier que emplean únicamente
un pico para el análisis (GAN-
GULEE, 1974; MIGNOT & RONDOT,
1975-1977; EBERL et al, 1996). Sin
embargo, en contrapartida, la separación
de los efectos microestructurales mediante
estos métodos exige asumir hipótesis a
priori acerca de la forma de los perfiles de
difracción, postulándose que los perfiles
reales se ajustan a funciones de Gauss para
los efectos de distorsión, y a funciones de
Cauchy para los efectos de tamaño. Un
caso particular del método de Fourier es el
programa Mudmaster de EBERL e t
al.(1996) pues utilizando un único pico
aplica una variante del método de Warren
y Averbach, que los autores llaman
B e r t a u t - Warren-Aberbach (BWA), para
calcular el tamaño y distribuciones de
tamaño de cristalito.
Los métodos simplificados se basan en
la manipulación directa de los parámetros
que definen la anchura de los picos
(FWHM, β) para acceder a la información
microestructural. El parámetro de tamaño
que se obtiene es , mientras que el
correspondiente a las distorsiones, e,
representa el límite superior de éstas, no
obteniéndose distribuciones de tamaños.
Dentro de estos procedimientos, los
más conocidos son los métodos de
WILLIAMSON & HALL (1953) y de la
función de Voigt (DELHEZ et al., 1982;
de KEIJSER et al., 1982-1983).
Los métodos vistos hasta ahora se basan
en el estudio de las reflexiones 00l,
PLANÇON & ZACHARIE (1990) desarollan
el programa Expert, que permite
medir el tamaño de cristalito de caolinitas;
así como cuantificar los distintos defectos
presentes en su estructura y diferenciar si
existe un único tipo de caolinita o una
mezcla de dos tipos de caolinita, una orde-

32 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
nada y otra desordenada, analizando varias
reflexiones hkl.
Método de Williamson y Hall
En el método de WILLIAMSON &
HALL (1953) se asume que los perfiles de
difracción se ajustan a curvas de Cauchy o
de Gauss, tanto para el material investigado,
como para el estándar utilizado para la
estimación del ensanchamiento instrumental;
en el primer caso se verifica que
β h = β f + β g
y en el segundo caso:
β h 2 =βf 2 + βg 2
(los subíndices h, f y g se refieren al
pico experimental, real y del patrón, respectivamente)
Estas dos expresiones son la base del
procedimiento de deconvolución que es
preciso ejecutar antes del análisis de la
microestructura, ya que permite obtener
los valores de β f (correspondientes al perfil
real del material).
Si se considera el caso general en el que
β f puede verse afectada por efectos de
tamaño y de las microdeformaciones, y se
asume de nuevo que a éstos se les puede
asociar, bien perfiles de Cauchy, bien perfiles
de Gauss; se puede escribir:
[a]
[b]
(Los subíndices C y G se refieren a
Cauchy y Gauss respectivamente; siendo e
el parámetro de distorsión).
Utilizando variables recíprocas las
expresiones [a] y [b] se transforman en:
[c]
[d]
(siendo β * = β cosθ/λ , y d * = 2 senθ/λ)
Las ecuaciones [a] y [b] (o bien [c] y
[d]) son la base para la obtención de los
parámetros microestructurales de tamaño
y distorsión. Si se considera la ecuación
[a], la ordenada en el origen y la pendiente
de la recta obtenida al representar β fC
cosθ vs senθ (diagrama de Williamson y
Hall), se obtienen respectivamente y
e. Con las demás ecuaciones se procedería
de forma análoga.
El método de Williamson y Hall ha de
considerarse como un procedimiento aproximado
de estimación de parámetros
microestructurales. Si se emplean varios
órdenes de una misma reflexión para obtener
el diagrama de Williamson y Hall, los
resultados obtenidos se refieren a la dirección
cristalográfica considerada. Por otra
parte, pueden utilizarse diferentes reflexiones,
y en este caso los valores obtenidos
de y e representan el promedio sobre
varias direcciones cristalográficas.
Método de Warren y Averbach
Para ilustrar el sentido físico del procedimiento
que vamos a describir, considérese
la figura 4.5 en la que se representa
esquemáticamente una columna de celdas
en un dominio de difracción. El ensancha-

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 33
miento de los picos de difracción sólo
puede ser originado por la longitud del
dominio en la dirección perpendicular a
los planos difractantes. Esta longitud o
espesor puede describirse como la longitud
promedio de las columnas de celdas
perpendiculares al plano de difracción, que
por conveniencia matemática se toma en
todos los casos como el plano (00l). De
este modo, cada reflexión de un cristal de
cualquier simetría puede ser considerada
del tipo 00l. Esta condición, que puede
conseguirse con una transformación apropiada
de los ejes cristalográficos, no afecta
a la aplicación general del método.
Expresión del pico de difracción como
serie de Fourier.
Warren y Averbach representan el perfil
de un pico de difracción mediante una
serie de Fourier:
siendo:
f ( h 3 )= distribución de intensidades
correspondiente a la reflexión (00l); h 3 =
2a 3 senθ/λ; a 3 = longitud de celda en la
dirección cristalográfica (00l). En esta
expresión, n es el número armónico de los
coeficientes de Fourier y representa el
número de celdas existentes en una columna,
de forma que la longitud de ésta será L
= na 3 (D).
- Coeficientes de Fourier
El desarrollo teórico del método muestra
que los coeficientes de Fourier A n contienen
información relativa al tamaño de
los cristalitos y a las distorsiones reticulares.
En efecto, se encuentra que estos coeficientes
son el producto de dos términos;
un coeficiente de tamaño A n S , y un coeficiente
de distorsión A n D :
A n = A n S · An D
El perfil de un pico puede representarse
por una serie de Fourier, cuyos coeficientes
son el producto de dos términos
uno de tamaño (A n S , independiente del
orden de reflexión) y otro de distorsión
(A n D , dependiente del orden de reflexión)
Verificándose que:
ln A n = ln A n S - 2 2 l 2 n 2 < L 2 >
Esta ecuación es la base para el cálculo
del tamaño de los dominios y de las distorsiones.
Dado que lnA n es función del
orden de reflexión l, si se dispone al menos
de dos órdenes de una reflexión (por ejemplo:
002 y 004, 111 y 222...) los valores de
A n S y de pueden determinarse a partir
de la representación gráfica de lnA n vs
l 2 . Esta representación nos da una serie de
rectas, una para cada valor de n conocido.
De la ordenada en el origen de estas rectas
se obtiene lnA n S , mientras que de la pendiente
se puede calcular . L a
magnitud es la media cuadrática de
la distorsión calculada sobre todas las
columnas de celdas en los cristalitos de la
muestra (los valores de e L pueden ser tanto
positivos como negativos, por lo que se
toma e L 2 ). En la práctica se utiliza la raíz
cuadrada de esta expresión como el parámetro
que nos indica la distorsión reticular
media: 1/2 , abreviadamente RMS
(Root Mean Square Strain). Dado que a partir
de la representación de lnA n vs l 2 puede
obtenerse una distribución de los valores
de RMS, para distintos valores de n (o de

34 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
L), se suele tomar como parámetro característico
de la distorsión en la muestra el
valor de RMS para L = 50 D.
Una descripción más detallada del
método puede hallarse en AMIGÓ et al.
(1996).
La representación gráfica que suele
emplearse para visualizar la distribución
de tamaños es la curva de frecuencias relativas
P(L) vs L.
Cuando el perfil f(x) está afectado únicamente
por efectos de tamaño, la distribución
de las longitudes L puede obtenerse
mediante el método de LEBAIL &
LOUËR (1978).
En el presente trabajo, el método
de Warren y Averbach ha sido aplicado
mediante el programa Win-Crysize (versión3)
del paquete informático Diffrac-
Plus.
Programa Mudmaster (Método de Bertaut-
Warren-Aberbach)
- Fundamentos del método
Como ya se comentó al hablar de los
métodos de Fourier, el programa
Mudmaster es una variante del método de
Wa r r e n - Averbach. En este método se
obtiene la función de interferencia de las
intensidades del espectro de difracción
dividiendo las intensidades por el factor de
estructura (G 2 ) y por el de Lorentz-polarización
(Lp), finalmente la función de
interferencia es tratada con el análisis de
Fourier. El factor LpG 2 de la caolinita se
aproxima a cero en ciertos valores de 2θ; la
función de interferencia obtenida al dividir
las intensidades experimentales por
LpG 2 se deforma cerca de esos ángulos y
produce la distorsión de la función de
interferencia. EBERL et al. (1996) desarro-
llan una técnica que se basa en el hecho de
que los picos de la función de interferencia
son estrictamente simétricos, por lo tanto,
estos autores sugieren considerar sólo la
media parte no distorsionada del pico de la
función de interferencia (según un plano
vertical que pase por el máximo del pico)
y considerar el otro lado simétrico respecto
a éste. En el caso del pico 001 de la caolinita
los autores aconsejan considerar la
parte derecha del pico de la función de
interferencia simétrica respecto de la
izquierda, puesto que el factor LpG 2 se
aproxima a cero en la proximidad del pico
en lado de ángulos altos.
- Corrección de las intensidades del
factor LpG 2
La intensidad I(2θ), de una reflexión de
rayos-X se calcula según:
I(2θ) = (Lp)G 2 ·φ + bg
Siendo:
Lp = función de Lorentz-polarización;
G 2 = la intensidad de difusión laminar
(cuadrado del factor de estructura); φ=
función de interferencia; bg= fondo.
- Análisis de Fourier de la función de
interferencia
El programa desarrolla un análisis de
Fourier para las intensidades de la función
de interferencia tanto con la Kα como con
la Kα 1 . La eliminación de la Kα 2 es
opcional, empleándose el método de
Fourier de GANGULEE (1974) para tal
efecto en escaso de que se seleccione dicha
opción.
Las intensidades previamente calculadas
para la función de interferencia , I(2θ),
son normalizadas a la suma de intensidades:

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 35
La abscisa 2θ es convertida en s*,
donde
d (00l) = espaciado en Å correspondiente
al máximo de índices 00l de la función de
interferencia.
θ = parámetro variable.
λ = longitud de onda en Å de la
radiación Kα o Kα 1 , según la opción
seleccionada.
El origen del máximo -00l- de la función
de interferencia se selecciona como
s*=1.
El n máximo (n max ) para el análisis de
Fourier se obtiene del "tamaño medio
aproximado"(M, en nm) que es un valor
que debe introducirse como entrada en el
programa.
donde d (00l) es el espaciado del máximo
de la función de interferencia en nm. El
programa está limitado a un n máximo
aproximadamente de 1000.
Los coeficientes de Fourier se obtienen
tras el análisis de Fourier, siendo estos:
Los coeficientes de Fourier son calcula-
dos con valores crecientes de n con incrementos
l, donde l es el orden de la reflexión
(p.e. si l=2, los coeficientes de
Fourier se calculan con valores de n=
0,2,4,6,8....nmax ); los coeficientes así calculados
pueden ser corregidos del ensanchamiento
instrumental y/o de las deformaciones.
- Corrección del ensanchamiento instrumental
El programa elimina la componente
del ensanchamiento instrumental de los
coeficientes de Fourier por medio del
método de Stokes, véase AMIGÓ et al.
(1994).
- Corrección de la componente de distorsión
de los coeficientes de Fourier
Los coeficientes de Fourier pueden ser
corregidos de del ensanchamiento debido
a distorsiones en la red, si esta opción es
seleccionada, tal como se describe a continuación:
ln[A(n) cor ] es calculado para cada pico
en estudio y almacenado, teniendo en
cuenta que son necesarios al menos dos
picos para el calculo de las distorsiones.
También se calcula y almacena el cuadrado
del orden de las reflexiones, l2 .
Las líneas rectas que mejor ajustan los
valores de ln[A(n) cor ] con los valores de
abscisa de l2 , son calculados para cada n.
La intercepción de estas rectas en el eje Y
nos da los coeficientes de Fourier corregidos
de la distorsión, A(n) D cor , y la pendiente
nos da la distorsión media ,
para cada n.
Asumiendo que n (o el tamaño de cristalito
es pequeño):

36 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
La expresión es equivalente a
del método de Warren y Averbach,
y su raíz cuadrada nos da el valor de RMS
(Root Mean Square Strain).
El Mudmaster también permite el calculo
de la distorsión asimétrica según la
expresión:
- Cálculo del tamaño medio de cristalito
y distribución de tamaños
En primer lugar el número armónico
del análisis de Fourier, n, es transformado
en tamaño de cristalito(S):
S=nd (00l)
donde nd (00l) es el espaciado d del
máximo de la función de interferencia en
nm.
Seguidamente, los coeficientes de
Fourier calculados previamente, que desde
ahora se referirán como H(n), son utilizados
para calcular el tamaño medio, y la
distribución de tamaños:
Tamaño medio
Distribución de tamaños
Tal como se comentaba en el epígrafe
anterior, la primera y la segunda derivada
de H(n) tomada con respecto a S en lugar
de n (tenemos entonces H(S)):
Para evitar el efecto de gancho, el progra-
ma representa H(S) en el eje de las Y vs
tamaño en el eje X. La línea que une los
puntos adyacentes con mayor pendiente
(más negativa) es extrapolada a S=0,
donde H(S) es considerada igual a uno. La
extrapolación de esta recta en la dirección
opuesta, donde H(S)=0, nos da el tamaño
de cristalito medio (⎺S) en nm. La distribución
de tamaños de cristalito es obtenida
calculando la segunda derivada de una
representación de H(S) vs tamaño.
La primera y segunda derivada de la
representación de H(S) vs tamaño de cristalito
son suavizadas mediante una media
variable centrada en el valor a ser suavizado.
La cantidad de suavizado es entrada
como opción en el programa, "Smooth
power".
El programa también calcula un tamaño
de cristalito medio (⎺S dist ) a partir de la
distribución:
donde f(S) es la frecuencia de un tamaño
determinado.
- Calculo de parámetros lognormales
Según EBERL et al.(1990), muchas
distribuciones de tamaños de cristalito
pueden ser aproximadas por distribuciones
lognormales. La importancia de reconocer
la forma de las distribuciones de tamaño
de cristalito se centra en el hecho de que
según EBERL et al. (1998), se pueden
deducir mecanismos de crecimiento de los
minerales a partir de la forma de estas distribuciones.
Una distribución lognormal
puede ser completamente descrita por dos
parámetros, α y β 2 :

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 37
donde f(S) es la frecuencia de un tamaño
determinado y S es el tamaño de cristalito,
y:
entonces la distribución de tamaños
lognormal es calculada:
- Cálculo del Volumen
En el calculo del volumen se asume
que los cristalitos tiene forma laminar, en
la cual S es el espesor de las laminas. Por lo
tanto el volumen para cada tamaño de
cristalito, V(S), es:
V(S)=Sf(S)
donde f(S) es la frecuencia de un tamaño
determinado.
Método de la función de Voigt
- Fundamentos del método
Este método se basa en el hecho de que
el perfil de un pico de difracción puede
describirse en primera aproximación por la
convolución de una curva de Cauchy
(Lorentz) y una curva de Gauss. El resultado
de esta convolución es la llamada función
de Voigt, introducida por LANG-
FORD (1978) en el análisis de los perfiles
de difracción.
Las dos principales contribuciones
microestructurales al ensanchamiento de
los picos de difracción, tamaño de los cristalitos
y distorsiones, originan perfiles distintos.
Así, los efectos de tamaño produ-
cen una distribución de intensidades de
tipo lorentziano, mientras que las distorsiones
dan lugar a una distribución gaussiana
(HALDER & WAGNER, 1966;
NANDI & SEN GUPTA, 1978; LANG-
FORD, 1978). Por lo tanto, el perfil de
difracción puro f(x), deformado por estas
dos contribuciones, se puede describir
como el producto de convolución:
f(x) = f G (x) )*f C (x) (función de Voigt)
donde los símbolos C y G caracterizan
las componentes de Cauchy y de Gauss.
Por otra parte, se ha encontrado experimentalmente
que la función instrumental
g(x) también puede describirse adecuadamente
como una función de Voigt, predominando
a bajos ángulos (2θ < 90º) un
perfil de tipo gaussiano y un perfil de
Cauchy para ángulos superiores:
g(x) = g G (x) )*g C (x)
Por consiguiente, podemos escribir la
función h(x) que describe al perfil experimental
como:
Dado que el operador de convolución *
es conmutativo y asociativo, obtenemos:
o de forma más abreviada:

38 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
La función de Voigt h(x) tiene una
forma variable, ya que su perfil se modifica
según la proporción de las contribuciones
de Gauss y de Cauchy. Para describir
de manera unívoca el perfil de una función
de Voigt se emplea el llamado factor de
forma Φ , siendo Φ = 2ω/β. El valor de Φ
oscila desde Φ C = 0.63662 para un perfil
lorentziano, hasta Φ G = 0.93949 para un
perfil gaussiano. El factor de forma da una
medida del peso relativo de las componentes
de Gauss y de Cauchy en el perfil.
La proporción de las contribuciones de
Gauss y de Cauchy al perfil de Voigt
puede expresarse empleando la anchura
integral b de los picos de difracción, con lo
que obtenemos:
siendo β G y β C las anchuras integrales
del perfil gaussiano y lorentziano respectivamente.
Para determinar en el perfil de
difracción el valor de cada contribución se
utilizan las relaciones del análisis de Voigt,
obtenidas empíricamente por de KEIJSER
et al. (1982):
(a la inversa, también es posible obtener
β y Φ a partir de β C y β G mediante
expresiones análogas)
Estas relaciones se aplican al perfil
experimental h(x) y al perfil instrumental
g(x). Asumiendo que h(x), g(x) y f(x) son
funciones de Voigt, si conocemos para
cada perfil el factor de forma Φ y la anchura
integral b, pueden calcularse β C y β G
(β C h , βC g , βG h y βG g ).
Una vez conocidos β C y β G , se procede
a obtener por deconvolución las componentes
de Gauss y de Cauchy del perfil de
difracción de f(x). Para ello se emplean las
conocidas fórmu-las de corrección:
- Separación de los efectos de tamaño y
distorsión.
Se considera que el efecto del tamaño
de los cristalitos en el ensanchamiento se
encuentra enteramente representado por la
componente de Cauchy del perfil real,
mientras que la contribución de las distorsiones
queda recogida en la componente
de Gauss. El tamaño aparente de los cristalitos
se obtiene entonces por:
y el parámetro de distorsión es:
siendo λ la longitud de onda empleada
(Å) y θ el ángulo de Bragg en radianes. En
ambos casos β se expresa en la escala 2θ.
Hay que hacer notar que e tiene un
significado diferente de (método de
Warren y Averbach). El valor de e puede
considerarse proporcional a la anchura
integral de la distribución de las distorsiones
reticulares, considerando la hipótesis
de una curva de reparto gaussiana.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 39
La relación entre este parámetro de distorsión
y el que proporciona el método de
Warren y Averbach, admitiendo la hipótesis
anterior, es aproximadamente e =
1.25⋅RMS (STOKES & WILSON, 1944;
WAGNER & AQUA, 1964).
Serrano et al. (1996) observaron la
correlación lineal entre valores
obtenidos con este método y valores
obtenidos por el método de Warren y
Averbach, habitualmente considerado
como más preciso, de donde se deriva la
utilidad de este método simplificado.
Sistema Expert de Plançon y Zacharie
El sistema Expert de PLANÇON &
ZACHARIE (1990) es propiamente un
método de caracterización estructural de
caolinitas utilizando un conjunto de reflexiones
del difractograma de polvo desorientado,
con el cual se establece en primer
lugar si la muestra de caolinita está
compuesta por un único tipo (sps) o bien
por dos tipos (bps) de caolinita, una baja y
otra alta en defectos. En caso de que la
muestra esté compuesta por dos tipos de
caolinita, el sistema informa del porcentaje
de caolinita baja en defectos (%ldp). En
caso de que la muestra esté compuesta por
un único tipo de caolinita, aporta información
sobre los defectos presentes y el tamaño
de cristalito.
p probabilidad de encontrar la traslación
⎺t 1 entre láminas adyacentes.
Wc abundancia de láminas tipo dickita
(posición C octaédrica vacante)
δ anchura (expresada como fracción
de la celda unidad) de la distribución
gaussiana que expresa los
pequeños desplazamientos de una
lámina respecto a otra.
M número medio de láminas en el
cristalito
El rango del perfil de difracción empleado
para el estudio comprende desde 0.14
a 0.4 Å -1 que incluye las bandas 02,11 y
20,13. Los cálculos que efectúa el programa
se basan en las coordenadas atómicas
de DRITS & KASHAEV (1960) y en los
parámetros de la celda unidad de GOOD-
YEAR & DUFFIN (1961).
"Cristalinidad" e "índices de cristalinidad"
por DRX en la caolinita
En el trabajo de BRINDLEY &
ROBINSON (1946) se presenta un primer
esquema de clasificación basado en
diagramas de Debye-Scherrer, en él se distingue
entre caolinita, fire-clay y halloisita.
Estos autores sugerían que caolinita y
halloisita son los extremos de una serie en
la que el desorden de las láminas aumenta
de caolinita a halloisita y entre las cuales se
sitúan las fire-clays.
MURRAY & LYONS (1956) mediante
difracción de rayos X de polvo determinaron
la cristalinidad de trece muestras
que estudiaron, clasificando sus difractogramas
atendiendo a una progresiva disminución
en el grado de perfección cristalina.
En un extremo las láminas están perfectamente
ordenadas y las reflexiones son
estrechas, numerosas y bien resueltas. Al
otro extremo las láminas se encuentran
desordenadas al azar y los picos del difractograma
son anchos, menos numerosos
que en el caso anterior y pobremente
resueltos. Atendiendo a estas variaciones
en los difractogramas de MURRAY &
LYONS (1956), GALÁN & MARTÍN

40 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
VIVALDI(1973) diferencian de mayor a
menor orden: Caolinita T; Caolinita T parcialmente
desordenada; Caolinita pM-T;
Caolinita pM parcialmente ordenada;
Caolinita pM.
Estos cambios en las reflexiones según
disminuye la perfección cristalina aparecen
descritos en el trabajo de GALÁN &
ESPINOSA (1974), quienes desde la caolinita
ordenada (T) hasta la desordenada
(pM) encuentran las siguientes variaciones:
1) Disminución de la intensidad de las
reflexiones 020, 110 y 11⎺1, que finalmente
se confunden en un efecto en banda
021; 2) Ensanchamiento y debilitamiento
de las reflexiones 001 y 002; 3)
Debilitamiento progresivo hasta desaparición
total de las reflexiones 02⎺1, 021,
111, 11⎺2, 1⎺1⎺2 y 002; 4)
Modificaciones de los tripletes 130, 1⎺30,
201; 1⎺12, 13⎺1 y 200, 112, 1⎺3⎺1, de
forma que el segundo desaparece progresivamente
y el tercero disminuye de intensidad
aunque no llega a desaparecer; 5)
Modificación del triplete 003; 11⎺3 ,
1⎺31, 20⎺2; 131, 1⎺13, de modo que la
primera y tercera reflexión disminuyen la
intensidad respecto a la central, hasta dar
lugar a un domo; 6) Disminución progresiva,
hasta su desaparición en las muy desordenadas,
de las reflexiones 132, 040;
1⎺3⎺2, 2⎺20; 22⎺3, 202, 1⎺3⎺3; 241.
BRINDLEY et al. (1963) aportaron
otra clasificación de cuatro difractogramas
experimentales representativos.
Estas clasificaciones se basan fundamentalmente
en las variaciones que se producen
en intensidad y forma de los picos
que componen las bandas hk; especial-
mente en el ensanchamiento y pérdida de
intensidad según la caolinita es menos
cristalina, hasta que se produce la pérdida
total de los picos con la formación paralela
de la banda bidimensional. La comparación
del difractograma de polvo completo
proporciona una evaluación rutinaria rápida
de la cristalinidad.
HINCKLEY (1963) propuso una relación
empírica para estimar, en un sentido
relativo, el grado de desorden presente en
una caolinita dada. Las medidas necesarias
(A,B,C) aparecen representadas en la figura
4.13. El numerador de dicha relación es
la suma de las intensidades de los picos
1⎺10(B) y 11⎺1(C) medidas sobre la línea
que une el ruido de fondo entre los picos
020 y 110 y el ruido de fondo justo después
del pico 11⎺1; el denominador es la
intensidad del pico 1⎺10(A) medida sobre
el ruido de fondo general. Al empeorar la
perfección cristalina la resolución de los
picos 1⎺10 y 11⎺1 disminuye, principalmente
por los desplazamientos al azar de
las láminas según ± nb/3. La menor resolución
del pico 1⎺10 a su vez provoca que
el fondo entre los picos 020 y 1⎺10 sea
más alto, esto conlleva una disminución de
la altura de los picos 1⎺10 y 11⎺1 sobre la
línea que une el ruido de fondo entre los
picos 020 y 1⎺10 y el ruido de fondo
general. Así se obtiene un número adimensional,
que normalmente varia entre
≈0.2 y ≈1.5; cuanto mayor es su valor
mayor es la "cristalinidad". Esta es la relación
más comúnmente utilizada y se la
conoce como "índice de cristalinidad" o
"índice de Hinckley".
RANGE et al. (1969) propusieron otro
índice de cristalinidad basado también en
las características del primer triplete de

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 41
Figura 4.1. Medidas necesarias para el cálculo del índice de Hinckley. IH = (B+C)/A. Figura de
PLANÇON et al. (1988).
reflexiones, pero en este caso la relación es
entre áreas.
STOCH (1974) presentó como índice
de cristalinidad la relación entre la altura
de los picos 020 y 1⎺10 medida sobre el
fondo. Los valores se encuentran entre >1
para caolinitas desordenadas a

42 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
demuestran que el factor determinante de
diferencias de cristalinidad es el tamaño de
cristalito , con el cual se relacionan los
valores de FWHM que son susceptibles de
ser utilizados como "índice" incluso utilizando
registros de difracción en condiciones
rutinarias y usados para identificación.
Dichas medidas han sido también utilizadas
como índices de cristalinidad de
caolinitas por BASTIDA et al. (1994),
APARÍCIO & GALÁN (1999) y AMIGÓ
et al. (2000).
KÜHNEL et al. (1973,1975) analizaron
la cristalinidad de diferentes minerales
poco cristalinos (principalmente goethita
y óxidos de manganeso), de suelos, en términos
de tamaño de cristalito y perfección
reticular. La cristalinidad es cuantificada
por medio de una evaluación estadística de
perfiles, considerando el pico de la escala
2θ expandida como una curva de frecuencia
de las intensidades relativas; la media
es utilizada para la corrección del d hkl , la
desviación estándar se emplea como una
medida de la cristalinidad. Por lo tanto,
estos autores no introducen un índice de
cristalinidad pero muestras de diferente
cristalinidad pueden ser comparadas con
un patrón arbitrario. CABRERA y
EDDLESTON (1983) utilizaron el método
de KÜHNEL et al. (1973) para medir
el ensanchamiento de la reflexión 001 de
caolinitas, y mostraron que parámetros
cinéticos correspondientes a la reacción de
deshidroxilación de las caolinitas pueden
ser utilizados también para evaluar el
grado de cristalinidad.
La relación entre morfología, tamaño
de partícula y cristalinidad de caolinitas
ha sido comparada en varios trabajos
(MURRAY & LYONS, 1956; GALÁN et
a l.,1977; LIETARD,1977; KELLER &
HAENNI, 1978; CASES et al., 1982),
mostrando que existe una correlación
excelente entre el tamaño de partícula y el
grado de perfección cristalina, siendo
mayor esta última a mayor tamaño de partícula,
cosa que no ocurre dentro de la
misma muestra, es decir: si la fracción
total de la muestra presenta un grado de
perfección cristalina elevado, una fracción
fina (

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 43
su relación con la cristalinidad de las caolinitas.
Para WEIS et al. (1966), la intercalación
en las caolinitas parece fuertemente
influenciada por el desorden estructural,
de manera que mientras las caolinitas
que presentan difractogramas con
características de elevada cristalinidad
adsorben hidracina de forma rápida y
cuantitativa, aquellas cuyos difractogramas
indican desorden en el plano xy contienen
fracciones que no reaccionan, quedando
inalterada la distancia d 001 y por
tanto la posición del pico correspondiente
del difractograma (d 001 =7.12Å).
RANGE et al. (1969) describen una
situación ligeramente más complicada, en
la que aparecen tres tipos diferentes de
caolinita con diferentes comportamientos
ante las reacciones de intercalación. Las
fire-clay no adsorben en absoluto, mientras
que la halloisita sí lo hace. La explicación
que proponen los autores es la existencia
de varios tipos de defectos simultáneos
y que son responsables de un tipo u
otro de comportamiento, los cuales se dan
en mayor o menor extensión.
Para WEIWIORA & BRINDLEY
(1969) en cambio, la capacidad de adsorción
no está relacionada con los defectos de
red, sino principalmente con el tamaño de
las partículas, siendo mayor el grado de
intercalación en las muestras con mayor
tamaño de partícula mientras que por
debajo de 0.5 μm es nula; esto se opone a
la tendencia general de mayor reactividad
química a menor tamaño de partícula.
Este comportamiento se puede explicar
según Weiwiora y Brindley si la intercalación
se relaciona con defectos de red de
orden menor y no con los de desorden al
azar de las láminas que provocan cambios
notorios en los difractogramas.
Ambos comportamientos están comprendidos
en el trabajo de ALIETTI
(1970), en el que se llega a las siguientes
conclusiones: a) las caolinitas con alto
grado de orden y que presentan tamaño de
partícula mayor de 1 μm adsorben de
manera cuantitativa. b) Las caolinitas desordenadas
no presentan expansión. La
única explicación posible para Alietti es
que las caolinitas ordenadas reaccionan
fácilmente porque en ellas predominan los
tamaños grandes.
La capacidad de adsorción de hidracina
fue estudiada desde un punto de vista diferente
por THIRY & WEBER (1977),
quienes trataron de relacionarla con las
medidas de tamaño de cristalito según
diferentes direcciones de la red, obteniendo
magníficos resultados. Así se obtuvieron
excelentes correlaciones entre el tamaño
de cristalito según la dirección [001]
perpendicular a las láminas de caolinita y
la capacidad de adsorción de hidracina
(expresada como la relación I 7.15 antes del
tratamiento / I 7.15 tras tratamiento). En
cambio la correlación en la dirección [010]
es bastante mala. Estas observaciones llevaron
a los autores a la conclusión de que
la capacidad de intercalación de hidracina
depende estrechamente de la presencia de
defectos de apilamiento de las láminas
según el eje c. Tal tipo de defectos se pueden
suponer como la interrupción de una
lámina que provocaría la ruptura del paralelismo
de las demás (defecto de distorsión).
Este mismo hecho fue observado por
TCHOUBAR et al. (1982) mediante
microscopía electrónica. Otro tipo de
defecto consistiría en la interestratifica-

44 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
ción de una lámina de otra naturaleza y
que presentase un espaciado d distinto del
de la caolinita. Ambos defectos provocan
una disminución en el tamaño del dominio
de difracción o cristalito, hecho que se
refleja en la anchura de las reflexiones 001,
por tratarse en este caso del tamaño medido
perpendicularmente a estos planos.
Distintas aproximaciones matemáticas
han sido empleadas para analizar los perfiles
de difracción de la caolinita.
MITRA(1963) utilizó el método de
deconvolución de Stokes para corregir el
efecto instrumental sobre los picos de
DRX de la caolinita y separar las contribuciones
de tamaño y desorden estructural.
NOBLE (1971) calculó perfiles de
difracción teóricos para la banda hk bidimensional
(02,11), considerando diferentes
grados de desorden. Y encontrón un
buen ajuste entre los perfiles calculados y
los experimentales. PLANÇON &
TCHOUBAR (1975, 1976, 1977a, b)
propusieron un tratamiento teórico que
considera el efecto del desorden reticular
en la representación de la red recíproca
para una estructura en láminas. Tal efecto
consiste básicamente en una distribución
más o menos difusa de puntos de acuerdo
con la forma y tamaño del cristal, cubriendo
todos los rangos desde un perfecto
orden cristalino (red de puntos) a un máximo
desorden (la red recíproca se representada
por líneas). Estos autores concluyen
que los principales defectos a tener en
cuenta son los desplazamientos de las
vacancias de Al en las posiciones octaédricas
dentro de una misma lámina. DE
LUCA & SLAUGHTER (1985) descompusieron
los picos de DRX por deconvolución
en curvas loretzianas y concluyeron
que existen tres fases diferentes en la composición
de la caolinita.
4.4. Microscopía electrónica
En el presente trabajo se ha llevado a
cabo un estudio por microscopía electrónica
de barrido de emisión de campo
(FESEM) de una selección de caolinitas. El
objetivo principal es medir tamaños de
cristalito reales en la dirección [001] y
compararlos con los tamaños de cristalito
aparente obtenidos según los distintos
métodos de DRX empleados en este trabajo.
Existen algunos trabajos en los que se
miden tamaños de cristalito en filosilicatos
mediante microscopía electrónica de
transmisión (TEM) (p.e. ARKAI e t
al.,1996 ; JIANG et al., 1997) pero son
muy escasos los trabajos en los que se calcula
por medio de FESEM (BASTIDA et
al., 1999; BASTIDA et al., 2000). En este
trabajo se ha utilizado la técnica de
FESEM que presenta una serie de ventajas
sobre el TEM, entre las que pueden señalarse:
1.- Mayor simplicidad de la técnica de
preparación (y consiguiente ahorro de
tiempo), pues, como se explicará con más
detalle posteriormente, sólo requiere la
sedimentación de la muestra sobre una
lámina metálica, mientras que los TEM
requieren la realización de cortes ultrafinos
en muestras de polvo con partículas de
tamaño < 2 μ, con la complicación que
esto supone.
2.- En la actualidad la técnica de emisión
de campo en los SEM logra alcanzar
aumentos que permiten observar partículas
que presentan un espesor que está en el

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 45
orden de los tamaños de cristalito calculados
por DRX. Esto supone una gran ventaja
de los FESEM sobre los TEM, pues
permite realizar muchas medidas de tamaño
de cristalito en el tiempo en el que se
toman unas pocas medidas en los TEM.
3.- Permite un mayor campo de observación,
pudiendo apreciarse variaciones
laterales en un mismo cristalito, y las relaciones
mutuas entre cristalitos.
4.- Permite la observación tridimensional
de la muestra, variando la orientación
de la muestra.
Teniendo en cuenta que la dirección de
observación en los FESEM (dirección del
haz de electrones) es perpendicular a la
superficie del portamuestra y que ésta sólo
puede ser basculada unos pocos grados.
Esta técnica consistente en preparar un
agregado orientado de la muestra sobre
una lámina metálica y su posterior disposición,
a modo de portamuestras auxiliar
sobre el portamuestras del FESEM, de
manera que la muestra quede dispuesta
Figura 4.2. Láminas de caolinita con las direcciones
[001] perpendiculares al plano de observación
(haz de electrones). La superficie rugosa
sobre la que se encuentra la escala es la lámina
metálica sobre la que se sedimenta la muestra.
perpendicularmente al haz de electrones,
lo que permite la medición en un plano
aproximadamente perpendicularmente a
001.
El equipo de FESEM utilizado ha sido
un Hitachi 4100, trabajando normalmente
con un voltaje de 30 Kv y un potencial
de extracción de 10 Kve. Previamente a la
introducción del porta en el FESEM, las
muestras fueron metalizadas con un baño
de oro en un metalizador modelo Struers
Epovac, con tiempos de metalizado de un
minuto. La adquisición de imágenes en
soporte informático fue realizada con el
programa EMIP suministrado por Hitachi
y disponible en un ordenador conectado al
equipo de FESEM. Las medidas de tamaño
de cristalito se efectuaron con el programa
Leica Q500MC QWIN versión 01, que
permite realizar medidas sobre las imágenes
digitales.
4.5 Análisis geoquímicos
Se ha llevado a cabo un análisis geoquímico
de elementos mayores, traza y tierras
raras en 39 muestras de fracción arcilla
de caolines y pizarras, y en 59 muestras
de roca total de granitos, filones de cuarzo,
caolines y pizarras. Los elementos mayores
(SiO 2 , Al 2 O 3 , MgO, MnO, CaO, K 2 O,
Fe 2 O 3 , TiO 2 , P 2 O 5 , LOI) han sido analizados
por medio de fluorescencia de rayos X
(FRX) en los laboratorios Actlabs de
Canadá según la rutina 4E-XRF. Los elementos
traza (Ba, Sr, Y, Zr, Be, V, Cu, Pb,
Zn, Ag, Ni, Cd, Bi, Au, As, Br, Co, Cr,
Cs, Hf, Ir, Mo, Sb, Se, Ta, U, W, Nb, Rb,
Ga, Sn, S, Sc, Th) y las tierras raras (La, Ce,
Nd, Sm, Eu, Tb, Yb, Lu) fueron analizados
mediante FRX y activación neutróni-

46 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
ca en los mismos laboratorios según la
rutina 4E-EP.
En la tabla siguiente (tabla 4.3.) se
recogen los máximos errores relativos
obtenidos al analizar las muestras de referencia
del USGS G-2 y DGPM-1, aplicando
la misma técnica de preparación y la
misma rutina analítica empleada para la
totalidad de las muestras analizadas y considerando
los valores suministrados por el
USGS para cada elemento.
El criterio de selección de muestras
para el análisis geoquímico fue el tomar
las suficientes muestras para que estuviera
bien representada la composición geoquímica
de cada una de las estaciones de
muestreo; considerando la variabilidad
reconocida en su composición mineralógica.
5. RESULTADOS
5.1. Composición Mineralógica
Se han estudiado 175 muestras,
habiéndose efectuado una identificación
cualitativa y estimación semicuantitativa,
por difracción de rayos X. Los resultados
obtenidos se presentan en la tabla 5.1.
Seguidamente se describen las características
más destacables de cada una de las esta-
ciones de muestreo. Entre paréntesis se
indica la sigla correspondiente a la estación
de muestreo en la tabla 5.1.
Se estudiaron ochenta y seis muestras
de lutitas, correspondiendo treinta y cuatro
a la estación de muestreo Corte CRB
en la que se muestrearon seis formaciones
distintas, las cuales se indican en la tabla
5.1. En la estación de muestreo Cerro
Terrero se estudiaron cuatro muestras de
pizarras caolinizadas pertenecientes a la
Formación Pizarras de Muro
(Ashgilliense), junto a las que se estudió
un filón (JVC59) que afecta a dicha formación.
En la estación de muestreo
Garlitos se han estudiados dos muestras de
pizarras caolinizadas pertenecientes a la
Formación Calymene (Arenigiense). Seis
muestras de filitas procedentes de la
Formación Borrachón (Tremadociense) se
han estudiado en la estación de muestreo
Corte de Calamocha y seis de pizarras de la
Formación Bádenas (Llandovery-Ludlow)
en la estación de muestreo Corte de la Fm
Bádenas. En la estación de muestreo de
Santa Eufemia se estudiaron ocho muestras
de pelitas, siete correspondientes a la
Formación Alternancia Pochico
(Arenigiense) y una a la Formación
Calymene Inferior (Llavirn-
Llandeiloiense). Asímismo, se han estudiado
diez muestras correspondientes al perfil
Tabla 4.3. Error relativo estimado en el análisis de los elementos químicos.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 47
de alteración desarrollado sobre filitas de
la estación de muestreo de Perfil de
Buenasbodas (Formación Pusa) y once en
el perfil de alteración de Horcajo de los
Montes (pizarras preordovícicas); en
ambos casos se han estudiado una muestra
de los depósitos de raña sobreyacentes (tal
como se indica en la tabla 5.1). Del Grupo
Cándana se estudiaron cinco filitas, tres
correspondientes a la estación de muestreo
ECESA Rio Oro y dos a la estación de
muestreo Iglesia de San Martín.
Habiéndose estudiado también tres muestras
de arena caoliniferas correspondientes
a la estación de muestreo Arenero.
Se han estudiado cuarenta y dos muestras
correspondientes a caolín desarrollado
sobre granitos. En la estación de muestreo
de Camariñas se han estudiado nueve
muestras correspondientes a filoncillos de
material arcilloso (JVC106, JVC109,
JVC110) y a granito más o menos alterado
(Granito inhomogéneo de Camariñas) próximo
a los filoncillos; así como tres muestras
correspondientes a filoncillos de cuarzo
(JVC100, JVC101, JCV111). En cuanto
a la estación de muestreo Macizo de
Varilongo se han analizado cuatro mues-
tras de granito caolinizado (Granito de
Varilongo), una muestra de un filón de
cuarzo (JVC114) y dos muestras procedentes
de la escombrera de la explotación de
Santa Comba (JVC119 y JVC120), localizada
en el mismo granito. Pertenecientes a
la estación de muestreo Laxe se han estudiado
cuatro muestras correspondientes a
una alteración del granito de Laxe (alineación
Laxe-Dumbria-Muros-Barbanza). En
la estación Cantera Vilariño se han analizado
cuatro muestras de un granito caolinizado
(alineación Laxe-Dumbria-Muros-
Barbanza) y una muestra de un filón de
cuarzo (JVC127). En la estación Ria del
Barquero se han analizado siete muestras
de granito caolinizado (Granito del
Barquero). En la estación Montecastello
(explotación de caolín de ECESA en el
granito de san Ciprián) se han analizado
doce muestras correspondientes a granito
caolinizado de San Ciprián, ocho filones de
cuarzo (*), un filón de trumalina (+) y un
nódulo ferruginoso(**).
En la estación denominada ECESA Rio
Oro se han analizado dos muestras correspondientes
a cuatro muestras de felsitas
caolinizadas que se presentan inyectadas
Tabla 5.1 Formacion (Fm): Alternancia Inferior (Alt. Inferior); Alternancia Canteras (Alt. Canteras);
Alternancia Superior (Alt. Sup); Pizarras de Muro (piz. Muro); Cuarcita de Criadero (Cta. Criadero);
Pizarras Ampelíticas Negras (Piz. Amp. negras); Cuarcita Grupo Cándana (C.Cándana); Pizarras
preordovícicas (Piz. preord.); Alternancia Pochico (Alt. Pochico). Granitos: G. Camariñas (G.C.); G.
Varilongo (G.V.); Alineación granítica Laxe-Dumbría-Muros-Barbanza (A.L.B.); G. del Barquero
(G.B.); G. San Ciprián (G.S.C). Estación de Muestreo (E.M.): [Las muestras cuya sigla de E.M. aparecen
entre paréntesis corresponden a caolines desarrollados sobre granitos, el resto a formaciones
lutíticas] Corte CRB (CRB); Cerro Terrero (C.T.); Garlitos (GAR); Arenero (AR.); Camariñas
(CAM.); Macizo de Varilongo (M.V.); Laxe (LAX.); Cantera Vilariño (C.V.); Ria del Barquero (R.B.);
Iglesia de San Martín (I.M.); Montecastello (M.C.); ECESA Rio Oro (E.R.O.); Corte de Calamocha
(C.C.); Corte Formación Bádenas (C.B.); Perfil Buenasbodas (P.B.); Perfil Horcajo de los Montes
(P.H.); Santa Eufemia (S.E.); Tonsteins Formación Barrios. Color: Gris (G); Ocre (O); Negro (N);
Rojo (R); Blanco (B); Marrón (M); Verde (V).

48 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Tabla 5.1. Análisis mineralógico semicuantitativo de las muestras estudiadas.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 49
Tabla 5.1. Continuación.

50 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Tabla 5.1. Continuación.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 51
Tabla 5.1. Continuación.
en el Grupo Cándana y dos filoncillos arcillosos
que afectan a las felsitas.
Se han estudiado además veinte muestras
de tonsteins pertenecientes a la
Formación Barrios, correspondientes a distintas
estaciones; la muestra N2 corresponde
a una filita de la citada formación.(muestras
suministradas por el Dr. C.
Aramburu, Dto. Estatigrafía, Universidad
de Oviedo).
5.2. Composición geoquímica
Se han analizado cincuentainueve
muestras de roca total y treintainueve de
muestras de fracción arcilla. Los datos de
elementos mayores se detallan en las tablas
5.2 y 5.3 respectivamente.
5.3. Análisis microestructural
Se ha realizado un análisis microestructural
sistemático de caolinita e illita en
todas las muestras analizadas que contienen
dichas fases en cuantía suficiente para
permitir el estudio de los perfiles 001
mediante el programa Mudmaster. Como
índice de la bondad de los perfiles se inclu-
yen los valores de R pf (índice de acuerdo
del ajuste efectuado con una función analítica);
tratándose de registros rutinarios
los valores son relativamente altos, aunque
en la mayoría de los casos están por debajo
de 6%, teniéndose valores muy altos,
cuando se trata de picos poco intensos
(como consecuencia de la escasa cuantía).
El programa utilizado, basado en el método
de Bertaut-Warren-Aberbach, se ha
descrito en el epígrafe 4.3. Los resultados
obtenidos con el Mudmaster y que se presentan
en la tabla 5.4, son: a) Tamaño de
cristalito medio extrapolado ponderado en
área (BM); b) Tamaño de cristalito medio
(obtenido de la distribución de tamaños)(M);
c) Parámetros lognormales de
CSD (crystallite size distributions); d)
Tamaño de cristalito medio ponderado en
volumen (VM).
En la tabla 5.4. constan también los
valores de la anchura a mitad de altura de
los picos 001 de la illita y de la caolinita
de las muestras estudiadas (2ω, expresado
en º2θ Cu Kα1).
Se han seleccionado los parámetros 2ω,
por ser índices que han sido utilizados con
relativo éxito en la identificación de pro-

52 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Tabla 5.2. Resultados del análisis geoquímico de elementos mayores en roca total. Unidades en %.
El significado de las siglas es el mismo que en la tabla 5.1.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 53
Tabla 5.3. Resultados del análisis geoquímico de elementos mayores en la fracción arcilla. Unidades
en %. El significado se las siglas es el mismo de que en la tabla 5.1.
cesos genéticos en caolines (BASTIDA et
al., 1994; AMIGÓ et al. 2000); los valores
de tamaños de cristalito, si tomamos en
consideración los resultados obtenidos por
AMIGÓ et al. (1994) en caolinitas de lutitas
del Cretácico, recogen en gran medida
el sentido físico de los valores de 2ω, y por
otra parte, los parámetros lognormales de
las CSD recogen de un modo resumido,
una considerable información sobre el
resultado de diferentes mecanismos de crecimiento
que han experimentado los
minerales (EBERL et al. 1998).

54 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Tabla 5.4. Parámetros microestructurales de la reflexión 001 de las caolinitas e illitas obtenidas con
el programa Mudmaster y valores de 2 e índice de acuerdo Rpf. Los valores más altos y más bajos
para cada estación de muestreo aparecen en negrita, habiéndose considerado únicamente aquellos
valores de caolinitas e illitas con Rpf

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 55
Tabla 5.4. (continuación).

56 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Tabla 5.4. (continuación).

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 57
Tabla 5.4. (continuación).

58 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
6. ANÁLISIS MICROESTRUCTURAL
DE CAOLINITAS
6.1. Introducción
Se ha llevado a cabo un análisis microestructural
de caolinitas en un conjunto de
12 muestras seleccionadas, utilizando
métodos de DRX & FESEM, descritos en
el capitulo 4, siendo los criterios de selección
los que a continuación se relacionan:
Tabla 6.1. Símbolos y abreviaturas utilizados en las tablas de datos de los análisis microestructurales.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 59
Se ha seleccionado una cantidad de
muestras suficiente para realizar un estudio
comparativo de los métodos de análisis
utilizados.
Las muestras abarcan un amplio rango
de cristalinidad (según el índice de Amigó
et al.,(1994)) y tamaño de cristalito (obtenido
con el programa Mudmaster sobre
registros rápidos), presentes en el conjunto
de 175 muestras y que se recogen en la
tabla 5.4 del capítulo 5.
Se han seleccionado muestras con
representación de caolinitas meteóricas y
no meteóricas.
Siempre que ha sido posible, se han
seleccionado muestras con fracción arcillosa
de composición caolinítica y prácticamente
monomineral, al efecto de poder
analizar fácilmente caolinita por medio de
FESEM.
En la figura 6.2 se recogen los difractogramas
de agregados orientados de la fracción
arcilla de estas muestras.
Los símbolos y abreviaturas utilizadas
en las tablas de datos de los análisis microestructurales
se recogen en la tabla 6.1.
6.2. Características de los patrones
utilizados en el análisis microestructural
En los análisis efectuados en este trabajo
se ha empleado un único patrón para la
caolinita y un único patrón para la illita.
Para el análisis microestructural de la caolinita
se ha utilizado una muestra de yeso
que presenta picos estrechos y próximos a
las reflexiones 001 y 002 de la caolinita.
En concreto, los picos 020 (2θ =11.589º)
y 040 (2θ= 23.397º). Para el análisis de las
illitas el patrón seleccionados ha sido una
moscovita, cuyas reflexiones 002 y 004,
coinciden con las de las illitas y han sido
las más estrechas encontradas para el
correspondiente rango 2θ. En la tabla 6.2
se recogen los parámetros característicos
de los picos registrados para el patrón de
yeso, denominado GY1, y para el patrón
de illita, denominado Barna1. En la figura
6.1 se muestran los perfiles de dichos
patrones.
Con ambos patrones se han obtenido
registros en las mismas condiciones que
los registros correspondientes a las mues-
Tabla 6.2. Parámetros correspondientes al análisis de perfil de los registros lentos de los patrones
GY1 y Barna1. (*) hc y hg se consideran como la contribución instrumental al ensanchamiento
de los perfiles, es decir, son gc y gg en la aplicación del método de Voigt de las muestras estudiadas.

60 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
tras. Así se realizaron barridos rápidos en
el difractómetro Siemens D500 y barridos
lentos en el difractómetro Bruker D5005,
según las condiciones de medida que se
describen en el epígrafe 4.3.2.
6.3. Parámetros característicos de
los perfiles
En el presente epígrafe se describen las
características de los picos 001 y 002 de
las caolinitas estudiadas. En tres de los
cinco métodos empleados (métodos de
Warren y Averbach, Williamson y Hall,
función de Voigt) se ha trabajado con funciones
analíticas resultantes de los ajustes
de perfil realizados sobre los difractogramas,
en los otros dos (Mudmaster, Sistema
Experto) se han utilizado directamente los
difractogramas. El empleo de funciones en
lugar de los picos, se debe, en algunos
casos, a exigencias del método (el programa
Win-Crysize sólo trabaja con funciones),
en otros (Williamson y Hall, función
de Voigt) para evitar problemas de solapamientos
de picos de otros minerales. Estos
problemas pueden ser obviados en los dos
métodos restantes por las características de
éstos.
En la tabla 6.3 se recogen las características
de las reflexiones 001 y 002 de las
caolinitas expresadas mediante los parámetros
correspondientes al análisis de perfil
de dichas reflexiones. Dichos parámetros
corresponden a las distintas funciones
analíticas empleadas en los ajustes de perfil.
Los valores de βfc, βfg de las funciones
split pseudo-Voigt, split Voigt y Voigt
son los obtenidos en el método de Voigt.
Figura 6.1. Perfiles de los patrones empleados en el análisis microestructural

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 61
Figura 6.2. Difractogramas de agregados orientados de las muestras estudiadas en el capítulo 6
(Análisis microestructura de caolinitas). I= illita; Fd= feldespatos; i= imogolita.

62 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Tabla 6.3. Parámetros correspondientes al análisis de perfil de las reflexiones 001 y 002 de las caolinitas
seleccionadas. Formación (Fm): 1: Pizarras Muro [Cerro Terrero]; 2:G.Varilongo; 3:G.
Barquero; 4:G.San Ciprián; 5: Felsitas grupo Cándana; 6:Fm Borrachón [Calamocha]; 7:Pusa
[Buenasbodas]; 8: Fm Barrios [Abedul]. Tipo de muestra (lit): p:pizarra; c: caolín. Entre corchetes
figuran los nombres de las estaciones de muestreo que no coinciden con el de la formación.
Los valores de dichos parámetros para la
función split Pearson7 son los obtenidos
en el método de Williamson y Hall, según
las aproximaciones de Cauchy y Gauss. El
factor de forma Φ se emplea en el método
de Voigt, pero se índica también para las
funciones split Pearson7.
En la tabla anterior se han recogido los
ajustes de los picos 001 y 002 mediante las
funciones analíticas de mejor acuerdo, que

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 63
Tabla 6.3. (continuación)
suelen ser sp.pv1 y sp.pr7, obteniéndose
mejor acuerdo con la primera de ellas, con
la excepción de las muestras JVC258 y C5.
Por ello, la función sp.pv1 se ha empleado
para el ajuste en todas las muestras en los
métodos de Williamson-Hall y Warren-
Averbach. En el método de la función de
Voigt se ha empleado la función v.f.

64 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
6.4. Métodos aplicados
6.4.1. Método de Williamson y Hall
En la tabla 6.4 se muestran los valores
correspondientes a las pendientes obtenidas
con el método de Williamson y Hall,
junto con los valores de β* y de d* empleados
en su cálculo, según la aproximación
de Cauchy, y en la tabla 6.5 según la aproximación
de Gauss. Los valores de las
anchuras integrales y de los espaciados se
obtuvieron por medio del ajuste de funciones
con el programa Profile; dichos
ajustes se llevaron a cabo con la función
sp.pv1, por ser la que presentó mejores
valores del parámetro de acuerdo R p f
(reliability) (véase tabla 6.3).
6.4.2. Método de la función de
Voigt
Los resultados del análisis mediante el
método de la función de Voigt (tamaño de
cristalito y el parámetro de distorsión
e) se presentan en la tabla 6.6 (el significado
de los símbolos y abreviaturas
utilizadas en la tabla pueden consultarse
en la tabla 6.1.).
6.4.3. Programa Mudmaster
(Bertaut-Warren-Averbach)
En la tabla 6.7 se presentan los resultados
obtenidos con el programa
Mudmaster.
Tabla 6.4. Valores de * y d* de las reflexiones 001 y 002 de las caolinitas calculados según la aproximación
de Cauchy y el correspondiente valor de obtenido de los diagramas de Williamson y
Hall. La función analítica empleada en los ajustes ha sido la sp.pv1.
Formación (Fm): 1: Pizarras Muro [Cerro Terrero]; 2: G. Varilongo; 3: G. Barquero; 4: G. San
Ciprián; 5: felsitas grupo Cándana; 6: Fm Borrachón [Calamocha]; 7: Pusa [Buenasbodas]; 8: Fm
Barrios [Abedul]. Tipo de muestra (lit): p:pizarra; c: caolín.
Entre corchetes figuran los nombres de las estaciones de muestreo que no coinciden con el de la
formación.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 65
Tabla 6.5. Valores de * y d* de las reflexiones 001 y 002 de las caolinitas calculados según la aproximación
de Gauss y el correspondiente valor de obtenido de los diagramas de Williamson y Hall.
Las funciones analíticas empleadas en el ajuste de los picos ha sido la sp.pv1.
Formación (Fm): 1: Pizarras Muro [Cerro Terrero]; 2:G.Varilongo; 3:G. Barquero; 4:G.San Ciprián;
5: felsitas grupo Cándana; 6:Fm Borrachón [Calamocha]; 7:Pusa [Buenasbodas]; 8: Fm Barrios
[Abedul]. Tipo de muestra (lit): p:pizarra; c: caolín.
Entre corchetes figuran los nombres de las estaciones de muestreo que no coinciden con el de la
formación.
Tabla 6.6. Parámetros microestructurales de las caolinitas para las reflexiones 001 y 002 obtenidos
mediante el método de la función de Voigt.
Formación (Fm): 1: Pizarras Muro [Cerro Terrero]; 2:G.Varilongo; 3:G. Barquero; 4:G.San Ciprián;
5: felsitas grupo Cándana; 6:Fm Borrachón [Calamocha]; 7:Pusa [Buenasbodas]; 8: Fm Barrios
[Abedul]. Tipo de muestra (lit): p:pizarra; c: caolín.
Entre corchetes figuran los nombres de las estaciones de muestreo que no coinciden con el de la
formación.

66 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
6.4.4. Método de Warren y
Averbach
En la tabla 6.8 se recogen los resultados
obtenidos en el análisis microestructural
con el método de Warren y Averbach
(el significado de los símbolos y abreviaturas
utilizadas en la tabla pueden consultarse
en la tabla 6.1.).
6.4.5 Sistema Experto de Plançon y
Zacharie
Como se ha indicado, este programa
suministra un método de caracterización
estructural, que indica la presencia de una
o más fases de diferente grado de orden
estructural, y en el caso de existencia de
una sola, da la medida de su desorden
estructural. Se ha aplicado el Sistema
Experto a 6 caolinitas de la selección, al
resto de caolinitas no ha sido posible aplicar
dicho método debido a que no presentan
todas las reflexiones necesarias. En la
tabla 6.9 se muestran los resultados obtenidos
con el Sistema (el significado de los
símbolos y abreviaturas utilizadas en la
cabecera de la tabla puede consultarse en
la tabla 6.1.).
6.5 Estudio por FESEM
Se han estudiado siete muestras del
conjunto seleccionado para el análisis
microestructural, habiéndose medido
tamaños de cristalito en la dirección [001]
Tabla 6.7. Parámetros microestructurales de la reflexión 001 de las caolinitas obtenidos con el programa
Mudmaster. Se muestran también los resultados correspondientes a la reflexión 002 de las
illitas, cuando está presente dicho mineral está presente. (I indica los valores de illita, K los de caolinita).
(Formación (Fm): 1: Pizarras Muro [cerro Terrero]; 2:G.Varilongo; 3:G. Barquero; 4: G. San
Ciprián; 5: felsitas grupo Cándana; 6:Fm Borrachón [C a l a m o c h a]; 7: piz. Precámbricas
[Buenasbodas]; 8: Fm Barrios [Abedul]. Tipo de muestra (lit): p: pizarra; c: caolín.
Entre corchetes figuran los nombres de las estaciones de muestreo que no coinciden con el de la
formación.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 67
sobre las imágenes captadas, tal como se
ha descrito en el epígrafe 4.4 (Las muestras
que presentan illita en cantidades apreciables
no han sido estudiadas para evitar
problemas de identificación y los consi-
guientes errores en el cálculo de tamaño de
cristalito). En la tabla 6.10 se presentan
los datos estadísticos de las medidas de
tamaños de cristalito reales en cada una de
las muestras estudiadas.
Tabla 6.8. Parámetros microestructurales de la caolinita para las reflexiones 001 y 002, determinados
mediante el método de Warren y Averbach. Las FAP empleadas para los picos de las muestras
y el patrón han sido sp.pv1. (Formación (F): 1: Pizarras Muro [Cerro Terrero]; 2:G.Varilongo; 3:G.
Barquero; 4:G.San Ciprián; 5: Felsitas grupo Cándana; 6:Fm Borrachón [Calamocha]; 7:Pusa
[Buenasbodas]; 8: Fm Barrios [Abedul]. Tipo de muestra (l): p:pizarra; c: caolín. Entre corchetes
figuran los nombres de las estaciones de muestreo que no coinciden con el de la formación. _D=
(nm). M= MRF (nm). R=RMS (L= 5nm) · 10 2 .
Tabla 6.9. Parámetros microestructurales obtenidos con el Sistema Experto. (n = número de fases).
(Formación (F): 1: Pizarras Muro [cerro Terrero]; 2:G.Varilongo; 3:G. Barquero; 4:G.San Ciprián; 5:
Felsitas grupo Cándana; 6:Fm Borrachón [Calamocha]; 7:Pusa [Buenasbodas]; 8: Fm Barrios
[Abedul]. Tipo de muestra (l): p: pizarra; c: caolín.
Entre corchetes figuran los nombres de las estaciones de muestreo que no coinciden con el de la
formación.

68 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Tabla 6.10. Datos estadísticos obtenidos con las medidas de tamaño de cristalito, según la dirección
[001], de las caolinitas efectuadas en las imágenes de FESEM.
6.6. Comparación entre tamaños de
cristalito según métodos
Se aprecian correlaciones positivas altamente
significativas entre todos los tamaños
de cristalito. La mejor correlación con
los tamaños de cristalito medidos en las
imágenes de FESEM se da con los obtenidos
con el método de la Función de Voigt.
No se observa ninguna correlación entre
las pendientes de las rectas de los diagramas
de Williamsonn y Hall, pero sí una
correlación positiva altamente significativa
entre las pendientes obtenidas según la
aproximación de Cauchy y según la aproximación
de Gauss. En la figura 6.3. se
muestra una comparación entre los tamaños
de cristalito obtenidos con los distintos
métodos empleados en este trabajo.
Figura 6.3. Comparación entre los tamaños de cristalito obtenidos, para cada muestra, según los
distintos métodos empleados en este capítulo. (K-BM –Mudmaster; Warren y Averbach;
método de la función de Voigt; FESSEM- tamaños medidos en la imágenes obtenidas con
dicha técnica; W-H-t-c- pendientes de las rectas obtenidas en los diagramas de Williamson y Hall
según la aproximación de Cauchy.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 69
a b
c d
e
Lámina 6.1. Fotos de FESEM de caolinitas. La
escala equivale a 250nm. Fotos a= JVC132;
b=JVC165; c=JVC112; d= JVC164; e= JVC156.

70 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
7. TRATAMIENTO DE DATOS
f g
Lámina 6.1 (continuación). f= JVC154; g= JVC130.
Se ha efectuado un tratamiento estadístico
con los datos de composición mineralógica,
química y microestructurales, utilizando
el paquete estadístico SPSS. Los
tratamientos aplicados han sido: 1)
Análisis de conglomerado jerárquicos
(c l u s t e r); 2) Correlaciones múltiples; 3)
Análisis de varianza (ANOVA) y prueba
de Scheffé.
Además, se ha aplicado el método de
las isoconas de BAUMGARTNER &
OLSEN (1995), con la finalidad de establecer
un balance de masas que aporte
información sobre los mecanismos de caolinización.
7.1. Análisis de conglomerados
jerárquicos
De datos químicos y mineralógicos
Se ha empleado el método de Ward,
considerando los intervalos de distancia
euclídea al cuadrado.
En el análisis de conglomerados jerárquicos
aplicado a datos de composición
mineralógica ha permitido diferenciar 3
grupos mineralógicos distintos. La figura
1 recoge la ubicación de las muestras de
dichos grupos en el diagrama triangular
de componentes mayoritarios cuarzo –
caolinita – illita; la figura 7.2 corresponde
al dendrograma de datos de composición
mineralógica.
El análisis de conglomerados jerárquicos
efectuado con datos de composición
química en elementos mayores de roca
total, ha permitido diferenciar 4 grupos
(véase figura 7.3).
La figura 7.4 ilustra las relaciones entre
grupos de cluster de datos químicos y
cluster de datos de composición mineralógica.
De datos microestructurales
El análisis de conglomerados jerárqui-

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 71
Figura 7.1. Representación ternaria en función
de los constituyentes minerales principales de
los grupos distinguidos en el análisis de cluster
de datos mineralógicos. (I=illita; Q= cuarzo;
K= Caolinita - grupo 1 O , grupo 2 [], grupo 3
)
cos con parámetros microestructurales ha
permitido diferenciar 4 grupos (véase
figura 7.5). Los parámetros que se han
considerado en esta análisis han sido BM,
M, α, β 2 , obtenidos con el programa
Mudmaster, y el parámetro 2ω. Se han
considerado únicamente los parámetros
microestructurales de las caolinitas cuya
reflexión 001 presenta un índice de acuerdo
R pf inferior al 6%, obtenido ajustando
dichos picos a funciones con el programa
PROFILE. Los estadísticos descriptivos de
estos grupos se presentan en las tablas 7.1,
7.2, 7.3 y 7.4. Los símbolos y abreviaturas
utilizadas en el texto y en las tablas se
recogen en la tabla 6.1.
7.2. Correlaciones múltiples
Se han efectuado correlaciones lineales
entre datos de composición química (de
roca total y de fracción arcilla) y datos de
composición mineralógica, y de ambos con
datos de parámetros microestructurales.
Como correlaciones lineales significativas
más relevantes cabe destacar la correlación
lineal positiva significativa entre el
contenido en caolinita y los valores de los
parámetros microestructurales obtenidos
con el programa Mudmaster (véase la tabla
7.5); lo que indicaría que el mayor desarrollo
cristalino de caolinita (mayor
tamaño de cristalito promedio y distribución
de tamaños más amplia, con máximo
desplazado a mayores tamaños) se da en
muestras con mayor contenido en caolinita
. Debe resaltarse que no se ha encontrado
correlación significativa entre el contenido
en caolinita y el valor de 2ω. Esto
quiere decir que los perfiles incluyen una
información adicional que no se advierte
en el parámetro 2ω.
7.3. Análisis de varianza (ANOVA)
y prueba de Scheffé
En el presente trabajo se han considerado
como variables dependientes: 1)
Composición mineralógica (estimación
semicuantitativa); 2) Composición química
en elementos mayores, traza y tierras
raras en roca total; 3) Composición química
en elementos mayores, traza y tierras
raras en fracción arcilla; 4) Parámetros
microestructurales de las caolinitas e illitas
con índice de acuerdo R pf

72 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figura 7.2. Dendrograma análisis de datos de
composición mineral(en %).
Figura 7.3. Dendrograma de datos de composición
química de roca total

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 73
Figura 7.4. Relaciones entre grupos de cluster de datos químicos y cluster de datos de composición
mineralógica. La simbología de muestras según cluster mineralógico se mantiene en las figuras
siguientes salvo que se indique lo contrario.
- GME: grupo de pertenencia según
análisis cluster de datos microestructurales.
- periodo: periodo al que pertenecen
las formaciones y materiales estudiados.
- LIT: relativo al tipo de material estudiado:
1) R. ígnea no alterada; 2) R. sedimentaria/metamórfica
no alterada; 3) R.
ígnea con alteración no meteórica; 4) R.
sedimentaria/metamórfica alterada meteóricamente;
5) R. sedimentaria/ metamórfica
alterada hidrotermalmente; 6)
Depósitos de raña; 7) Filones; 8) R. alterada
por proceso no conocido.
- LITOR: relativo a la litología previa
a la alteración: 1) R. ígnea; 2) R. sedimentaria;
3) Deposito de filón. En los ANOVA
en el que se ha considerado como variable
dependiente la composición química de la
fracción arcilla se han distinguido como
etiquetas: 1) R. ígnea, excluyendo felsitas;
2) R. sedimentaria; 3) Felsitas.
- ALT: Mecanismos de alteración y
asociados: 1) No meteórica; 2) Meteórica;
3) Ninguna; 4) Meteórica + sedimentaría
(previa o posterior); 5) Proceso no identificado.
En el ANOVA de datos mineralógicos
se aprecian diferencias significativas positivas
en illita entre los grupos 1 y 2, y 1y
3. Diferencias significativas en caolinita
entre 1 y 3 (negativa) así como entre 2 y 3
(negativa) que también presentan diferencia
significativa negativa para interestratificados.
Además de estas diferencias tam-

74 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Tabla 7.1. Estadísticos descriptivos del grupo 1
del análisis de conglomerados jerárquicos de
datos microestructurales de caolinitas. Número
de muestras= 32.
Tabla 7.3. Estadísticos descriptivos del grupo 2
del análisis de conglomerados jerárquicos de
datos microestructurales de caolinitas. Número
de muestras= 4.
bién se aprecian diferencias significativas
positivas entre 1 y 2 para filosilicatos y
anatasa; diferencias significativas negativas
entre 1 y 2 para cuarzo, feldespatos,
clinoenstatita y turmalina; diferencias significativas
negativas entre 1 y 3 para alunita;
diferencias significativas negativas
entre 2 y 3 para filosilicatos, anatasa y alunita,
y positivas para cuarzo, feldespatos,
clinoenstatita y turmalina.
El Anova de datos químicos de roca
total tomando como variable independiente
la pertenencia a grupos cluster de datos
geoquímicos pone de manifiesto que las
diferencias significativas entre más grupos
se aprecian para Al 2 O 3 , LOI, Ba, Co, Cr,
Tabla 7.2. Estadísticos descriptivos del grupo 3
del análisis de conglomerados jerárquicos de
datos microestructurales de caolinitas. Número
de muestras= 36.
Tabla 7.4. Estadísticos descriptivos del grupo 4
del análisis de conglomerados jerárquicos de
datos microestructurales de caolinitas. Número
de muestras= 7.
Ga, Sc, La, Ce y Nd; siendo destacable la
neta diferenciación del grupo 1 respecto a
los otros tres, para Al 2 O 3 , MgO, K 2 O, Ba,
Cr, Sc, La, Ce y Nd.
Considerando datos de fracción arcilla,
las diferencias entre grupos son menores, y
de entrada se registran únicamente 3 grupos
entre las muestras analizadas. Se mantiene
la individualización neta del grupo 1
respecto a los demás para Al 2 O 3 , Fe 2 O 3 ,
MgO, K 2 O, LOI, Ba, Cr, Rb, habiéndose
diluido las diferencias para gran parte de
elementos, particularmente para tierras
raras, y observándose una significativa
diferenciación del grupo 2 para As.
El ANOVA de datos químicos de roca

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 75
Figura 7.5. Dendrograma de datos microestructurales
de caolinitas con Rpf

76 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Tabla 7.5. Correlación entre los datos de composición mineralógica y datos microestructurales
(Número de casos=79).
nizadas del Grupo Cándana, a las pizarras
del Cerro Terrero y en los perfiles de alteración
desarrollados sobre pizarras de
Buenasbodas y Horcajo de los Montes.
Para completar este estudio se han empleado
análisis obtenidos de la bibliografía,
correspondientes a perfiles de alteración
desarrollados sobre rocas ígneas.
En algunas estaciones de muestreo no
se ha considerado en conjunto la composición
química de todas las muestras analizadas,
habiéndose considerado composiciones
por separado, según los grupos
obtenidos del análisis cluster de datos quí-
micos, al efecto de disminuir la incertidumbre
(desviación estándar) asociada a la
composición de cada uno de los elementos
químicos y distinguir diferentes intensidades
de alteración.
Resumen y consideraciones
Las tablas 7.6. y 7.7. presentan resultados
de los balances para las estaciones de
muestreo consideradas, así como de balances
establecidos con datos bibliográficos.
Los resultados de la tabla 7.6. se refieren a
cambio de masa de cada elemento (valor

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 77
absoluto), y los de la tabla 7.7. a variación
relativa (en %). En la figura 7.6 se muestra
el cambio en masa total de las distintas
estaciones de muestreo.
Debe notarse que todos los balances
presentan signo positivo salvo los correspondientes
a perfiles de alteración meteórica
(Buenasbodas, Horcajo de los Montes)
ya que en el caso del caolín de granito de
Laxe, perteneciente al cluster 3, el balance
es negativo, pero presenta una incertidumbre
mayor que el valor de la pérdida.
Los balances positivos se explican fácilmente
por cuanto la masa reemplazante se
presenta en un tamaño de grano mucho
más fino (mayor superficie específica) con
lo que el volumen de la fracción sólida
crece de modo importante, lo cual permite
que haya una incorporación de masa en
el volumen total de la roca sin que aumen-
Tabla 7.6. Cambio de masa (g) de los elementos en las distintas estaciones de muestreo.
Tabla 7.7. Cambio de masa (en %) de los elementos en las distintas estaciones de muestreo.
(Abreviaturas y símbolos como en la tabla 7.6).

78 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figura 7.6. Cambio en masa total en las distintas estaciones de muestreo (la sigla gq hace referencia
al grupo de pertenencia del análisis de conglomerados jerárquicos con datos químicos).
te la densidad, hecho que se corresponde
con los enormes cambios de masa porcentuales
que se registran para los valores de
LOI (a diferencia de las ligeras pérdidas
porcentuales de LOI en los perfiles de alteración).
(Abreviaturas y símbolos: Gr= grupo
del análisis de cluster de datos químicos al
que pertenecen las muestras de roca alterada;
P.A.= Perfil de alteración; *= no se
dispone del análisis del elemento en la
roca fresca o en la alterada; - =elemento
inmóvil). En el caso de las muestras del
grupo 3 del análisis cluster de datos químicos
correspondientes a los caolines del
Macizo de Varilongo se presentan los
resultados de las dos isoconas posibles
(f1=fila1; f2=fila2).
8. MECANISMOS DE CRECIMIENTO
Y PARÁMETROS MICROESTRUC-
TURALES
La figura 8.1 representa los valores de
Kβ 2 y Kα de caolinita para muestras de
los caolines estudiados (recogidos en la
tabla 5.4). En el conjunto de puntos se
pueden distinguir: a) Conjuntos de puntos
ajustables a rectas con pendiente positiva y
que corresponden a caolines de las Felsitas
del Grupo Cándana, Caolines del Granito
del Barquero, Caolines del Macizo de
Varilongo, Caolines del Granito de Laxe y
Caolines del Cerro Terrero. b) Conjuntos
de puntos ajustables a rectas de pendiente
negativa: comprendiendo caolinitas del
Perfil de Horcajo de los Montes, de las

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 79
Figura 8.1. Pautas de crecimiento según parámetros lognormales K y K 2 .
Pizarras de la Formación Borrachón, de las
Cuarcitas de Cándana y Caolines de
Vimianzo. c) Los demás puntos, correspondientes
a caolines de Burela, y
Tonsteins de la Formación Barrios.
Los conjuntos de puntos incluidos en el
grupo a) presentan un intervalo de variación
de α ≥ 1 (salvo el correspondiente a
las felsitas del Grupo Cándana) y pertenecen
a los grupos 1 y 2 del cluster de datos
microestructurales (caolinitas menos crecidas).
La pauta lineal con pendiente positiva
de tales rectas correspondería (EBERL et
al., 1998) a nucleación y crecimiento con
velocidad decreciente, en sistema abierto,
o a crecimiento controlado por superficie
en sistema abierto. Lo cual está de acuerdo
con las distribuciones reducidas de tamaño
de cristalito que muestra las caolinitas;
reconociéndose una evolución hacia una
distribución estacionaria con máximo a
menor tamaño relativo. EBERL et al.
(1998) interpretan una alineación de
menor pendiente respecto a otras de mayor
pendiente, en illitas de un mismo yacimiento,
diferenciando crecimiento controlado
por superficie frente a nucleación y
crecimiento; en este caso, las alineaciones
corresponden a diferentes yacimientos, y el
número de puntos es mucho menor.
Los conjuntos ajustables a rectas con
pendiente negativa, de acuerdo con
EBERL et al. (1998) reflejarían una evolución
mediante Ostwald ripening en sistema
cerrado. Las distribuciones reducidas

80 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
en el curso del crecimiento, a diferencia de
lo que ocurría en el caso anterior, evolucionan
con desplazamiento del máximo de
frecuencia hacia mayores tamaños relativos
, con disminución de la asimetría de la distribución
reducida, sin llegarse a alcanzar
el estado estacionario.
Por otra parte, este mecanismo de crecimiento
no es incompatible con el balance
de masa negativo reconocido en los perfiles
de alteración (véase tabla 7.6), dado
que el mecanismo de Ostwald ripening
evita el aumento de volumen asociado al
desarrollo de sólidos de muy pequeño
tamaño de partícula.
Los demás puntos corresponden a los
grupos 3 y 4 del cluster de datos microestructurales,
y caolín de Burela y tonsteins.
Particularmente en el caso de los tonsteins
se aprecian conjuntos de puntos que determinan
rectas de pendiente prácticamente
nula (líneas paralelas de diferente Kβ 2 ).
Ello podría reflejar crecimiento controlado
por aportes en sistema abierto, y estaría de
acuerdo con los resultados del balance de
masas para los caolines de Burela (Granito
de San Ciprián) donde el proceso de alteración
implica una extraordinaria ganancia
de masa (véase tabla 7.6).
Mediante este mecanismo de crecimiento
los cristales de caolinita presentan
una distribución reducida de tamaños
relativos estacionaria (las distribuciones
correspondientes a tamaños medio creciente
se superponen.
En el presente trabajo, no se abordan
las condiciones de crecimiento de la illita
por cuanto en los caolines (grupo 3 del
cluster de composición mineralógica) los
contenidos en illita son bajos, y como consecuencia
los Rpf de los perfiles de sus
reflexiones son demasiado altos. Por otra
parte sin ceñirse a muestras del citado
grupo del cluster, mediante Anova no se
han reconocido diferencias significativas
de β 2 para illita entre muestras etiquetadas
como de alteración hidrotermal, y en
todo caso cuando se alcanza el estadio de
crecimiento controlado por aportes, y siendo
el potasio variable intensiva de sistema
químico, las condiciones estables serían
gibbsita + caolinita o gibbsita + mica ,o
bien caolinita + cuarzo o esmectita + cuarzo
o interestratificados illita-esmectita o
interestratificados illita-esmectita
(VELDE, 1977).
Las muestras de los grupos 3 y 4 del
cluster de datos microestructurales de caolinita,
las illitas más crecidas (mayor β 2 y
mayor a) son más frecuente en el grupo 1
(de caolinitas poco crecidas) y que el grupo
de las caolinitas más crecidas (el 4) únicamente
presenta illitas poco crecidas o
decrecidas.
9. CONCLUSIONES
Se resumen a continuación las conclusiones
más relevantes que pueden extraerse
del trabajo efectuado:
1.- Los valores 2ω de los perfiles de
pico 001 de caolinita e illita suministran
información útil para la caracterización de
los materiales, pero los parámetros obtenidos
por análisis microestructural por DRX
aportan mayor información que permite
establecer diferencias entre grupos establecidos
por análisis cluster, o mediante diferentes
atributos geológicos, hecho que se
ha puesto de manifiesto mediante Anova.
2.- La comparación mutua de los tamaños
aparentes de cristalito obtenidos por

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis microestructural de caolinitas 81
diferentes métodos de AMDRX y con los
tamaños obtenidos por FESEM ha puesto
de manifiesto que la mejor correlación con
los valores FESEM se da en los valores Dv
(método de la función de Voigt), y la peor
en los valores KBM (programa
Mudmaster). Los valores obtenidos por
métodos Warren-Averbach son sensiblemente
inferiores a los obtenidos por el
método de la función de Voigt, y éstos, a
su vez, inferiores a los tamaños medidos en
FESEM.
3.- En el conjunto de todos los caolines
estudiados (grupo con predominio de caolinita
en el cluster de composición mineralógica)
no se ha observado correlación
lineal significativa entre el valor 2ω de la
reflexión 001 de la caolinita y el contenido
en caolinita, aunque sí que se han puesto
de manifiesto mediante Anova diferencias
significativas para dicho parámetro
entre los materiales ricos en caolinita y los
materiales ricos en illita.
4.- En dicho conjunto se ha observado
correlación lineal significativa entre el
contenido en caolinita y los valores de los
parámetros KM, KVM, Kα y Kβ 2 (obtenidos
por el programa Mudmaster). Ello
significa que el mayor desarrollo cristalino
de caolinita (mayor tamaño de cristalito
promedio y distribución de tamaños más
amplia con máximo desplazado a mayores
tamaños) se da en muestras de mayor contenido
en caolinita.
5.- El Anova de datos microestructurales
de caolinita ha puesto de manifiesto
diferencias significativas positivas para
Kβ 2 entre grupos de alteración hidrotermal
y de alteración meteórica, no apreciándose
diferencias significativas para
dicho parámetro de illita en materiales de
dichos grupos.
6.- En el conjunto de materiales considerados,
el balance de masas establecido
entre producto de alteración y roca inicial
presenta signo positivo, con la única
excepción de los perfiles de alteración
meteórica, en los cuales el balance es negativo.
7.- A través de la variación de los parámetros
β 2 y α de las distribuciones de
tamaños de cristalito se han distinguido
tres tipos de pautas de crecimiento:
a) Pautas caracterizadas por variación
lineal con pendiente positiva de β 2 frente
a a, que corresponderían a nucleación y
crecimiento con velocidad decreciente, en
sistema abierto o bien a crecimiento controlado
por superficie en sistema abierto.
b) Pautas caracterizadas por constancia
de β 2 frente a α, que corresponderían a
una fase ulterior de crecimiento controlado
por aportes en sistema abierto que originaría
los mayores tamaños de cristalito.
c) Pautas caracterizadas por variación
lineal con pendiente negativa de β 2 frente
a α, que reflejarían una evolución mediante
Ostwald ripening en sistema cerrado.
8.- Los mecanismos de crecimiento
habrían operado en el orden descrito en el
epígrafe anterior, de modo que una evolución
completa constaría de: 1º) fase inicial
en sistema abierto (respecto a los cristales
de caolinita) incluyendo 1- nucleación y
crecimiento (con velocidad decreciente de
nucleación) 2- ulterior crecimiento controlado
por superficie (la superficie generada
por los cristalitos) 3-ulterior crecimiento
controlado por los aportes desde la
solución, 2º) fase de crecimiento en siste-

82 CLAUSELL BORJA, J. V. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
ma cerrado (respecto a los cristales de caolinita)
mediante Ostwald ripening.
9.- Dadas las características observadas
en cuanto a balance de masas y evolución
microestructural, los caolines de las felsitas
del Grupo Cándana y algunos caolines
de Burela, atribuidos todos ellos al Tipo
Burela, de la clasificación de Galán y
Espinosa (1974), deben haberse formado
no en condiciones meteóricas como se
establece en dicha clasificación, sino
hidrotermales.
10.- Análogamente, las características
de balance de masas y evolución microestructural
de los tonsteins asturianos
incluidos en el Subgrupo Pedroso del Tipo
Asturias de la citada clasificación, tampoco
permiten su interpretación como productos
de alteración meteórica (en condiciones
normales de temperatura).
AGRADECIMIENTOS
A la Conselleria de C.E.C. de la
Generalitat Valenciana por la beca del
Subprograma de Becas Predoctorales para
la Formación de Personal Investigador
concedida (1996) a su autor. Al Dr. Felix
Bellido por los análisis químicos de granitoides
no alterados. Al Dr. Joaquín
Bastida por la revisión de este trabajo.
El presente trabajo constituye el resumen
de la Tesis Doctoral del autor, presentada
en la Universitat de València Estudi
General (Tesis 1495, Año 2000) para la
obtención del título de Dr. en Geología, y
que obtuvo la calificación de Sobresaliente
"cum laude".

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Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 101-120
Reflections on the fate of some
geomorphological ideas
ISSN: 0213-4497
Reflexiones sobre el destino de algunas ideas
geomorfológicas
A B S T R A C T
TWIDALE, C. R.
In geomorphology, as in other sciences, investigation is concerned with the collection
and characterisation of data, and the generation and testing of working hypotheses.
Considering the analysis of landforms and landscapes, the reasons some explanations
have been accepted, others rejected, and yet others refuted but later approved, are examined.
In particular, why hypotheses which were considered plausible but were shown
to be flawed still received general acclaim, whereas others of obvious merit were ignored,
are discussed. The roles of chance and the human factor are also broached.
Key words: acceptance/rejection of ideas; plausibility; human factor; fashion in geomorphology;
concepts considered: age of landscape, Channeled Scabland, desert dunes, insolation
weathering, lunettes, river velocity, sheet structure, submarine canyons
Department of Geology and Geophysics, University of Adelaide, Adelaide, South Australia 5005. Tel:
Direct (08) 8303 5392, Department (08) 8303 5376, Fax: Department (08) 8303 4347, E-mail: rtwidale@geology.adelaide.edu.au

102 TWIDALE, C. R. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
INTRODUCTION
Einstein once stated that it is not intellect
but character which makes a great
scientist. Certainly, high intelligence is no
guarantee of moral worth, whereas tenacity,
integrity and moral courage are characteristic
of much of the best scientific
research. Parga Pondal, whom we honour
with this volume, displayed such qualities
not only in his geological career but also
in the much more dangerous arena of life.
In research it is frequently necessary to
persist with an idea in the face of ridicule,
obloquy and professional ostracism. One
may eventually be shown to be in error in
whole or in part, but once convinced of an
interpretation it is obligatory to defend it
vigorously but professionally, tenaciously
but not stubbornly, and always with an
open mind. Yet to win acceptance for an
idea is not always easy and not always
based in logic. Contemplating interpretations
of landscape of bygone ages one is
adversely surprised by the persistence of
untenable ideas, yet also pleased with the
certain knowledge that there have always
been rational beings. Thus, on the one
hand, despite the incontrovertible evidence
to the contrary, including pictures from
space, there are still those who believe in a
flat Earth. Again, there are those, a few,
who, genuinely believe the biblical
account of the age of the Earth, who, despite
all the evidence, regard reports of
Moon landings as propaganda lies, while
complacently accepting biblical allegories
as literal truths. On the other hand, two
millenia or so ago, in classical Greek and
Roman times, there were those who not
only argued from observations that the
Earth is roughly spheroidal, but who,
using this as a basis, had worked out how
to measure the size of the planet on which
we live.
The ever changing interpretation of
various landscape elements well illustrates
POPPER’s (e.g. 1963) assertion that no
scientific theory may ever be regarded as
proven, if only because, as CRICK (1988)
has pointed out, any theory which fits all
the facts must be flawed because some of
those facts will prove to be misleading.
Also as Kant pointed out two centuries
ago, truth is reality as perceived by human
eyes and interpreted by human minds; and
the interpetation of data, especially field
data, is a personal matter, varying with
the observer’s character, training and experience
(READ, 1957, p. i). But not all
rational hypotheses find ready acceptance,
and the more radical or unconventional
the idea the more difficult it has proved to
have it aired. Yet other concepts, clearly
questionable, immediately receive the status
of a theory. What factors influence the
reception accorded an interpretation or
concept perceived to be new?
RATIONAL BUT FLAWED
Many hypotheses and assertions were
plausible in light of the known data at the
time they were derived, but were overtaken
by new data and either modified or
abandoned.
Plausible but placed in perspective
Insolation has long been cited as a
cause of rock disintegration. In ancient
India and Egypt, the expansion of rock

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Reflections on the fate 103
consequent on heating was used as an aid
in quarrying. The rock surface was cleared
of soil and other overburden and a bonfire
lit on the bare rock surface. The heat of
the fire caused the near surface rock to
expand and arch, making it easier to break
the mass into manageable blocks (e.g.
WARTH, 1895). The heat of bushfires
and that generated in nuclear explosions
also causes rocks to flake (e.g. WATANA-
BE et al., 1954). Little wonder that rock
weathering has been attributed to heating
and cooling.
Two arguments have been put. First,
many rocks (e.g. granite) consist of minerals
of different composition and colour,
which absorb radiation differentially and
therefore heat and expand at different
rates. At night or in winter they cool.
After many alternations of such heating
and cooling, diurnal and seasonal, the rock
breaks down into fragments: granular
disintegration. Second, rocks are poor conductors
of heat, so that while rock at and
near the surface heats and expands, that
just below does not, with the result that
eventually the surface layer splits away:
flaking or spalling, depending on scale,
and more generally, 'exfoliation'.
Such reasoning is convincing, and flakes
and slabs of rock as thick as those
involved in A-tents or pop-ups, and even
those referred to as sheet structure, have
been attributed to insolation (e.g. SHA-
LER, 1869; MacMAHON, 1893; SCOTT,
1897, p. 225; PIRSSON & SCHU-
CHERT, 1915, p. 20; TYRRELL, 1928).
Yet, at best, such insolational weathering
is of minor importance in nature. The heat
generated in fires and explosions is shortlived
and localised. Attempts to simulate
disintegration and spalling in the laboratory
have failed, possibly because the time
factor cannot be reproduced, though also
because the experiments were carried out
in dry conditions (see GRIGGS, 1936).
The critical observations placing insolation
in perspective are due to BARTON
(1916).
Barton visited some of the pharaonic
monuments in Egypt. Some had fallen on
to the desert sands, others into the silts of
the Nile valley. In both situations, Barton
noted that the upper faces of blocks and
columns, which when used to construct
the various temples, etc. had been freshly
quarried and which had been exposed to
the Sun’s radiation for 3-4000 years, showed
no detectable sign of disintegration
or decay. On the undersides, on which dew
had formed from time to time, on the
blocks buried in desert sand, and especially
those buried in flood plain silt, there
was clear evidence of alteration.
Such observations do not imply that
insolation does not take place, but they
show that it acts much more slowly than
does moisture attack, even in deserts
where insolational heating is maximal and
moisture is scarce. Common rock-forming
minerals readily react with moisture and
in the humid tropics, where the prevalent
humidity and high temperatures are conducive
to chemical activity, alteration
takes place very quickly. CAILLÈRE &
HENIN (1950) have shown that in
Madagascar, mica in a newly quarried
crystalline rock shows signs of decay
within a few years, and examination of a
granite quarried and used in a building in
Rio de Janeiro again revealed evidence of
alteration within a decade or so. Feldspars

104 TWIDALE, C. R. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
in dated volcanic ash and lava are altered
in 10 3 years in the humid tropics, a soil a
metre thick has been shown to develop on
a dacite in about 5000 years, and ferromagnesian
minerals, especially, decay very
rapidly in such conditions (e.g. WEYL,
1954; HAY, 1960; TRESCASES, 1975)
and detectable rapid rates of weathering
are evidenced elsewhere (e.g. BIRKE-
LAND, 1974; THOMAS, 1994). Though
the Nile is an exoreic stream flowing
through an arid region, in the flood plain
the combination of moisture and heat in
some measure simulate the humid tropics.
Barton's simple but astute observations
placed insolational weathering in perspective.
Plausible but incorrect
River velocity provides a splendid
example of an apparently logical explanation
that has perforce been abandoned.
Though, thanks to the efforts of HUT-
TON (1788, 1795) and GREENWOOD
(1859) it was recognised early in the history
of geomorphology that the vast majority
of valleys have been eroded by the
rivers that flow in them, other early ideas
of river activity and their consequences
were logical, but in error.
Surveys show that the longitudinal
profiles of rivers most commonly describe
concave-upward courses. Gradients are
steepest in the headwater reaches, and
become increasingly gentle as the sea is
approached. It was not unreasonably assumed
that velocity would be greater on steeper
than on gentle slopes, and it was concluded
that, overall, velocity would decrease
from source to sea. This is consistent
with the observational evidence of rushing
headwater streams in the mountains and
apparently sluggish meandering rivers on
the plains. Explanations of many river
characteristics and associated landforms
were based in this concept of downstream
decrease in velocity. For example, the
deposition of debris in flood plains was
said to be due to low velocity rivers not
having the energy to transport the available
load. The absence of coarse detritus in
plains sectors of major rivers like the
Congo and Amazon was attributed to
there being insufficient energy to carry
blocks and boulders.
Velocity is taken as the maximum flow
developed (and demonstrated by measurements)
in the deepest part of the channel,
and about one third of the way down between
the water surface and stream bed.
There are, as expected, local departures
from this generalisation, as for example on
river curves where velocity is greater on
the outside than on the inside of the bend,
and where the river passes through a defile
or narrows. The discharge or volume of
a stream (Q) is a function of cross section
area of channel (A) and velocity (V): Q=A
x V. Water cannot be compressed so that a
narrowing of channels is accompanied by
an increase in velocity; and vice versa. But
such variations are local and the overall
picture stands.
The concept of downstream decrease in
river velocity was based in reasonable
deduction. But it stood only until the
later '50s when the results of measurements
of stream velocities became known.
Stream gauges were set up at intervals
along various rivers and recordings continued
over considerable periods. Contrary

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Reflections on the fate 105
to expectations, apart from a short sector
in the headwater region, river velocity
increases downstream (LEOPOLD, 1953).
But how can a river flow more rapidly on
gentler than on steeper gradients? The
explanation appears to involve channel
characteristics, and in particular the ratio
of cross-section area to wetted perimeter.
In the headwater reaches of a stream, the
channel is eroded in bedrock, with many
irregularities, and many cobbles, blocks
and boulders resting on the stream bed.
Thus the wetted perimeter, or length of
rock surface in contact with water, is long
in relation to the cross-section area of the
channel. Downstream, however, on the
plains, the discharge is higher and the
cross-section area greater; moreover the
river channel is in some measure at least,
eroded in alluvium, with few irregularities.
Thus the ratio of wetted perimeter to
cross-section area is low. As some 95% of
the potential kinetic energy of rivers is
dissipated in frictional losses at the contact
of flowing water with bed and banks
(RUBEY, 1952), there is a much greater
loss of energy in the headwaters than in
the plains sectors. Moreover, in rocky
mountain channels a great deal of energy
is lost as a result of turbulence and eddies
caused by obstacles and irregularities.
[Incidentally, such frictional loss of
energy is the basis of a method, derived
not from hydraulic theory but from trial
and error, commonly used by farmers to
impede or repair gully erosion. Dumping
many large blocks and boulders in the
channel, first, increases the wetted perimeter
and thus reduces stream energy and
velocity, and, second, provides the basis of
a crude dam behind which sediment is
trapped and the channel aggraded.]
It says much for the ingenuity of geomorphologists
that the same features that
were explained in terms of downstream
diminution of flow are just as plausibly
interpreted within the new framework of
stream activity. Many flood plains, it is
now realised, are the result of point bar
deposition during lateral planation by
rivers (see e.g. WOLMAN & LEOPOLD,
1957; LEOPOLD et al., 1964) and the
character of load in plains streams reflects
the weathering and attrition of debris and
the consequent non-availability or supply
of coarse fragments. Such intellectual agility
also highlights the fact that Earth
scientists in general, and geomorphologists
in particular, are good at explaining
what has happened, but not so impressive
when endeavouring to predict events.
Plausible but questionable
Some interpretations are plausible but
owe something to the reputation or distinction
of the proposer, as well as to its
inherent qualities. The offloading hypothesis
of sheet fractures provides such an
example. Arcuate fractures are characteristic
of massive rocks such as granite, and
have long been noted in the literature.
Though some early writers (e.g.
MERRILL, 1897; DALE, 1923; BAIN,
1931) attributed them to torsional and
compressional stresses, they have for many
years been interpreted as due to offloading
or pressure release consequent on erosional
unloading; so much so that in text books
of geology and geomorphology, as well as
in research papers, they are commonly

106 TWIDALE, C. R. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
referred to as offloading or pressure release
joints, or some similar term. The theory
behind this nomenclature is due to GIL-
BERT (1904) and is compelling.
Imagine a mass of granite exposed at
the surface. That it is exposed implies the
erosion of several kilometres of superincumbent
rocks, for granite is emplaced
deep in the crust in an environment characterised
by high ambient temperatures
and lithostatic (hydrostatic) pressures.
The granite cooled at depth through heat
loss to the surrounding rock, but as the
overlying crust thinned through erosion,
pressures diminished and the rock tended
to expand radially, normal with the cooling
surface, i.e. essentially the land surface.
Many rock masses tend to be rounded
by weathering, and particularly by moisture
attack in the subsurface. It was proposed
that expansive or tensional radial
stresses would be manifested in sets of
fractures disposed tangential to the stresses
and parallel to the land surface, and
that these are the well-known offloading
joints. So persuasive is this explanation
that other possible interpretations of the
fractures are pre-empted by their being
widely referred to as offloading joints, etc.
That sets of sheeting fractures in some
places parallel recently eroded surfaces,
such as cirque headwalls and valley side
slopes, is cited as evidence of rupture due
to erosional offloading (e.g. LEWIS, 1954;
KIERSCH, 1964).
Whether joints or faults, all fractures
are a manifestation of pressure release in
the sense that they presumably disappear
in depth as a result of high lithostatic
pressures, but much evidence and argument
is inconsistent with pressure release,
and can best be explained in terms of a
compressive environment (VIDAL
ROMANI et al., 1995; TWIDALE et al.,
1996). For example, at several sites sheet
fractures describe synforms within domical
hills, a relationship impossible of
explanation by offloading. Sheet fractures
are typical of bornhardts or domical hills,
many of which are lithologically identical
with the rock beneath the surrounding
plains, and which appear to be developed
in rock characterised by low fracture density,
presumably as a result of compressive
stress. The development of fracture sets
parallel to recently formed surfaces can be
understood in terms of realignment of
compressive strain in parallel to the changing
geometry of the land surface.
Fractures analogous to sheet fractures can
be produced experimentally by squeezing
partly confined blocks (HOLZHAUSEN,
1989). And so on - there is much evidence
to support the suggestion that sheeting
is associated with compression, and much
field evidence incompatible with the pressure
release hypothesis. Gilbert himself
recognised that sheeting in the eastern
United States was possibly related to compressive
environments (DALE, 1923, p.
29).
[Yet when as a young man in the mid
'60s and visiting a university not far from
Dartmoor, I suggested to my host professor
that I thought the sheet structures I
had observed on nearby granite massifs
could not satisfactorily be explained in
terms of erosional offloading, I was ridiculed:
'What on earth are you thinking of -
of course offloading joints are due to offloading!';
and referees reviewing (and
recommending rejection of) a paper pre-

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Reflections on the fate 107
senting a similar conclusion in the early
'90s offered the same circular argument.]
MENTAL BARRIERS
Some rational explanations based in
field evidence have not been accepted
because of an inability or refusal to accept
the magnitude of natural forces and the
infinite immensity of time.
An Ussherian view of landforms: the
antiquity of landforms
Consider for example the question of
palaeosurfaces. James Hutton lived two
centuries ago and he is widely regarded as
the father of modern geology. It has been
said that he '... discovered time' (EISE-
LEY, 1961 p. 65). Amongst his many
astute and penetrating visions of the Earth
was the grand design whereby the destruction
of old landscapes provided the
materials for the construction of the new.
He saw this recycling process as having
operated in all past and future time, and
he concluded with the famous assertion
that he could see in the landscape no vestige
of a beginning and no prospect of an
end (HUTTON, 1788, 1795). Another of
Hutton's great themes revolved around
the constant wearing away of the land surface,
and many later workers, either tacitly
or explicitly, made the same point, with
the implication that the Earth’s surface is
mostly very young, and with the exception
of exhumed forms, nowhere older
than Te r t i a r y, i.e. nowhere more than
about 60 millions of years old (WOOL-
DRIDGE, 1951, p. 23; LINTON, 1957;
THORNBURY, 1954; BROWN, 1980).
This theme of constant change finds clear
expression in the various models of landscape
evolution applied to the analysis of
landscape.
W.M. Davis, for example, is well
known for his concept of the geographical
(or, more properly, the geomorphological)
cycle, concerned with the evolution of
landscapes through time and with the
development of the peneplain (DAVIS,
1899). According to Davis, rivers and
streams in the form of wash and rills
extend to every last part of the land surface:
'a river is ... a moving mixture of water
and waste in variable proportions, but mostly
water; ... one may fairly extend the "river" over
all its basin and up to its very divides.
Ordinarily treated, the river is like the veins of
a leaf; broadly viewed it is like the entire leaf.'
(DAVIS, 1909, p. 267)
The implication is that the entire land
surface undergoes constant change, erosion
on hills and higher plains, and as a
corollary, deposition in valleys; but all is
changed in some degree or other, and no
landscape can long survive attack by
external agencies. Other models of landscape
evolution, such as scarp retreat
(KING, 1942), or steady state development
(HACK & GOODLETT, 1960;
HACK, 1960), both of which are applicable
in particular structural settings,
carried the same inbuilt age limitation.
Even in favourable circumstances no surface
ought in geologic or stratigraphic
terms to be older than Oligocene, i.e. no
more than some 30-35 millions of years
old (see TWIDALE, 1976).
Yet for the past 70 years various investigators
have been driven by stratigraphic

108 TWIDALE, C. R. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
and topographic evidence to the conclusion
that facets of the contemporary landscape
date back 70-100 million years or
more, to the later Mesozoic (HOSSFELD,
1926; CRAFT, 1932; HILLS, 1934).
Subsequent work has substantiated the
suggestions of these pioneer workers,
though the extent of old palaeosurfaces
and the certainty attaching to their great
ages has been made possible, on the one
hand by advances in regional stratigraphy
and on the other by radiometric dating.
For example, the summit surface of the
Gawler Ranges is an Early Cretaceous feature
(some 120-130 millions of years old;
CAMPBELL & TWIDALE, 1991). That
of the Hamersley Ranges is of Eocene age
and at least 60 millions of years old, the
ribbed crestal bevel of Ayers Rock is at
least Maastrichtian in age, and Kakadu
(Arnhem Land) and the Arcoona Plateau
were in existence in the Early Cretaceous
(TWIDALE, 1994). The ancestors of
many modern rivers can be traced back far
into geological history, in some instances
at least 120 million years and in others a
mere 60 million (TWIDALE, 1997).
Remnants of ancient landscapes are preserved
in other parts of the world (e.g.
KING, 1942, 1950; MICHEL, 1978;
D E M A N G E O T, 1978; BRICEÑO &
SCHUBERT, 1990; TWIDALE & VIDAL
ROMANI, 1994; TWIDALE, 1994).
Hutton’s concept of constant change and
Davis' of ubiquitous erosion are not universally
applicable.
Concurrently with the great age of
some landscape elements being established,
circumstances conducive to their persistence
were also noted (e.g. KNOPF,
1924; CRICKMAY, 1932, 1974, 1976;
H O RTON, 1945; TWIDALE, 1976).
Certainly, and contrary to the Davisian
teaching cited earlier, by the mid 'thirties
there were suspicions that erosion was not
everywhere equally distributed over the
land surface. Concerned to explain the survival
of bevels high in the Appalachian
topography, KNOPF (1924, p. 637) described
some high level remnants as 'out of
reach of erosion', implying that erosion, in
this instance by rivers and streams, was
not ubiquitous even at the local scale.
That divides are relatively immune to erosion
find support in HORTON's (1945)
concept of a headwater zone of nil erosion.
Meanwhile, however, Knopf’s implication
of unequal activity had been taken up and
developed by CRICKMAY (1932, 1976)
and later by TWIDALE (1991). The concept
of unequal activity focuses on the
ubiquity and effectiveness of water as an
agent of weathering, and on rivers as reinforcement
or positive feedback systems. If,
for whatever reasons, rivers erode their
channels but there is little or no lowering
of divides, then the interfluves will be preserved,
particularly if the scarps defining
the uplands are also essentially stable.
It might be thought that the advent of
physical or numerical dating might resolve
such difficulties: not at all. A dramatic
example concerns the revision due to
radiometric dating of the landscapes of
Kangaroo Island, in South Australia.
SPRIGG et al. (1954) established that the
lateritised surface predated basalts extruded
near the present northeast coast. At
the time they worked there were few
radiometric dates, and they reasonably linked
the basalts to the stratigraphically
dated later Cainozoic volcanicity of the Mt

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Reflections on the fate 109
Gambier area and adjacent parts of western
Victoria. In these terms the laterite
predated the Quaternary, which appeared
consistent with stratigraphically dated
laterites in northern Australia. The stratigraphic
relationship is correct, but the
temporal placement of the chronology was
drastically changed with the discovery
that the basalt is Middle Jurassic, not
Quaternary, in age (WELLMAN, 1971).
In these terms the laterite still predates
the basalt, but is younger than the
Permian glacigene rocks on which it is in
places developed. Regional stratigraphic
considerations suggest a Triassic age for
the duricrust and the surface on which it
developed (DAILY et al., 1974). Antiquity
of this order is confirmed by oxygen isotope
analysis of clays from the lateritic profiles
(BIRD & CHIVAS, 1988, 1993).
[When an attempt was made to
publish this evidence, argument and conclusion
(DAILY et al., 1974) it was rejected
by the first journal to which the
manuscript was submitted, one referee
uncompromisingly stating that the conclusion
was 'impossible'. However incredible
it may have seemed at the time, the
conclusion was surely worthy of an airing
and eventually more liberal views prevailed.
Unfortunately, institutional disbelief
resulted in many official maps carrying
legends which indicate laterites at least
150 million years too young and based in
a tectonically unlikely concept for another
20 years or so.]
The survival of land surfaces for some
hundreds of millions of years was and still
is regarded by many as unreasonable or
impossible (e.g. BOURMAN, 1989, p.
47, 1995, p. 16, to take a recent example).
The concept of constant and widespread
change was, after all based in observations,
reasonable perceptions and common sense:
how could a landscape constantly subjected
to the elements not be worn down?
Rational arguments were, however undermined
by the development of a different
way of viewing processes and landscape,
though these new ideas were not given
serious consideration for many years. On
the contrary, both Crickmay and his concept
of unequal activity, were subjected to
ridicule (TWIDALE, 1993).
Quantification to the rescue
The forces of Nature are commonly
underestimated. In geomorphology, the
impacts of some events on the landscape
were either not recognised or not believed
because the investigators could not - or
would not - accept the implied magnitude
of the forces at work. The importance
of floods in shaping the landscape was
recognised early, but the possible magnitude
of natural floods was not. Quantified
relationships were established between
stream discharge and velocity on the one
hand, and such features as channel width,
meander geometry and depositional features
such as bars and ripples, on the other
(e.g. TRICART, 1961; LEOPOLD et al.,
1964; MALDE, 1968). Only then did the
origin and significance of certain naturally-occurring
riverine forms become
comprehensible. The impacts of very large
if localised floods, either natural (e.g.
BAKER et al., 1988; GARCIA RUIZ et
al., 1996) or associated with burst dams
(e.g. TRICART, 1960; KIERSCH, 1964)
reinforced these conclusions.

110 TWIDALE, C. R. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Even so, while the impacts of the largest
floods did not defy comprehension,
their implied magnitude was so enormous
as to be unacceptable. The basaltic
Columbia Plateau of eastern Washington,
in the northwestern U.S.A., is occupied by
the Channeled Scablands, a region characterised
by interlaced broad channels, interrupted
by gigantic waterfalls, with enormous
bars and ripples in the channel floors
and huge blocks of country rock
strewn over the landscape. Various explanations
have been offered for this stupendous
landscape (BAKER, 1973). Suffice it
to say that BRETZ (1923, 1933; BRETZ
et al., 1956) attributed all the recent erosional
and depositional features to a single
catastrophic flood, but this was questioned
and alternatives suggested, because a
source for the implied huge quantities of
water was not identified; notwithstanding
that PARDEE (1910) had earlier described
evidence of the glacier-dammed 'Lake
Missoula'. This was the huge body of
water which was released on the melting
of the ice barrier (see also BAKER, 1995).
The earlier systematic work relating the
size of dunes, ripples, transported blocks
and channels to stream discharge allowed
the volumes of water involved in the shaping
of the Channeled Scablands to be
computed (BAKER, 1973). They are an
order of magnitude greater than even the
highest floods recorded on modern rivers.
The erosion of immense channels and
waterfalls, the deposition of huge bars and
ripples, the transport and deposition of
the huge blocks of basalt, are commensurate
with the huge discharges implied.
The reshaping of the Scabland topography
was accomplished about 14,000 years ago,
probably in a few hours, during catastrophic
flooding due to the breaking of the
glacial barrier which retained Lake
Missoula.
[Bretz’s initial interpretation of the
Channeled Scabland was correct but it
met with strong institutional resistance
(see e.g. BAKER, 1978) and it was not
until 50 years later, when the processes
had been quantified and a source of the
huge volumes of floodwaters belatedly
recognised, that it was accepted.
Fortunately Bretz lived long enough to see
his explanation vindicated. A combination
of quantified processes and stratigraphic
knowledge convinced the scientific
world.]
CONVERGENCE
An untenable idea or explanation is
one that is widely considered not to be
supported by the available evidence. But
just as truth is rarely pure and never simple,
so Nature is commonly complex, and
it is not unusual for similar forms to evolve
in different ways - they are said to be
convergent.
Blinkered vision
Submarine canyons are huge chasms
which resemble terrestrial gorges and
score the continental slope and shelf in all
parts of the world. Some are more than a
kilometre deep. They have been known for
many years, and various explanations have
been offered for them. For example, SHE-
PARD (1948) argued that they are terrestrial
gorges that have been drowned, but
this suggestion is at odds with the eviden-

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Reflections on the fate 111
ce and has, rightly, been rejected as a
general explanation. The weight of evidence
supports the suggestion that they
are due to turbidity currents, huge submarine
rivers of sediment carrying water
(DALY, 1934; KUENEN, 1950; HEE-
ZEN & EWING, 1952; HEEZEN,
1956).
But there are exceptions. Some 6
million years ago, during the later
Pliocene, what is now the Mediterranean
Sea was a deep trough occupied by a desert
(HSÜ, 1972). Rivers draining northward
from what is now Libya poured over the
edge of the African continent and eroded
huge chasms, which were drowned and
converted to submarine canyons when the
Straits of Gibraltar were breached and the
sea flooded the basin. They are typical
Shepardian canyons, and Hsü records that
a terrestrial origin was suggested for the
Libyan features, but the interpretation was
rejected as untenable and the paper never
published because of the widespread general
evidence favouring turbidity currents.
The fact that near its mouth the Nile had
excavated a gorge at least 300 m (and
maybe as much as 1500 m) deep in relation
to the same low baselevel provided by
the desiccated Mediteranean basin, was
ignored by referees and editors, as was the
possibility of convergent evolution or
e q u i f i n a l i t y. The probable truth was
denied.
CHANCE
Chance has been described as a nickname
for providence. If so, providence has
been unkind to some investigators who
had the misfortune to investigate exam-
ples of a particular landform which have
proved to be genetically atypical: their
observations and reasoning were sound,
but were applied to what were proved to
be unusual examples.
The wrong place
Lunettes are small crescentic fixed
dunes located on the lee sides of lakes and
lake beds. Though similar forms had been
earlier recorded from Texas (e.g. COFFEY,
1909), HILLS (1940a) described and
named lunettes from northwestern
Victoria. Some bordering Lake Eyre, in
central Australia, are up to 50 m high
(DULHUNTY, 1983), though most stand
of the order of 10 m above the level of the
adjacent lake depression and plains. Hills
attributed the fine-grained lunettes with
which he was concerned to atmospheric
dust being moistened, coagulated and
deposited on passing over the lake: what
became known as the 'wet' theory. A few
years later this explanation was challenged
by STEPHENS & CROCKER (1946) who
pointed out, amongst other things, that
many lunettes are built of sand, which
could not have been transported in suspension.
They argued that wind action on
bare dry alluvial flats in internal drainage
basins would cause both the scouring of
lake basins and the transport of debris to
the edge of the basin where it would be
trapped by vegetation: the so called 'dry'
theory. BOWLER (1968) reported gravelly
debris from within lunettes, which
he considered to be relic Late Pleistocene
forms, and in the same year CAMPBELL
(1968) reported similarities in mineralogy
and texture between lake bed deposits and

112 TWIDALE, C. R. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
adjacent lunettes, and the presence of
rudimentary cross-bedding. She also pointed
out that in terms of the dry theory,
lunettes ought to be located on the lee
sides of basins in respect of summer or dry
season winds whereas many are oriented
with respect to wet season winds. It was
also difficult to understand how the material
constituting sandy or silty lunettes
bordering salinas could have been eroded
by the wind from a source area covered by
a layer of salt. To accommodate this and
other field evidence, she proposed that
lunettes are comparable to coastal foredunes.
In the wet season waves (even in the
shallow water implied by the topography
of the basins) carry sediment to the lee
shore where it is deposited in beaches and
whence it is carried by the wind a short
distance and trapped by vegetation, forming
the mounds known as lunettes. [She
later found that the essential evidence for
this mechanism had been noted about a
century previously by WOODS (1863, p.
28-29)!]
While these investigations were in
hand, Hills defended the wet theory with
some vigour, but faced with the evidence
and arguments graciously gave way and
acknowledged that the material of which
lunettes are constructed derived from the
lake basins and also attributed their transport
to saltation (HILLS, 1975, p. 147).
Had Hills not chanced to work on what it
transpired were rather atypical silty lunettes
in northwestern Victoria, he would,
almost certainly, have reached different
conclusions concerning the forms in general.
Correct but atypical
The structure of desert dunes of central
Australia provides another example of
unlucky choice of investigation site.
MADIGAN (e.g. 1936, 1946) described
the longitudinal dunes of the Simpson
Desert, central Australia, as mobile constructional
forms shaped by the wind.
When, however, Donald KING (1956,
1960) investigated dunes adjacent to Lake
Eyre he found they consisted of a veneer of
sand over an elongate ridge eroded in
lacustrine strata: they were not depositional
forms but stationary wind-rift dunes.
King's data were accurate, and his reasoning
impeccable, but he extrapolated his
findings not only to the entire Simpson
Desert dunefield but to all the Australian
dune deserts. In this he was wrong, for
bulldozed sections of numerous dunes
later showed beyond doubt that they are
built of sand, and that they have been
constructed by the wind (e.g. WOPFNER
& TWIDALE, 1967). King's error was to
extrapolate without checking, which is an
obvious thing to do, but is in some circumstances
- like those in which King
found himself - logistically difficult to
accomplish.
THE HUMAN FACTOR
Human traits impinge on the question
of scientific discovery in various ways. The
ingenuity of the human mind has provided
inestimable benefits: Quod homines, tot
sententiae: as many minds as men - show
ten geologists a problem and at least ten
possible explanations will be suggested.
And this is admirable, for the greater the

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Reflections on the fate 113
choice of possible explanation, the greater
the chance of the truth eventually emerging;
if indeed it can be recognised! But
human characteristics and failings have
also introduced problems.
The value of hindsight
The first stage in the evaluation of a
concept or idea is for it to be recognised
for what it purports to be. Some have been
introduced as incidental or casual asides
which in retrospect can be seen to be meaningful
and which were grasped and developed
by later workers. Thus the potential
import of KNOPF's (1924, p. 637) comment
that some high level remnants in the
northern Appalachians are 'out of reach of
erosion' has been alluded to in an earlier
section of this essay. Its possible significance
was not appreciated for many years,
until Crickmay, who was for a year at Yale
at the same time as Knopf, developed and
used the idea as a the basis for his concept
of Unequal Activity (CRICKMAY, 1932,
1974,1976).
Parallel scarp retreat has long been
appreciated (e.g. FISHER, 1866) but its
early application as an explanation of
inselbergs is due to HOLMES (1918, p.
93) who devoted a single sentence to the
possibility in a paper on the geology of
Mozambique which occupied sixty-six
closely printed pages. Scarp recession was
later invoked as an explanation for landscape
evolution in King's model of retreat
and pedimentation (KING, 1942, 1953).
He also applied the mechanism to bornhardt-inselbergs
which he interpreted as
the last remnants remaining after long
distance scarp retreat (KING, 1949) and
his model has found wide acceptance (e.g.
OLLIER & TUDDENHAM, 1962;
SELBY, 1977), though it leaves much
field evidence unexplained and it is
incompatible with some evidence and
argument (e.g. TWIDALE, 1982).
HOLMES (1918, p. 93) also referred to
scarps which had been worn back by
intense localised attack at their base, thus
presaging the basal sapping of cliffs described
by PEEL, (1941, p. 16-18), and
which in turn bears on the origin of the
piedmont angle (TWIDALE, 1967),
admittedly with an emphasis on surficial
rather than subsurface weathering, but
nevertheless germane to the problem. [It
should be added that Peel who reviewed
that paper was too modest to mention the
matter in his report to the journal editor!]
Of course the authors mentioned may
not themselves have appreciated the significance
of their incidental observations
and comments, but that is unlikely; they
simply did not emphasise or highlight
what were, in the contexts in which they
were working at the time, incidental,
almost extrinsic, observations and inferences.
Out of sight, out of mind
Conversely, some concepts have been
recycled and rediscovered many times
over. Take for instance the two-stage development
of granitic boulders. That they
originate by fracture-controlled weathering
in the shallow subsurface was appreciated
at least as early as 1791 (HASSEN-
FRATZ, 1791), and this was noted by
HUTTON (1795, p. 174) in his widely
read treatise; but the idea was evidently

114 TWIDALE, C. R. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
lost and rediscovered many times during
the next 150 years (TWIDALE, 1978).
Moreover, and arising in part from an
ambiguity which developed concerning
the meaning of the term 'tor' - some took
it to mean a small steep sided tower-like
form, 'about the size of a house' (JONES,
1859; LINTON, 1952), while others, particularly
those working in the southern
continents, took it to mean a boulder (e.g.
WILLIAMS, 1936, HILLS, 1940 b, p. 26-
28; COTTON, 1948, p. 30; MABBUTT,
1952; THOMAS, 1965), while others
used it in both senses (LINTON, 1952,
1955). Indeed, the two-stage concept was
extended to larger residuals, namely what
are now referred to as bornhardts and castle
koppies (FALCONER, 1911, p. 145-
247) and later to tors (LINTON, e.g.
1952, 1955), without reference to the key
earlier publications.
DISCUSSION
The examples discussed raise questions
as to why some explanations of landscape
have found ready and enduring acceptance
while others have received stubborn rejection.
Are we too much influenced by what
we believe, and not willing enough to
consider the unlikely or even the impossible,
even in the face of what we like to call
common sense? Are we Anselm, and believe
in order to understand, or Abelard and
understand in order to believe? It is easy
to be adversely critical in retrospect and it
is necessary to bear in mind first that
events now past were once in the distant
future, and second that the interpretations
now in vogue are all subject to modification
or rejection in due course. But for
science to advance it is sometimes necessary
to entertain the absurd, for as Thomas
Huxley remarked, the 'silly' question is
frequently the first intimation of a new
development. Outrageous hypotheses
(DAVIS, 1926) have been instrumental in
initiating radical reinterpretations: what
is now taken as proved (pro tempore) was
once only imagined. Many of the absurdities
will prove to be just that, but occasionally
one incredible idea will lead to a
total revision of understanding. Only by
generating such seemingly ridiculous
explanations, and accepting the obloquy
that unfortunately so often accompanies
them, will science in general, and geomorphology
in particular, advance.
In some instances, even at the time
problems were defined and resolved, contrary
evidence and viable alternative
explanations were available. For example,
it was known from quarrying experience
in the middle of the last century and earlier
that rocks expanded on being unconfined,
and rock bursts were a recognised
hazard, yet they were inconsistent with
the tensional environment implied by erosional
offloading. The concept of insolation-induced
weathering is revived from
time to time and persists in texts despite
Barton’s observations and various experimental
work which cast doubt on it.
Bornhardt-inselbergs were long regarded
as desert and savanna forms yet some of
the earliest accounts of the forms derived
from the humid tropics (e.g. DARWIN,
1846). Why are contrary evidence and
argument neglected, and other, demonstrably
dubious, explanations preferred?
Why, a century or so ago, was the complex
overthrust and nappe structure of the

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Reflections on the fate 115
European Alps (see e.g. COLLET, 1927)
accepted, despite the lack of an energy
source, whereas inability to identify a viable
means of moving sialic (continental)
masses was held against Wegener's theory
of continental drift (WEGENER, 1924;
also TARLING & TARLING, 1971)?
Is there, despite its basic innovative
purpose, an innate conservatism in science?
Or is it, as SHERMAN (1996) has
articulated, that there are leaders - or
'dudes' in the modern jargon - whose position,
intellect or personality has led to
their ideas being slavishly followed. From
time to time overarching concepts justifiably
gain wide consideration, leading to
them and their implications being applied
because they are fashionable, and not
because they are apposite in terms of the
evidence and argument. The peneplain
concept provides a clear example of both
of these last two factors, with Davis' disciples
uncritically applying the great man's
interpretation. Personal factors can also
lead to dispensations being allowed some
but not others.
Such matters, involving what might
mildly be termed academic misjudgements
or even discourtesies, surely ought
to be discussed. Editorial attitudes are critical
in such situations, for surely objective,
sober, professional comments and responses
ought not only to be allowed but to
be welcomed? Scientific advance involves
amiacable disputation. Yet it is not always
so, for some editors are unwilling to allow
legitimate disputes involving dubious or
inconsistent practices to be aired: the litigious
society in which we live has much to
answer for.
There is an obverse side to Sherman's
suggestion of dudes or fashions, namely
that a lack of constraints may partly
account for the many new ideas generated
by those working in geographically and
academically remote regions of the world.
In addition to being stimulated by strange
landscapes and scientifically virg i n
lands, the great German explorers of
Africa and the brilliant geologists who
investigated the American West, workers
like Jutson and Hills in Australia, King
and du Toit in South Africa, and Logan
and Scrivenor in Malaya, may have benefited
from being outside the scientific
mainstream, beyond the influence of academic
hierarchies and systems, and thus
being less shackled, more daring, in their
thinking.
The difficulties inherent in recognising
the truth carry interesting implications
for our systems of appointment, promotion
and awards, for natural selection
implies that the merits of a particular concept
will not become clear for some time.
An idea may justifiably be hailed as clever
or elegant but intellectual sophistication
is not necessarily coincident with truth.
Eventually the problem will resolve itself
with the effluxion of time, as personal factors
go to the grave with their initiators,
as data becomes more accurate and complete,
and by a process of natural selection.
Eventually someone will investigate the
history of an idea, or review the work of
some worker long since dead, unravel the
sequence of events and feel sufficiently
wedded to the perceived truth to publish,
and, with the benefit of hindsight, be
right. In varying degrees this has happened
already with Hassenfratz and Holmes,

116 TWIDALE, C. R. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Crickmay, Peel and Bretz. Truth is the
daughter of time.
CONCLUSION
The distinguished British historian
A.J.P. Taylor has pointed out that all
advance comes from nonconformity. But
society does not like mavericks, renegades
and heretics - indeed anyone who asks
uncomfortable questions, or challenges
the conventional wisdom, and tenacity
and a thick skin are as useful in science as
in life. Parga Pondal was a rebel in his
time. In modern parlance, he was seriously
and variously politically incorrect. The
Spain of his day was not a democracy in
which it was safe to espouse unpopular
causes. But he eventually not only overcame
adversity but in some ways benefited
from it. He was living proof of Balzac's
assertion that there is no such thing as a
great talent without great will power. He
maintained his sense of integrity, and thus
his ability to be comfortable with himself
when, in an immediate sense at any rate, it
would have been advantageous, and certainly
easier, to run with the crowd. He
did not, and we admire, respect and thank
him for it.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Reflections on the fate 117
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Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 121-136
ISSN: 0213-4497
O Vulcanismo na transição
Câmbrico/Ordovícico da Zona Centro-
Ibérica na região de Trás-os-Montes (NE
Portugal) como elemento de referência
estratigráfica
Volcanism as a stratigraphical reference
element in the Cambrian/Ordovician transition
of the Central-Iberian Zone in Trás-os-Montes
region (Northern Portugal)
A B S T R A C T
COKE, C. 1 ; PIRES, C. A. C. 1 ; SÁ, A. A. 1 & RIBEIRO, A. 2
The Cambrian/Ordovician transition of the Central Iberian Zone in the region of Tr á s -
os-Montes displays quite distinct features. One is gradational with no noticeable unconformity:
Moncorvo (R E B E L O et al, 1983); S. Gabriel, NW of Castelo Melhor (S I LVA et al,
1991); and S limb of the Poiares synclinal, SE of Freixo de Espada à Cinta (Silva et al.
1994). Another is brusque with angular unconformity: E of the gv Marão (R I B E I R O,
1962; C O K E, et al. 1993); Sião brook, NE of Pardelhas (P E R E I R A, 1987).
Recent petrography studies in Marão, Eucísia, Moncorvo and Castelo Melhor revealed
siliceous (or riolithic) volcanism. This is associated with Ordovician basal units and is
bimodal in some places (Marão and Eucísia). The explosive nature of that volcanism dispersed
much ash over a vast area, depositing quantities in several sedimentary settings.
Thus, the tuffitic horizons are important transient markers. These allow correlations
between Fm. Vale de Bojas in the mountain of Marão, Fm. Quinta da Ventosa in the area
of Moncorvo, Fm. de S. Gabriel in Castelo Melhor; and Fm. de "Serrinha" in Eucísia.

Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 121-136
The coexistence of an angular unconformity and disconformity in the mountain of
Marão suggests the occurrence of some emerged areas. In the area of Quinta do Cuco
(Moncorvo), this emergence is inferred by the presence of striped phyllite clasts (evidently
from Fm. de Desejosa) in the overlying conglomerate. On the hill of S. Gabriel in
Castelo Melhor, a gradual transition in the overlying volcanic unit without conglomerate
levels, suggests a more distal environment.
Observations support the hypothesis of an intracratonic rift in the Upper Cambrian
Proterozoic with active faults at the margins were subject to a precocious tectonic inversion
involving a right transpression to that following the Varisc compression. This perpendicular
left transpression to the axis of the trench discharged bimodal volcanism and
produced wide cleavage-free folds (R I B E I R O et al, 1991).
K e y w o r d s: Lower Ordovician, Pre-orogenic volcanism; Acid Volcanism; lithostratigraphic
correlation; autochthonous of the Central Iberian Zone
(1) Dep. Geologia, Univ. Trás-os-Montes e Alto Douro, 5001-911 Vila Real, Portugal
(2) Dep. Geologia, Universidade de Lisboa. Rua da Escola Politécnica, 58, 1250 Lisboa, Portugal

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) O Vulcanismo na transição Câmbrico/Ordovícico 123
INTRODUÇÃO
A transição Câmbrico/Ordovícico no
autóctone da Zona Centro Ibérica (ZCI)
tem sido objecto de estudo e discussão
desde longa data. No entanto, permanecem
ainda por resolver algumas questões
que se prendem com as idades da Fm. de
Desejosa (SOUSA, 1982) e dos conglomerados
que a ela se sobrepõem, geralmente
em discordância. A ausência de fósseis
característicos, o metamorfismo e a deformação,
por vezes acentuada, parecem ser
os principais responsáveis por este impasse.
O exame detalhado de alguns dos fenómenos
geológicos ocorridos naquele período
pode, contudo, contribuir de forma significativa
para a clarificação de algumas
das questões em aberto. O vulcanismo é
um dos fenómenos mais importantes,
tendo repercussões a pequena escala.
Os vários episódios vulcânicos de
características explosivas, com emissão de
grandes quantidades de cinzas e sua rápida
dispersão por vastas áreas, aparentam constituir
um marcador estratigráfico importante
que poderá servir de elemento de
correlação entre os vários locais.
A análise mesoscópica detalhada das
litologias características das formações que
marcam a transição Câmbrico/Ordovícico,
complementada pela observação microscópica
dos minerais e estruturas presentes,
permite concluir que o vulcanismo ácido
explosivo está presente na área em estudo,
em todos os locais onde foi possível observar
a passagem do Câmbrico ao
Ordovícico. O vulcanismo em causa está
representado por níveis tufíticos com
matriz sericítica, na qual se reconhece
ainda uma componente sedimentar detrí-
tica importante. Vários são os autores que
referem a presença de episódios vulcânicos
no Ordovícico Inferior da Zona Centro
Ibérica (ZCI) da região transmontana
(CRAMEZ, 1962; RIBEIRO et al., 1962;
RIBEIRO, 1974; SILVA et al., 1991,
1994; COKE et al., 1995), embora não se
conheçam estudos de detalhe sobre a sua
natureza petrogenética, com excepção para
os trabalhos de CRAMEZ (1962) sobre os
"Quartzo queratófiros" aflorantes em
Eucísia e, mais recentemente, os estudos
desenvolvidos por COKE et al (1995a) na
Serra do Marão. Todavia, em termos paleogeográficos
e geodinâmicos, algumas das
questões directamente relacionadas com o
vulcanismo podem ser imediatamente
colocadas: onde estaria(m) localizado(s)
o(s) centro(s) emissore(s)? Qual a sua génese?
Qual a sua idade concreta? As respostas
a estas questões ficarão em aberto e
dependerão certamente de estudos mais
alargados no domínio da geoquímica e
petrologia, ainda não realizados.
METODOLOGIA
Para a realização do presente estudo,
foram seleccionados alguns locais onde a
exposição do contacto
Câmbrico/Ordovícico fosse adequada ao
estabelecimento de colunas litoestratigráficas
de referência: ramo S da Serra do
Marão, Serrinha (NW da Eucísia), Quinta
do Cuco (SW de Moncorvo) e S. Gabriel
(NW de Castelo Melhor).
Com vista à caracterização do vulcanismo,
procedeu-se à amostragem de alguns
níveis onde este está bem representado,
sendo empreendida a sua análise geoquímica
quando os exemplares colhidos inte-

124 COKE et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
gravam colunas litológicas relativamente
bem preservadas e onde a meteorização é
incipiente (Serra do Marão e Eucísia). Em
todos estes locais foi construída uma
pequena coluna litoestratigráfica represen-
tativa da sequência correspondente à transição
Câmbrico/Ordovícico, com vista ao
estabelecimento de possíveis correlações
litoestratigráficas entre os locais agora
estudados e outras regiões da ZCI.
Figura 1. Localização das regiões onde foi referenciado vulcanismo na base do Ordovícico. As bolas
pretas identificam os locais onde foram efectuados estudos e recolhidas amostras. A quadrícula
representada tem 1 Km de lado.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) O Vulcanismo na transição Câmbrico/Ordovícico 125
LITOSTRATIGRAFIA
Freitas (Marão)
No ramo S da Serra do Marão, o topo
do Grupo do Douro está representado pela
Fm. de Desejosa que aqui apresenta uma
fácies "flyschóide" típica, traduzida por
uma sequência espessa de alternâncias centimétricas
de filitos e metassiltitos, conferindo-lhe
um aspecto listrado característico.
Junto ao contacto com os conglomerados
do Ordovícico verifica-se um aumento
de espessura dos níveis metassiltíticos que
chegam a atingir espessuras superiores a 2
cm em detrimento dos níveis filíticos,
sendo frequente as ocorrência de bioturbação
nos primeiros.
A transição entre o Câmbrico e o
Ordovícico apresenta aqui, dois aspectos
distintos: na região de Freitas assistimos a
uma passagem em desconformidade,
observando-se um contacto ravinado com
paralelismo perfeito das bancadas acima e
abaixo da discordância. O mesmo não
acontece cerca de 3km a SE, perto da nascente
da ribeira de Ponte Velha, onde esta
passagem se faz por uma discordância
angular nítida, de ângulo próximo dos
60º. Cerca de 60cm abaixo da desconformidade
atrás referida, reconhecem-se
várias bolsadas lenticulares dispostas em
"rosário", ao longo de uma pequena fractura,
discordantemente da estratificação e
preenchidas por um litótipo de composição
basáltica (COKE et al., 1999).
A sequência transicional observada
constituinte do membro inferior da
Formação Vulcano-Sedimentar de Vale de
Bojas, designado por Conglomerado de
Bojas, é a seguinte (COKE, 1993; COKE
et al., 1995a; figura 3):
MA. Contactando directamente com a
Formação de Desejosa, através de um contacto
disconforme, já que existe erosão das
unidades inferiores, encontra-se um conglomerado
polimítico, com cerca de 2m de
espessura, matriz-suportado com clastos
de metagrauvaques, quartzovaques, filitos
cinzentos e negros listrados e matriz
areno-siltítica. Os calhaus grauvacóides
são geralmente bem rolados enquanto que
os de filitos apresentam aspecto anguloso.
Estes clastos são nitidamente elementos
litificados provenientes da unidade subjacente.
Os elementos deste conglomerado,
na região de Freitas, atingem na sua maior
dimensão cerca de 10cm.
MB. Horizonte de granularidade siltítica,
de cor beige e de natureza vulcânica
(tufito), com 2m de espessura, apresentando
intercalações finas e lenticulares de
material mais grosseiro, por vezes microconglomerático,
com clastos de filitos e
quartzo. A matriz é predominantemente
sericítica.
MC. Conglomerado maciço, clastosuportado,
com cerca de 20m de espessura
onde predominam os elementos de filitos,
alguns deles listrados, ocorrendo também
elementos grauvacóides de grandes
dimensões (20cm x 12cm) e raras vezes de
quartzo leitoso filoniano de contornos
ângulosos a sub-angulosos.
MD. Sequência com cerca de 3m de
espessura, constituída por leitos de material
de natureza vulcânica siliciosa de cor
beije, microconglomerático clasto-suportado
na base e com alternâncias de leitos
mais finos de natureza siltítica e matriz
geralmente sericítica. Para o topo desta

126 COKE et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
sequência predomina o material mais fino
apresentando, em alguns locais, estruturas
sedimentares do tipo estratificação oblíqua
de baixo ângulo. É notória a mistura de
materiais do tipo "tephra" com sedimentos
terrígeno-clásticos.
ME. Conglomerado polimítico, clastosuportado
a matriz-suportado, de aspecto
maciço, com cerca de 50m de espessura,
constituído por elementos de grauvaques,
quartzito, filitos cinzentos, rochas vulcânicas
ácidas (riolitos?) e quartzo leitoso, por
vezes de grandes dimensões (30cm x
20cm). Os clastos apresentam contornos
arredondados, com excepção dos de quartzo
que são geralmente angulosos a subangulosos.
A matriz é metarenítica a siltítica
rica em sericite. Por vezes, ocorrem leitos
decimétricos de material arenoso envolto
numa matriz siltítica e sericítica com
características vulcano-sedimentares e
variações laterais de espessura. Em alguns
locais foram observadas massas deste conglomerado
de dimensões variáveis (10-
40cm), com exfoliação em bolas, impregnado
e recristalizado, numa fase de prélitificação
do sedimento, por um magma
de composição básica (COKE et al. ,
1995b) muito semelhante ao que originou
a bolsada lenticular encontrada junto ao
contacto com a Fm. de Desejosa e acima
referido.
MF. Horizonte de material fino, de
natureza vulcano-sedimentar, semelhante
a D, mais fino na base e arenítico no topo,
com matriz siltítico-sericítica. Este nível
tem uma espessura aproximada de 2m.
MG. Conglomerado de constituição
muito semelhante a E, com 50 metros de
espessura, e ocorrências mais frequentes de
leitos centimétricos a decimétricos de
material siltítico. O calibre dos calhaus
diminui para o topo sendo agora mais frequente
a presença de elementos de quartzo
leitoso filoniano com dimensões médias de
3cm x 4cm.
MH. Sequência de material de natureza
vulcano-sedimentar com cerca de 1m de
espessura, constituída por alternâncias de
material arenítico grosseiro com níveis de
natureza siltítica e matriz geralmente sericítica.
Esta sequência constitui o topo do
Conglomerado de Bojas.
MI. No seu conjunto esta unidade é
constituída por um conglomerado polimítico
grosseiro de "fabric" clasto-suportado,
com matriz metarenítica a quartzo-filítica,
apresentando algumas intercalações de
bancadas métricas de material vulcanosedimentar
fino, por vezes micro-conglomerático
a conglomerático e, neste caso,
com "fabric" matriz-suportado e de matriz
essencialmente sericítica. Alguns destes
níveis de material mais fino apresentam
estratificação oblíqua de baixo ângulo.
MJ. Os clastos do conglomerado junto
ao contacto com a Fm. de Desejosa, são
geralmente rolados a bem rolados e de
composição essencialmente grauvacóide,
embora ocorram também clastos de filitos
cinzentos, alguns dos quais listrados, de
aspecto anguloso, que correspondem a elementos
litificados da unidade subjacente.
À medida que nos afastamos da base, os
clastos passam de subrolados a subangulosos.
Quinta do Cuco (Moncorvo)
Num corte recente em afloramento
bem exposto, resultante da abertura de

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) O Vulcanismo na transição Câmbrico/Ordovícico 127
socalcos, observamos a seguinte sequência
(figura 3):
CA. Fm. de Desejosa, com características
muito semelhantes às atrás descritas
para a região do Marão, onde as estruturas
sedimentares mais frequentes são a estratificação
gradada, laminação paralela e figuras
de carga, sendo raras as ocorrências de
laminações oblíquas ou convolutas.
CB. Metarenito grosseiro, de matriz
metapelítica, com 60 cm de espessura.
Figura 2. A presença de grãos de quartzo
com os bordos corroídos misturados
com outros de contornos angulosos e cristais
de plagioclase revela uma rocha imatura
de natureza vulcano-sedimentar.
CC. Conglomerado matriz-suportado,
com 14m de espessura, apresentando
esparsos clastos de filitos cuja maior
dimensão ronda 1-2cm, envoltos numa
matriz metarenítica a metassiltítica. Os
grãos de quartzo têm forma irregular. A
observação em lâmina delgada de algumas
amostras deste horizonte permitiu identificar
cristais de quartzo, alguns de forma
irregular e angulosos, outros arredondados,
cristais de plagioclases irregulares
com bordos corroídos (figura 2), inclusos
em agregados finos de mica branca, mais
raramente biotite verde e clorite, onde se
reconhecem ainda minerais opacos, feldspatos
e rara turmalina de cor verde.
Alguns níveis (geralmente lenticulares)
apresentam abundantes clastos líticos, de
dimensões variáveis, cujo achatamento
define uma foliação, inclusos numa matriz
de aspecto tufítico. A foliação interna
apresentada por alguns dos clastos é coincidente
com a foliação mais evidente da
rocha, definida pelo alinhamento das
micas e estiramento dos clastos. Os clastos
líticos são essencialmente de quartzovaques,
filitos negros grafitosos, metassiltitos,
vulcanitos ácidos e filitos listrados. Os
raros clastos de quartzo têm características
de quartzo filoniano.
CD. Metassiltitos cinzento-acastanhados
com 1m de espessura.
CE. Conglomerado polimítico,
matriz-suportado, com 15m de espessura,
constituído por clastos de metagrauvaques,
filitos negros e psamitos, envoltos
numa matriz metarenítica.
Figura 2. A presença de grãos de quartzo com
os bordos corroídos misturados com outros de
contornos angulosos e cristais de plagioclase
revela uma rocha imatura de natureza vulcanosedimentar.
CF. Filitos cinzentos, com intercalações
lenticulares milimétricas de filitos
negros, com espessura aproximada de 6m.
CG. Conglomerado polimítico, de
matriz metassiltítica a metarenítica e clastos
de filitos negros metagrauvaques e
metaquartzitos, com intercalações lenticulares
decimétricas de micro-conglomerados
com clastos quartzosos. A sua espessura
é de 3m.

128 COKE et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
CH. Conglomerado polimítico, clastosuportado,
com espessura de 3m e constituído
por clastos de quartzo, filitos negros,
filitos cinzentos, psamitos e intercalações
lenticulares de metarenitos suportados por
uma matriz sericítica de aspecto tufítico.
CI. Conglomerado com 1m de espessura,
de "fabric" matriz-suportado, constituído
por clastos de filitos negros e clastos
de metagrauvaques, envoltos numa matriz
sericítica.
CJ. Conglomerado com 4m de espessura,
de "fabric" matriz-suportado, constituído
por raros clastos de filitos negros e
clastos de metagrauvaques envoltos numa
matriz pelítica..
CK. Sequência constituída por:
- conglomerados com estratificação
gradada (0,5m de espessura) de fabric clasto-suportado
na base passando a matrizsuportado,
com abundantes clastos de filitos,
- vulcanitos (0,5m de espessura) constituídos
por metarenitos de matriz sericítica
e
- filitos cinzento escuros (1m de espessura).
Esta sequência repete-se 3 vezes, tornando-se
mais fina para o topo.
Em síntese, a passagem ao Ordovícico
faz-se de forma aparentemente gradual,
onde é notório o paralelismo entre os
níveis abaixo e acima da desconformidade.
Sobrepõe-se à Fm. de Quinta da Ventosa
(REBELO, 1983), constituída por alternâncias
de conglomerados polimíticos de
"fabric" clasto-suportado, e matriz sericítica.
Na sua base é rica em elementos filíticos,
alguns dos quais listrados, níveis de
material de natureza vulcano-sedimentar,
de cor beije, e níveis de filitos e metassiltitos,
por vezes espessos.
Serrinha (Eucísia)
O topo da Fm. de Desejosa, à semelhança
do que acontece na região do Marão,
apresenta-se bastante silicioso com uma
forte predominância dos níveis grauvacóides
e siltíticos. Estes são geralmente desorganizados,
evidenciando bioturbação e,
em algumas situações, estruturas do tipo
"slump".
SA. Imediatamente acima da Fm. de
Desejosa ocorre um conglomerado, com
espessura de 3m, de "fabric" matriz-suportado
com clastos de grauvaques rolados a
bem rolados, de quartzo sub-angulosos a
sub-rolados e de filitos de aspecto listrado,
raramente ultrapassando os 2cm e envoltos
numa matriz pelítica na base, passando a
metarenítica fina a sericítica para o topo.
Os clastos de quartzo cuja dimensão oscila
entre os 2 e 6cm desaparecem para o topo
da bancada. A observação em lâmina delgada
evidenciou uma foliação definida
pela orientação das micas brancas e achatamento
dos cristais de quartzo, cortada por
outra onde recristalizaram micas brancas e
quartzo e se concentram óxidos. A textura
é clástica, de aspecto arenítico, definida
por grãos de quartzo monocristalinos, que
raramente ultrapassam 1mm, de bordos
irregulares e curvos ou angulosos, frequentemente
estirados e com forte extinção
ondulante. Alguns grãos apresentam bordos
irregulares/corroídos ou com contactos
de reacção com a mica branca. A matriz é
constituída essencialmente por mica branca
e quartzo, com rara biotite e minerais
opacos, finamente cristalizados. Ocorre,

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) O Vulcanismo na transição Câmbrico/Ordovícico 129
esporadicamente, zircão em cristais idiomórficos.
SB. Horizonte metarenítico com
Skolithos, de cor beije e matriz sericítica,
compreendendo lentículas micro-conglomeráticas.
A espessura desta bancada é
2m.
SC. Nível com 7m de espessura de
quartzitos impuros de cor beije a cinzentoavermelhado
para o topo e aspecto maciço.
Os planos de clivagem no topo apresentam
óxidos de ferro.
SD. Sequência com 6m de espessura,
constituída por níveis decimétricos (15-
20cm) de quartzitos com Skolithos alternantes
com níveis centimétricos de siltitos
sericíticos.
SE. Vulcanitos básicos, de cor cinzento-esverdeada
e aspecto maciço com cerca
de 20m de espessura. Nas zonas mais
deformadas apresenta foliação definida
pelo estiramento dos minerais, concordante
com a foliação da rocha encaixante.
Apresentam textura microgranular afírica.
Os cristais raramente atingem dimensões
de 1mm. Os minerais mais abundantes
são: plagioclase, anfíbola incolor e carbonatos.
Em quantidades subordinadas ocorrem
clorite, quartzo, magnetite, ilmenite,
leucoxena e apatite. As plagioclases apresentam-se
saussuritizadas de forma variável,
cedendo lugar a agregados de calcite,
epídoto e, por vezes, uralite. Ocorrem
ainda agregados de calcite e tremolite que
podem corresponder a produtos de alteração
de um mineral
anterior, possivelmente uma piroxena.
Embora a rocha, nos domínios menos
deformados, mantenha a textura ígnea, a
sua composição mineralógica corresponde
a uma paragénese metamórfica de fácies
dos xistos verdes. A composição química
destas rochas corresponde a um basalto.
SF. Sequência com mais de 10m de
espessura constituída por alternâncias centimétricas
a decimétricas de filitos e psamitos,
com aspecto semelhante à Fm. de
Desejosa.
No geral, a passagem ao
Cambrico/Ordovícico faz-se de forma aparentemente
gradual, iniciando-se o
Ordovícico por uma sequência constituída
por um conglomerado basal matriz-suportado,
com cerca de 6m de espessura, passando
a alternâncias de quartzitos impuros,
tufitos, e filitos aos quais de sobrepõe
um nível espesso de vulcanitos básicos
seguindo-se uma sequência de alternâncias
de filitos e psamitos (figura 3).
S. Gabriel (Castelo Melhor)
A Fm. de Desejosa nesta região apresenta
o seu aspecto listrado característico
conferido por uma sequência espessa de
alternâncias centimétricas de filitos e
metassiltitos. A passagem ao Ordovícico
faz-se de forma aparentemente gradual.
Verifica-se um aumento generalizado da
componente siliciosa traduzido por variação
de tonalidade para colorações mais
esbranquiçadas. Para o topo, os níveis de
filitos tornam-se mais claros face ao enriquecimento
em sericite e quartzo e diminuem
de espessura, enquanto que os níveis
de metassiltitos se tornam dominantes,
aumentando de espessura e passando a arenitos
no topo da sequência. Alguns níveis
têm cor branca, são macios ao tacto e
apresentam aspecto pulverulento.
A observação em lâmina delgada de
uma amostra desta sequência mostrou

130 COKE et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figura 3. Colunas litoestratigráficas referentes aos cortes efectuados na transição
Câmbrico/Ordovícico da região NE da Zona Centro Ibérica.
alinhamento dos minerais opacos e orientação
das micas, definindo uma foliação
S1, fortemente deformada por uma clivagem
posterior, S (1+x), com recristalização de
quartzo, opacos e de mica branca. As
rochas são predominantemente constituídas
por grãos de quartzo irregulares e
angulosos, por vezes alongados, que rara-

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) O Vulcanismo na transição Câmbrico/Ordovícico 131
mente atingem 0,1mm, incluídos numa
matriz onde predomina mica branca (sericite),
finamente cristalizada. Reconhecemse
ainda disseminações de pequenos grãos
de minerais opacos que, quando se concentram,
definem bandas milimétricas de cor
mais escura. Dispersos pela rocha, ocorrem
também cristais de turmalina verde-acastanhada
de dimensões variáveis, que
podem atingir 0,2mm, e cristais matriciais
de moscovite.
DISCUSSÃO
A atribuição de idades às formações
baseou-se unicamente em critérios relacionados
com o seu contexto litoestratigráfico
- acima do Grupo do Douro (SOUSA,
1982) e abaixo dos quartzitos do
Arenigiano – para além do tipo de contacto
observado. Perante este contexto, pensamos
que a discordância ou desconformidade
separa o Câmbrico do Ordovícico,
iniciando-se este com uma sequência de
natureza vulcano-sedimentar de idade
Tremadociana.
Em todos os afloramentos onde foi possível
observar a passagem do Câmbrico
para o Ordovícico registamos níveis de
material vulcano-sedimentar, não imediatamente
em contacto com a Fm. de
Desejosa mas cerca de 1-2m acima. O
carácter vulcanoclástico silicioso das
rochas observadas está bem documentado
nas várias colunas litoestratigráficas examinadas,
sendo a espessura relativa dos
diferentes níveis função da taxa de acumulação
de cinzas, quer transportadas para a
bacia juntamente com outros sedimentos
(tufitos - Marão, Eucísia e Moncorvo) quer
depositadas directamente na bacia, sem
transporte prévio aparente (tufos e tufitos
- Castelo Melhor).
No ramo S da Serra do Marão, foram
observados corpos intrusivos de natureza
básica "impregnando" conglomerados
num estádio anterior à sua litificação
(COKE et al., 1995b, 1999), sugerindo
uma idade Tremadociana para o evento.
Em Eucísia, identifica-se um horizonte
espesso (cerca de 20m) de vulcanitos de
composição basáltica, com o mesmo
padrão de deformação das unidades encaixantes,
correspondendo muito provavelmente
a uma escoada básica ocorrida
durante o Tremadociano.
O local onde se registou a ocorrência de
turbiditos de baixa densidade e ausência
de discordância e conglomerados (Castelo
Melhor) sugere ambientes de maior profundidade
onde não terá havido interrupção
na sedimentação.
Nos locais onde a base do Ordovícico
se inicia por litologias conglomeráticas
(Marão, Eucísia e Moncorvo), observam-se
clastos de filitos listrados, nitidamente da
formação subjacente (Fm. de Desejosa),
sugerindo a existência de algumas áreas
emersas no final do Câmbrico.
A ocorrência de conglomerados polimíticos
brechóides com clastos pouco trabalhados,
alguns de grandes dimensões,
aponta para uma situação de depósitos de
base de talude, muito provavelmente relacionados
com escarpas de falha resultantes
de movimentos isostáticos de "up-lift" síncronos
da deposição, hipótese já sugerida
por outros autores (McDOUGALLl et al.,
1987; RIBEIRO et al., 1991; OLIVEIRA
et al., 1992).
A existência de desconformidade nuns
locais e de discordância noutros, associada

132 COKE et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
a um dobramento amplo das formações do
Câmbrico, parece confirmar a ideia da
existência de uma inversão tectónica no
final deste período, assegurando a passagem
de um regime distensivo para outro
compressivo (RIBEIRO et al., 1991).
A existência de clastos de vulcanitos
ácidos, aliada à ocorrência de grandes
quantidades de plagioclases no sedimento
(Moncorvo), parece sugerir uma relativa
proximidade à fonte emissora. Colocando a
hipótese destes detritos resultarem de um
soco de natureza granítica em desmantelamento,
correlacionável com os ortogneisses
de Miranda do Douro (que eventualmente
se encontrariam hoje debaixo dos
metasedimentos paleozóicos mas que à
data poderiam aflorar?), a presença de clastos
de vulcanitos ficariam por explicar, a
menos que estes fossem atribuíveis a fragmentos
de riólitos, contemporâneos ou não
do corpo granitóide. Outra hipótese seria
correlacioná-los com os gneisses de Cardoso
localizados na serra de Guadarrama
(Espanha) a ESE, descritos como uma
rocha vulcânica ou vulcano-sedimentar
com características explosivas (de tipo
igninbrítico - VAQUERO et al. 1997).
Esta hipótese levanta, no entanto, um problema
relacionado com a cronologia relativa
dos diversos eventos vulcânicos e sedimentares.
Com efeito, os gneisses de
Cardoso foram recentemente datados pelo
método U-Pb, sendo-lhes atribuída uma
idade concordante de 480±2 Ma,
( VAQUERO et al., 1997), isto é,
Arenigiano alto, o que implicaria que a
discordância "Sárdica" passasse a ser considerada
correlativa da base do Arenigiano e
que a Fm. de Desejosa fosse, muito provavelmente,
de idade Tremadociana?!. As
idades anteriormente obtidas por WILD-
BERG et al. (1989) com base no mesmo
método e considerando a intersecção inferior
de fracções de zircão discordantes,
colocam, contudo, os gneisses de Cardoso
em 540±30 Ma. Face a esta discrepância
de idades absolutas e tendo em conta as
colunas litoestratigráficas explicitadas
anteriormente, pensamos que não será de
todo descabida a idade aproximada de 500
Ma para o vulcanismo que ocorre no
Ordovícico Inferior.
Os dados de campo e as datações efectuadas,
quer no Domínio Olho de Sapo,
Serra de Guadarrama (WILDBERG et al.,
1989; VIALETTE et al., 1986, 1987;
LANCELOT et al., 1985; GEBAUER et
al., 1993 e VAQUERO et al., 1996; 1997)
e Miranda do Douro (LANCELOT et al.,
1992), quer mesmo nos pórfiros graníticos
da região de Mação (MENDES, 1967/68;
ABRANCHES et al., 1981/82), apontam
para uma actividade ígnea escalonada no
tempo, traduzida por vários episódios que
terão ocorrido desde o Câmbrico Superior
até ao Ordovícico Médio a Superior. No
entanto, não é de excluir a possibilidade da
existência de vulcanismo ácido no
Arenigiano, aliás, já assinalado a N de
Moncorvo, no cabeço da Mua, num horizonte
conglomerático intercalada em
quartzitos com ferro, cujos clastos são
maioritariamente de vulcanitos ácidos, e
no bordo SW da Zona Centro Ibérica na
região de Mação (ROMÃO et al., 1999),
onde o pórfiro granítico de Mação-
Penhascoso intrui a base dos quartrzitos
arenigianos.
A possibilidade de considerarmos a
discordância "Sárdica" de idade Arenigiana
não é de admitir do ponto de vista da

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) O Vulcanismo na transição Câmbrico/Ordovícico 133
deformação pois a distribuição das lineações
de intersecção registadas nas formações
abaixo e acima dela é distinto, observandose
uma maior dispersão destas abaixo da
discordância, denunciando um dobramento
anterior.
Os vários níveis tufíticos sugerem a
ocorrência de vários episódios vulcânicos
durante o Ordovícico Inferior. Se a sua
importância relativa for passível de correlação
com a espessura dos níveis, então os
primeiros eventos são indubitavelmente os
mais importantes.
CONCLUSÕES
Em todas as situações observadas, o
televulcanismo foi sempre observado
acima da descontinuidade estratigráfica
que separa o Câmbrico do Ordovícico.
O vulcanismo básico, menos notório,
parece ser posterior ao vulcanismo ácido,
pois afecta horizontes conglomeráticos
acima dos primeiros níveis de tufitos.
As observações efectuadas são globalmente
compatíveis com o modelo proposto
por RIBEIRO et al. (1991) para a evolução
da ZCI, o qual preconiza a formação
e preenchimento de um rift intracratónico,
limitado por falhas activas seguido de uma
inversão tectónica precoce em transpressão
direita no Proterozóico Superior-
Câmbrico, seguido da compressão Varisca
em transpressão esquerda, perpendicular
ao eixo do fosso (responsável quer pelo
desencadear de vulcanismo bimodal, quer
pelo desenvolvimento de dobras de comprimento
de onda amplo, sem produção de
clivagem). Este tectonismo sindeposicional
estaria na origem do rejogo de falhas,
com movimentações isostáticas associadas,
controlando consequentemente a sedimentação.
O quadro estrutural acima referido
explicaria (figura 4):
Figura 4. O tectonismo sin-deposicional associado a um provável rift intracratónico seria o responsável
pelo rejogo de falhas com as movimentações isostáticas e pelo controle da sedimentação.
(Adaptado de HOFFMAN et al., 1974 e SURLYK, 1990).

134 COKE et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
• a passagem brusca através de discordância
angular ou disconformidade com
erosão das partes emersas que iriam fornecer
os clastos listrados pertencentes a sedimentos
recém-litificados,
• a mistura de sedimentos grosseiros
com vulcanoclastitos,
• o desenvolvimento de cones de detritos
de base de talude, leques aluviais, fluvio-marinhos,
fluvio-deltáicos ou submarinos
( McDOUGALL et al., 1987; OLI-
VEIRA et al., 1992),
• as sequências mais ou menos espessas
de conglomerados brechóides da base do
Ordovícico, e
• a passagem gradual, observada em S.
Gabriel, que corresponderia a áreas imersas
de maior profundidade e mais distantes
do litoral.
AGRADECIMENTOS
O trabalho de campo realizado foi parcialmente
financiado pelo projecto TEC-
T I B E R - P R A X I S / 2 / 2 . 1 / C TA/353/94 da
JNICT. Os autores agradecem aos Profs.
Drs. Rui Dias da Univ. de Évora e António
Mateus da Fac. Ciências da Univ. de
Lisboa las inúmeras sugestões apontadas
na realização deste trabalho.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) O Vulcanismo na transição Câmbrico/Ordovícico 135
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ISSN: 0213-4497
Estruturas Filonianas do Paleozóico
Superior da Serra do Marão (N de
Protugal); o resultado de extensão intraorogénica?
Upper Paleozoic Dikes of the Marão Mountain
(Northern Portugal); results of intra orogenic
extension?
A B S T R A C T
COKE, C. 1 , GOMES, M.E.P. 1 , DIAS, R. 2 & RIBEIRO, A. 3
In the Marão mountain occur hercynian mafic veins cutting the Schistose Formation of
the Landeilian age. The geochemistry of these rocks present high concentrations on Ti ,
P, Zr, Nb, Ba, and REE (Ti O 2 = 1.23-1,39 %, P 2 O 5 = 1.32-1,60 %, Zr = 565-641 ppm, Nb
= 33-46 ppm, Ba = 2531-3219 ppm, ΣREE = 295-430 ppm) and indicate significant REE
fractionation (Ce N / Y b N = 10.46) similar to that reported for alkaline mafic rocks. These
characteristics and their patterns in T H O M P S O N (1984) diagram are typical of alkaline
rocks. The dikes intrusion occurred in a late stage of the tectonic evolution of the
Centro-Iberian autochthon prior to the granitic magmatic phase. Their intrusion was
facilitated, either by the reorientation of the stress field due to the emplacement of the
NW Iberian nappe complex or local extensions common in transpressive regimes. This
geodynamical context could produce the generation of alkaline magmatism due to partial
melting of the upper mantle, induced by adiabatical decompression in the major
crustal NW-SE shear zones.
Key words: Marão mountain, mafic veins, alkaline rocks, intra-orogenic extension,
Variscan orogeny.
(1) Dep. Geologia, Universidade Trás-os-Montes e Alto Douro, Ap. 202, 5001 VILA REAL - Portugal
(2) Dep. Geociências e Centro de Geofísica, Universidade de Évora, Ap. 94, 7002-554 ÉVORA, Portugal
(3) Dep. Geologia, Fac. Ciências da Univ. Lisboa, Ed. C2 piso 5 Campo Grande, 1749-016 LISBOA,
Portugal

138 COKE et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
INTRODUÇÃO
Trabalhos recentes desenvolvidos no
domínio da cartografia estrutural no ramo
sul da Serra do Marão (área do Ramalhoso)
revelaram a existência de dois corpos filonianos
intrusivos na Formação Xistenta
(figura 1) cuja idade é atribuída ao
Landeiliano. O corpo A localizado mais a
Oeste foi já objecto de um estudo sumário
(COKE et al., 1995). Neste trabalho são
retomados os estudos anteriores no sentido
de os aprofundar sendo para o efeito apresentadas
análises químicas de elementos
maiores, menores e terras raras dos dois
filões, com vista à sua caracterização e
determinação das afinidades magmáticas e
do ambiente geodinâmico em que se inserem.
Os dois corpos parecem estar associados
ao mesmo evento tectonomagmático e,
o facto de se encontrarem intruídos num
plano subparalelo à clivagem S 1, mas estarem
cortados por estruturas correlacionáveis
com a implantação dos granitos tardi-
D 3, prova o seu contexto intra-orogénico.
A ocorrência de corpos filonianos de
natureza básica na região de Tr á s - o s -
Montes tem sido referida por vários autores.
No entanto, devido à frequente ausência
de alguns elementos que os correlacionem
com as fases tectono-metamórficas
variscas regionais, torna-se muito difícil
estabelecer um paralelismo com os filões
agora estudados.
SOUSA & SEQUEIRA (1989), referem
a Este da Serra do Marão, na região de
Sabrosa e Alijó, a ocorrência de dois filões
subparalelos à clivagem primária (S 1), com
orientação NW-SE e composição dacítica.
Associados a estes pórfiros dacíticos, os
mesmos autores referem ainda ocorrências
de alguns corpos filonianos subparalelos
aos anteriores, de composição anfibolítica.
PEREIRA (1989) na unidade parautóctone
de Mouquim refere várias ocorrências
de metabasitos, sob a forma de diques
e soleiras, apresentando a mesma deformação
do encaixante, isto é, terão intruído
antes do Devónico médio, nada referindo
sobre as suas orientações. As composições
variam entre o metabasito, meta-traquiandesito
e o metadolerito.
A Oeste, na região de S. Pedro da Cova,
MEDEIROS et al. (1980) referem a presença
no CXG de numerosos filões doleríticos
(diabases), intruídos segundo a direcção
NW-SE nada referindo sobre a sua
idade, deformação e dinâmica de instalação.
Os mesmos autores referem ainda na
margem direita do rio Tâmega, perto da
foz, a presença de um filão semelhante
intrusivo no granito porfiróide de Entreos-Rios.
ENQUADRAMENTO LITOESTRA-
TIGRÁFICO
O ramo sul da Serra do Marão localizase
em pleno autóctone da Zona Centro
Ibérica, confrontando a NW com os terrenos
parautóctones das unidades de
Mouquim e Canadelo (PEREIRA, 1987).
Para o autóctone do ramo sul da Serra
do Marão foram definidas as seguintes
unidades litoestratigráficas:
- Formação de Desejosa: pertence ao
Grupo do Douro a que se atribui idade
câmbrica (SOUSA, 1982; REBELO,
1983; DIEZ BALDA, 1980; RODRI-
GUEZ ALONSO, 1982). É constituída

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Estruturas Filonianas da Serra do Marão 139
Figura 1. Esboço geológico do ramo Sul da Serra do Marão com a localização dos filões A e B.

140 COKE et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
por alternâncias centimétricas de metassiltitos
e filitos de cor cinzenta a negra.
- Formação Vulcano-Sedimentar de
Vale de Bojas (C O K E, 2000): o
Ordovícico inicia-se com uma sequência
vulcano-sedimentar, que assenta em discordância
angular ou disconformidade
sobre a Formação de Desejosa. É constituída
essencialmente por conglomerados
polimíticos grosseiros de matriz sericítica
ou areno-sericítica com intercalações de
tufitos ou arenitos tufáceos. A esta formação
tem sido atribuída uma idade provável
Tremadociana (RIBEIRO et al., 1962;
TEIXEIRA et al., 1964; TEIXEIRA &
GONÇALVES, 1980; ROMANO, 1982),
sendo de referir que, os critérios usados na
atribuição desta idade têm a ver exclusivamente
com o seu posicionamento (abaixo
dos Quartzitos Armoricanos e acima da
discordância angular que separa o
Câmbrico do Ordovícico). No entanto,
todas as evidências resultantes de trabalhos
recentes na Zona Centro Ibérica
(BONJOUR et al., 1988; SAN JOSÉ et
al., 1992; VAQUERO & DUNNING,
1997) apontam para que nesse período já
estavam instaladas as faunas do
Arenigiano pelo que a sua idade deverá ser
Arenigiano basal. A sua espessura é aproximadamente
230m;
- Formação Quartzítica: Esta unidade é
constituída na sua base por conglomerados
quartzosos de matriz arenítica alternando
com níveis pelíticos pouco espessos. Para o
topo os conglomerados dão lugar a bancadas
de quartzitos geralmente com ferro,
diminuindo gradualmente de espessura ao
contrário dos níveis pelíticos agora mais
espessos. Esta formação tem idades compreendidas
entre o Arenigiano e o
Lanvirniano (TEIXEIRA e GONÇALVES,
1980; ROMANO, 1982).
- Formação Xistenta: Trata-se de uma
formação monótona, constituída por filitos
cinzentos a negros, maciços cuja idade
é atribuída ao Landeiliano (TEIXEIRA e
GONÇALVES, 1980; ROMANO, 1982).
É nesta formação que intruíram os corpos
filonianos estudados neste trabalho.
Para Oeste os filitos cinzentos do
Ordovícico cedem lugar aos xistos grafitosos
do Silúrico e aos níveis grauvacóides
possivelmente do Devónico (PEREIRA,
1987).
ENQUADRAMENTO TECTÓNICO E
ESTRUTURAL
O ramo sul da Serra do Marão como o
restante autóctone da Zona Centro Ibérica
foi particularmente deformado pela orogenia
Varisca sendo a primeira fase de deformação
D 1 de grande intensidade. A estruturação
hoje observada desenvolveu-se no
seu essencial durante aquele evento. No
entanto, não podemos deixar de referir os
efeitos da inversão Sarda visíveis quer na
Formação de Desejosa quer na formação
basal do Ordovícico. Na primeira, esta
inversão tectónica foi responsável pela
geração em regime transpressivo direito
(RIBEIRO et al., 1991) de dobras amplas
sem clivagem a que estaria provavelmente
associada a emersão de vastas áreas durante
o Câmbrico Superior e Tremadociano.
Na segunda, os efeitos deste curto episódio
compressivo ante-Ordovícico, regionalmente
designado por fase Sarda (RIBEI-
RO et al., 1991; DIEZ BALDA et al.,
1990) terão sido responsáveis pela deposição
do conglomerado polimítico grosseiro

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Estruturas Filonianas da Serra do Marão 141
com elementos líticos da unidade infrajacente
e no vulcanismo bimodal aí observado
(COKE et al., in press).
A primeira fase de deformação varisca
ocorre em regime transpressivo esquerdo
(RIBEIRO et al., 1990; DIAS & RIBEI-
RO, 1994) e pode ser caracterizada pela
ocorrência de dobras, ligeiramente vergentes
para NE com eixos a inclinar cerca de
12º para WNW a que se associa uma forte
clivagem de plano axial (S 1) de direcção
WNW-ESE. As lineações de intersecção
estratificação/clivagem primária (S 0/S 1) são
subparalelas ao eixo das dobras e o estiramento
mineral é sub-horizontal, estando
por isso também muito próximo do eixo
das dobras.
As fases subsequentes são nitidamente
menos expressivas traduzindo-se geralmente
pela ocorrência em alguns locais de
uma segunda clivagem ou simplesmente
por crenulações com maior expressão nos
níveis mais pelíticos. Este contexto apenas
se modifica no domínio anexo à falha de
Seixinhos. Aqui, verificamos que a deformação
associada à D 1 se traduz por uma
ligeira ondulação das camadas e por uma
clivagem de plano axial muito ténue. A
estas estruturas sobrepõem-se uma fase
mais intensa (D 3 regional) responsável pelo
dobramento coaxial das estruturas anteriores
(PEREIRA, 1987, RIBEIRO et al.,
1990, COKE et al., 1998) e pela produção
de uma clivagem secundária muito intensa.
No que se refere à fracturação foram
identificados dois sistemas principais responsáveis
por quatro famílias de falhas
(figura 2):
• Falhas normais com uma forte com-
ponente de desligamento direita bem
representadas no intervalo N10º - 20ºW.
• Falhas inversas com uma importante
componente de desligamento esquerda e
direcções entre N70º e 80ºW e,
• Desligamentos esquerdos com a distribuição
das direcções muito concentrada
segundo o intervalo N60º - 70ºW e que
teriam como conjugados os
• Desligamentos direitos cujas direcções
mais representativas se distribuem pelo
intervalo N30º - 40ºE.
A movimentação destes acidentes não
foi sempre a mesma, tendo-se verificando
em alguns deles reactivações com cinemática
distinta. É o que se passa com a família
N30º - 40ºE que funcionou inicialmente
como desligamento esquerdo e mais tardiamente
com movimentação normal.
No que respeita às suas idades, embora
nem sempre seja fácil estabelecer uma cronologia
relativa, as falhas paralelas às
estruturas da primeira fase são indubitavelmente
as mais antigas, pois na grande
maioria dos casos estas são cortadas por as
falhas de direcção NE-SW ou N-S.
Dados de campo
Os corpos filonianos encontrados no
vale da ribeira do Ramalhoso são de natureza
máfica e ambos intruem a Formação
Xistenta. A rocha encaixante é um xisto
cinzento escuro a negro de aspecto maciço
e homogéneo.
O corpo A (estampa I, fotos 1 e 1a), de
aspecto geralmente pouco alterado, apresenta
exfoliação em bolas nas zonas mais
alteradas, tem uma atitude N63ºW; 40ºS
subparalela à clivagem primária (S 1), uma
espessura de 63 cm e um comprimento

142 COKE et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figura 2. Diagramas de rosetas evidenciando as principais famílias de falhas registadas no ramo sul
da Serra do Marão.
reconhecido de aproximadamente 50 m.
No contacto da rocha filoniana com o
encaixante pode observar-se uma orla de
metamorfismo de contacto com cerca de
5cm. A rocha que constitui este filão está
afectada por uma crenulação geométrica e
cinematicamente correlacionável com a
deformação associada à intrusão dos granitos
que afloram a Oeste. Esta crenulação é

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Estruturas Filonianas da Serra do Marão 143
também observável a afectar a S 1 dos xistos
encaixantes.
Na interface filão/xisto foram observadas
estrias 30ºS; 73ºW denunciadoras de
movimentação normal com uma componente
de desligamento direita e que terão
resultado de um rejogo tardio deste plano
de anisotropia.
Este corpo filoniano está cortado por
um filonete de constituição pegmatítica,
de direcção N40ºE; 80ºN que produz uma
franja de metamorfismo de contacto com
cerca de 5mm (estampa I, foto 1a) afectando
o filão.
Tanto a rocha hospedeira como o filão
estão afectados por metamorfismo de contacto
associado às intrusões graníticas,
expresso por moscas de andaluzite nos xistos
e de biotite no filão.
O corpo B (estampa I, fotos 2 e 2a) de
composição química e mineralógica
semelhante ao corpo A, apresenta a atitude
N60ºW; 30ºS, uma espessura de média
de 60 cm e um comprimento de 22 m. A
rocha encaixante é também um xisto
negro com uma clivagem S 1 N65ºW;50ºS
apresentando junto ao contacto com o filão
uma banda de metamorfismo térmico com
cerca de 5 cm de espessura. O grau de alteração
deste corpo filoniano é bastante
avançado, sendo notória a exfoliação do
tipo "casca de cebola", característica das
rochas máficas. A densidade da fracturação
na região é alta, tendo sido registadas
algumas falhas intersectando o filão donde
se destacam as falhas N60ºW; 55ºS com
movimentação esquerda e estrias a mergulharem
12ºS; 50ºE e N25ºW; 85ºSW e
movimentação aparentemente direita.
Associada a esta última falha, foi observado
um filonete pegmatítico com quartzo e
feldspatos muito alterados, intersectando
nitidamente o filão.
As atitudes observadas nos dois corpos
filonianos, bem como a ligeira curvatura
observada no corpo B (estampa I, foto 4)
mostram que no seu conjunto esta estrutura
está dobrada, sendo a dobra bastante
ampla. Este tipo de dobramento é característico
da terceira fase de deformação
Varisca.
Cerca de 1 km a Oeste afloram os granitos
de Amarante, considerados como
granitos tardi D 3 (dominantemente biotíticos),
cuja idade tem sido referida no
intervalo 306-311 Ma. por DIAS et al.
(1998). Este extenso batólito granítico
prolonga-se para NW e SE de Amarante e
desenvolve-se subparalelamente à zona de
cisalhamento de Vigo-Amarante-Régua.
São frequentes nesta área as ocorrências
de filões aplito-pegmatíticos constituindo
uma rede cujas direcções predominantes
são NE-SW e NW-SE.
PETROGRAFIA E GEOQUÍMICA
Métodos analíticos
A determinação de elementos maiores
e menores das rochas metabásicas do
Ramalhoso foi feita respectivamente por
Espectrometria de Emissão Atómica (ICP-
AES) e Espectrometria de Massa (ICP-
MS). A digestão ácida de 0,2 g de pó da
amostra foi feita com 2,5 ml de HNO 3
concentrado e 10 ml de 40% v/v HF em
cadinhos de 50 ml P.T.F.E. durante duas
horas a alta temperatura e pressão seguida
de evaporação até à secura e subsequente
dissolução em 20 ml de 1% v/v HNO 3. As

144 COKE et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
análises químicas foram obtidas no ICP-
AES JY 24 e com plasma ICP-MS VG na
Universidade de Bristol. As determinações
foram feitas em triplicado 100 ppb In
como padrão interno.
S i O 2
e FeO foram analisados por
Espectrometria de Absorção Atómica num
equipamento Perkin Elmer 303 e a perda
ao rubro (PR) por aquecimento a 900 °C
no Laboratório do Departamento de
Química da UTAD.
Os minerais silicatados foram analisados
na microssonda electrónica Cameca
Camebax do Instituto Geológico e
Mineiro, S. Mamede de Infesta; com um
potencial de aceleração de 15 kW e um
feixe de 20 nA.
Petrografia e Geoquímica de
Minerais
Estas rochas filonianas correspondem a
metadiabases com aspecto maciço e cor
cinzenta escura. Microscopicamente mostram
uma textura intergranular com cristais
tabulares de biotite a definirem localmente
uma foliação pela sua orientação.
Alguns cristais de biotite em geral xenomórficos
estão bem desenvolvidos e parecem
ser mais tardios. A biotite ocorre em
cristais isolados ou em agregados de tipo
clot associada também a anfíbola, plagioclase,
calcite e opacos. O pleocroísmo varia
de α = amarelo palha a β = γ =≠castanho
alaranjado escuro. Projecta-se na transição
dos campos da biotite de tipo subalcalino
e calco-alcalino no diagrama de NACHIT
et al. (1985), pois apresenta baixo teor em
Al total e elevados teores de Mg (tabela 1).
A biotite tem composição química que
se aproxima da flogopite. Não há diferen-
ças composicionais significativas entre as
diferentes secções de biotite.
Alguns cristais mostram descoloração e
quase todos os cristais mostram abundantes
inclusões de agulhas de rútilo formando
estrutura sagenítica (estampa I, foto 3).
São também comuns na biotite inclusões
de apatite, monazite e zircão com halos
fortemente pleocróicos.
A anfíbola com pleocroísmo de β = γ =
verde muito pálido a α= incolor, ocorre
em cristais hipidiomórficos a automórficos,
associado a agregados de epídoto ao
longo das clivagens. A anfíbola presente
neste filões é uma anfíbola cálcica com
Ca>1,919, classificando-se de acordo com
LEAKE et al. (1997) como actinolite
(estampa I, foto 4).
O quartzo é em geral anédrico, com
extinção ondulante e mostra algumas
vezes formas poligonais indicando recristalização.
O feldspato predominante é a
plagioclase de tipo andesina-oligoclase
(An 33-An 24) que ocorre sob a forma de cristais
hipidiomórficos com maclas polissintéticas,
apresentando em alguns bordos
mirmequites. A plagioclase encontra-se
bastante alterada para mica branca e epídoto,
sendo na maior parte das vezes indecifrável
a presença de maclas. O feldspato
potássico é raro nestas amostras e apresenta-se
bastante caulinizado.
A apatite é o acessório mais frequente,
com formas por vezes prismáticas e secções
hexagonais. Foram também identificados
zoisite de cor rosa, com pleocroísmo e
maclas bem desenvolvidas, esfena, pirite e
calcopirite.
Cristais secundários de clorite com pleocroismo
de tipo ripidolite, epídoto e calcite
foram também observados.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Estruturas Filonianas da Serra do Marão 145
Tabela 1. Análises químicas e fórmulas estruturais das biotites dos filões máficos do Ramalhoso.
Geoquímica de rocha total
As análises químicas médias de elementos
maiores, menores e terras raras de
cada um dos filões estudados são dadas na
tabela 2. Trata-se de rochas de composição
intermédia, pois o teor de SiO 2 é de cerca
de 56%, Atendendo à sua mineralogia,
escassez de quartzo e feldspato potássico, à
sua textura e composição química, a classificação
mais adequada destas rochas é de
doleritos ou metadiabases.
Em termos composicionais estas rochas
projectam-se no campo dos andesitos ou
no limite deste com os basaltos, no diagra-
ma TAS. Classificam-se como traqui-andesitos
(figura 3) no diagrama de WIN-
CHESTER E FLOYD (1977). A utilização
deste diagrama é recomendada porque utiliza
elementos muito pouco móveis durante
o metamorfismo, oferecendo uma boa
informação sobre a natureza dos materiais
originais. Nos diversos diagramas, que
combinam elementos estáveis durante o
metamorfismo (Ti, P, Zr, V e Nb) propostos
por WINCHESTER E FLOYD (1976)
para discriminar se o magma original será
basalto toleítico ou alcalino estas amostras
projectam-se sempre no domínio alcalino
(figura 4).

146 COKE et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Tabela 2. Análises químicas em % e elementos menores e terras raras em ppm dos filões máficos
do Ramalhoso.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Estruturas Filonianas da Serra do Marão 147
Figura 3. Diagrama de classificação dos filões máficos do Ramalhoso, adaptado do diagrama de
WINCHESTER & FLOYD (1977) Símbolos: abertos -amostras do filão A e fechados amostras do
filão B.
Figura 4. Diagrama P 2 O 5 -Zr proposto por WINCHESTER E FLOYD (1976) mostrando o carácter
alcalino dos filões máficos do Ramalhoso. Símbolos: como na figura 3.

148 COKE et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Apresentam elevadas concentrações de
TiO 2, P 2O 5, Zr, Nb, Ba, Sr e REE e os
espectros de terras raras são semelhantes
aos de rochas alcalinas. Mostram fraccionação
acentuada (Ce N/ Y b N = 9,63-22,79)
entre terras raras leves e pesadas e ligeiras
anomalias negativas de Eu (Eu/Eu* =0,54
- 0,96), mostrando uma tendência fortemente
descendente com empobrecimento
em terras raras pesadas, típica de rochas
alcalinas (figura 5). No diagrama de
THOMPSON (1984) caracterizam-se por
estarem enriquecidos em elementos litófilos
e empobrecidas em elementos de alto
potencial iónico, com uma tendência descendente
e forte empobrecimento em Nb e
Sr. Embora os diagramas não correspondam
exactamente a espectro convexos com
enriquecimento em todos os elementos de
transição, aproximam-se dos diagramas da
maioria das rochas de tendência alcalina
(figura 6).
INTERPRETAÇÃO GEODINÂMICA
As relações de campo mostram claramente
que os corpos filonianos estudados
são posteriores à primeira fase de deformação
regional e anteriores à fase contemporânea
das intrusões graníticas (D 3). Estas
são igualmente as relações que podem ser
estabelecidas para a génese das falhas normais
de Pena Suar (PEREIRA, 1987;
RIBEIRO et al., 1990) e Seixinhos
(RIBEIRO et al., 1990; COKE et al.,
1998). O modelo defendido por esses
autores para a existência deste episódio
extensivo intra-orogénico, admite que o
aumento da carga litoestática induzida
pelo empilhamento do complexo de man-
Figura 5. Diagrama de terras raras normalizadas para a média dos condritos, dos filões máficos do
Ramalhoso. (factores normalizados segundo THOMPSON et al., 1984). Símbolos: como na figura
3.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Estruturas Filonianas da Serra do Marão 149
Figura 6. Diagramas de elementos traço, para os filões máficos do Ramalhoso (factores normalizados
segundo THOMPSON et al., 1984). Símbolos: como na figura 3.
tos do NW peninsular, associado ao relaxamento
das tensões regionais, que terá
sem dúvida existido após a implantação
dos mantos, terão provocado uma rotação
do campo de tensões; a tensão compressiva
máxima, anteriormente horizontal, passará
a estar subvertical, por troca com a tensão
intermédia. Este novo campo de tensões é
favorável à génese de falhas do tipo normal,
que deverão assim ter tendência a formar-se
no autóctone subjacente aos mantos.
Se admitirmos uma deformação progressiva
na génese das estruturas ante-D 3,
um outro factor que poderá ter auxiliado a
génese deste tipo de falhas terá sido a continuação
do regime transpressivo esquerdo
no autóctone em simultâneo com o processo
de implantação dos mantos (figura 7);
sendo possível gerar estruturas extensivas
localizadas em regimes transpressivos
(figura 8) é provável que as falhas normais
de Pena Suar e Seixinhos possam estar
temporalmente mais próximas da génese
dos mantos do que o anteriormente admitido.
Qualquer que seja o mecanismo gerador
das falhas normais da Serra do Marão,
o regime extensivo a elas associadas terá
facilitado a ascensão de pequenas porções
de magma alcalino, resultante de fusão
parcial do manto superior, induzida por
descompressão adiabática, em estruturas
NW-SE. Este processo terá sido facilitado
pela proximidade à zona de cisalhamento
de Malpica-Lamego considerada uma das
principais estruturas Variscas não só
durante as fases tectono-metamórficas
mais tardias (LLANA-FÚNEZ & MAR-
COS, 1998) mas também durante os estádios
precoces do ciclo Varisco (COKE et
al., 2000a).

150 COKE et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figura 7. Relação geométrica e cinemática entre os cisalhamentos esquerdos regionais, a implantação
dos mantos e as falhas normais.
Figura 8. Cinemática das estruturas compatíveis com um regime transpressivo esquerdo. S-clivagem,
xistosidade ou foliação. FI- Falhas inversas. FN- Falhas normais. FT- Fendas de tracção. R,R’-
Cisalhamentos Riedel.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Estruturas Filonianas da Serra do Marão 151
ESTAMPA I
Fotos 1 e 1a – Aspecto do filão A, com um detalhe onde se observam algumas relações de campo,
destacando-se a intersecção do filão por um filonete pegmatítico.
Fotos 2 e 2a – Aspecto do filão B com a localização da amostragem efectuada (M-1237).
Foto 3 – Cristais hipidiomórficos de biotite com numerosas inclusões de rútilo com textura sagenítica
(ampliada 63 vezes e nicois cruzados).
Foto 4 – Cristal tabular de actinolite associada a um agregado de tipo "clot" (ampliada 160 vezes e
nicois paralelos).

152 COKE et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
AGRADECIMENTOS
M.E.P.Gomes agradece ao Prof. B. J.
Wood e Dr. J.C.Schumacher pelas facilidades
concedidas no EUGF-Bristol, contrato
ERBFMGECT980128. Agradece também
ao Prof. Doutor Eng. M. R. Machado Leite
as facilidades concedidas na utilização da
microssonda electrónica do Instituto
Geológico e Mineiro, S. Mamede de
Infesta; ao Dr. J. M. Farinha Ramos e
Senhor Fernando Santos, a colaboração na
utilização deste equipamento.
Os autores agradecem ainda ao Prof.
Dr. João Mata as sugestões dadas na interpretação
dos dados analíticos.
Os trabalhos de campo relacionados
com este estudo foram parcialmente financiados
pelo ICT e JNICT através dos projectos
Tectiber (Praxis/2/2.1/CTA/353/94
e REDIBER (PBIC/C/CTA/2113/95) respectivamente.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Estruturas Filonianas da Serra do Marão 153
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Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 155-178
ISSN: 0213-4497
Evolución metamórfica P-T-d-t y
significado geodinámico de la unidad
eclogítica del complejo de Cabo Ortegal
(NO de España)
Metamorfic evolution P-T-d-t and geodinamic
meaning of the eclogitic unit of the Cabo
Ortegal complex (NW of Spain)
R E S U M E N
MENDIA, M. 1 ; GIL IBARGUCHI, J. I. 1 & ÁBALOS, B. 2
Se presentan los resultados obtenidos a partir del estudio petrológico detallado de las
eclogitas que componen la unidad eclogítica del Complejo de Cabo Ortegal estableciéndose
un modelo para la evolución metamórfica de la misma. Desde el punto de vista
petrológico se han reconocido tres tipos de eclogitas: comunes, con distena y ferrotitaníferas,
definiéndose las características de afloramiento y estructurales de las mismas. La
unidad eclogítica está compuesta por diversas láminas de eclogitas comunes limitadas
por importantes zonas de cizalla en las que afloran principalmente las eclogitas con distena.
Se han reconocido y cuantificado (condiciones P-T) los distintos estadios en la evolución
metamórfica de estas rocas, los cuales se han relacionado con los datos estructurales
y geocronológicos disponibles para obtener una idea global de la evolución P-Tdeformación-tiempo
que han seguido las eclogitas. Los datos obtenidos indican condiciones
de 780-800 °C y c. 22 kbar para el máximo metamórfico asociado a la primera fase
de deformación reconocida, D1, relacionada con un proceso de subducción.
Posteriormente se produjo una segunda fase de deformación en condiciones todavía
eclogíticas, a 660 - 700 °C y 20 kbar, relacionada con el apilamiento de las unidades y probablemente
con el comienzo de la exhumación tectónica de estas rocas. La evolución
retrógrada se caracteriza por un primer estadio de descompresión casi isotérmica con un
posterior enfriamiento más importante. Durante este periodo tuvieron lugar las fases de

Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 155-178
deformación D3 y D4 en condiciones extensionales y relacionadas con el emplazamiento
final del complejo. El ascenso de las rocas de la unidad eclogítica habría sido fundamentalmente
tectónico lo que permitió una preservación considerable durante los posteriores
eventos metamórfico-deformativos de menor grado. La evolución de la unidad
eclogítica constituye un ejemplo de un fragmento de corteza oceánica subducida hasta
profundidades superiores a 70 km con formación de una cuña orogénica relacionada con
la superposición tectónica de las diferentes unidades estructurales que componen el
alóctono superior del complejo. Este proceso se considera que marcó el comienzo de la
Orogénesis Hercínica en este sector hace unos 390-400 Ma.
(1) Departamento de Mineralogía y Petrología de la Universidad del País Vasco /EHU
(2) Departamento de Geodinámica de la UPV/EHU, e-mail: nppmearm@lg.ehu.es

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Evolución metamórfica y significado geodinámico 157
INTRODUCCIÓN
Los avances realizados en el campo de
la Petrología Metamórfica derivados de la
determinación sistemática de las condiciones
físicas del metamorfismo mediante
geotermómetros y geobarómetros experimentales
y modelos termodinámicos, así
como la aportación de datos geocronológicos
cada vez más precisos han permitido
refinar substancialmente en los últimos
años las trayectorias presión-temperaturatiempo
(P-T-t) de las áreas metamórficas.
La integración de los datos estructurales y
geomecánicos (evolución P-T-t-deformación),
aunque menos frecuente, ha permitido
por otra parte un mejor conocimiento
de la evolución de los orógenos.
El estudio de las relaciones entre las
trayectorias P-T-t y los mecanismos de
evolución en rocas metamórficas de alto
grado representa una importante llave
para el conocimiento de la litosfera en profundidad.
Las condiciones que prevalecen
en las zonas de subducción infieren a las
rocas texturas específicas y asociaciones
minerales características. En algunos
casos, se ha podido establecer la formación
de asociaciones eclogíticas de alta presión,
a partir de rocas granulíticas formadas previamente
en condiciones de menor presión,
en relación con la circulación de fluidos
y la deformación a lo largo de zonas de
cizalla dúctil. Sin embargo, el estudio de
los mecanismos de deformación en rocas
metamórficas de alta presión es bastante
escaso, con la excepción quizás del clinopiroxeno
onfacítico presente en dichas rocas.
Por otra parte, la escasez de afloramientos
importantes de eclogitas deformadas, así
como la ausencia generalizada de buenos
indicadores cinemáticos, debido a la
recristalización estática o incompleta en
las rocas (máficas y ácidas) de alta presión,
limita en gran manera el alcance de los
estudios petrológicos y estructurales en
este tipo de rocas a pesar de su interés
manifiesto.
Las eclogitas que aparecen en las zonas
internas de las cadenas orogénicas juegan
un papel fundamental en la elaboración de
modelos geodinámicos de márgenes de
placa convergentes. Esto se debe al potencial
que ofrecen las rocas metamórficas de
alta presión para determinar las condiciones
físicas de la cristalización metamórfica
y reconstruir la evolución termo-mecánica
de los cinturones de alta presión (HP) y
zonas de subducción. Uno de los rasgos
más significativos de las zonas internas del
Macizo Ibérico (Galicia-Tr á s - o s - M o n t e s ,
zona Centro-Ibérica) es la presencia de
complejos alóctonos con rocas metamórficas
de alta presión. El complejo de Cabo
Ortegal en el noroeste de España constituye
uno de los mejores ejemplos por lo que
se refiere a las condiciones de afloramiento
de tales rocas. Así, dentro de las unidades
alóctonas superiores del complejo de Cabo
Ortegal, aparece un gran volumen de eclogitas
junto con granulitas y gneises de alta
presión y rocas ultramáficas. Todas estas
rocas forman afloramientos kilométricos
que, en el caso de las eclogitas, hacen de
éstas el que probablemente sea el mayor
afloramiento continuo de eclogitas conocido
en todo el mundo.
Se ha realizado un estudio detallado de
campo, estructural y mineralógico de las
eclogitas del complejo de Cabo Ortegal a
fin de comprender las relaciones entre el
desarrollo de las características macro y

158 MENDIA et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
microestructurales y la evolución de las
condiciones P-T. La información sobre la
respuesta química y morfológica de los
minerales eclogíticos al cambio en las condiciones
físicas debe permitir una mejor
comprensión de la estructura de la corteza
profunda y del manto litosférico durante
los eventos de subducción / obducción.
Los datos obtenidos servirán, así mismo,
para obtener un conocimiento más preciso
de la evolución del Orógeno Hercínico con
anterioridad a la etapa carbonífera intracontinental.
MARCO GEOLÓGICO
El Complejo de Cabo Ortegal es uno
de los cinco complejos alóctonos situados
en el noroeste del Macizo Ibérico caracterizados
por la presencia de rocas con metamorfismo
de alta presión y/o la abundancia
de rocas máficas y ultramáficas. Está
formado por un apilamiento de unidades
que pueden agruparse en dos grupos principales:
(i) las unidades basales, constituidas
por rocas metamórficas de grado bajo a
medio de origen oceánico junto con restos
del correspondiente margen continental, y
(ii) las unidades superiores o alóctono
superior formadas principalmente por tectonitas
de grado alto y alta presión. Este
alóctono superior presenta una estructura
compleja con imbricaciones tectónicas de
las diferentes unidades, aunque a grandes
rasgos está formado por un apilamiento de
gneises migmáticos de alta presión en la
base sobre los que aparecen rocas máficas y
ultramáficas. En el sector oriental del
complejo, una potente banda de eclogitas
aparece entre los gneises y las granulitas
máficas, se trata de la unidad eclogítica
que será descrita a continuación (figura 1).
DATOS GEOQUÍMICOS Y GEOCRO-
NOLÓGICOS
Los datos sobre composición química
de las eclogitas (incluyendo tierras raras e
isótopos de Sr y Nd) indican que se trata
probablemente de un fragmento de litosfera
oceánica metamorfizada (BERNARD-
GRIFFITHS et al., 1985; PEUCAT et al.,
1990; GRAVESTOCK, 1992; MENDIA,
1996, 2000). Los diferentes tipos de eclogitas
podrían estar relacionados genéticamente
desde el punto de vista geoquímico.
Sus protolitos podrían representar distintos
términos de una serie toleítica con grados
variables de diferenciación geoquímica.
Así, podrían distinguirse desde términos
poco evolucionados y empobrecidos en
elementos incompatibles que corresponderían
a las eclogitas con distena ricas en Mg
y Al, hasta los términos más diferenciados
ricos en Fe y Ti, pasando por las eclogitas
comunes con composición de basaltos de
dorsal medio oceánica empobrecidos en
elementos incompatibles (N-MORB). La
edad de los protolitos de las eclogitas no se
conoce con precisión habiéndose obtenidos
edades de zircones entre 473 y 507 Ma
(P E U C AT et al., 1990; O R D Ó Ñ E Z,
1998). Por lo que respecta al metamorfismo
de alta presión, ORDÓÑEZ (1998)
obtuvo edades de 397 ± 28 Ma para las
eclogitas masivas y de 382 ± 13 Ma para
las de las zonas de cizalla eclogíticas, que
aunque presentan un error importante son
coherentes con edades en torno a 390-400
Ma obtenidas para diferentes minerales de

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Evolución metamórfica y significado geodinámico 159
alta presión en otras unidades del complejo
(SANTOS et al., 1996).
TIPOS LITOLÓGICOS Y ESTRUC-
TURA
La unidad eclogítica de Cabo Ortegal
conforma un macizo alargado de c. 20 km
de longitud y hasta 700 m de espesor que
aflora en la mitad oriental del complejo. Se
ha realizado una cartografía detallada
(escala 1:10.000) que ha permitido distinguir
tres tipos litológicos: eclogitas comunes
(oscuras), eclogitas con distena (claras)
y eclogitas ferrotitaníferas (muy oscuras),
en orden de abundancia. El primer tipo
tiende a aflorar de forma masiva y los otros
dos en zonas de cizalla. No obstante, no
son infrecuentes en toda la unidad las bandas
y/o lentejones de tamaño variable de
unos tipos de eclogita en otros.
La unidad eclogítica está compuesta
por tres grandes láminas de eclogitas
comunes masivas, limitadas por zonas de
cizalla en las que afloran principalmente
eclogitas con distena. En estas zonas de
cizalla aparecen otras litologías menores
como eclogitas Fe-Ti o gneises miloníticos.
Las eclogitas comunes afloran formando
láminas de potencia variable, de 100 a 300
m, y su desarrollo lateral alcanza 5-10 km.
Desde el punto de vista estructural son
generalmente masivas y muestran distintos
grados de deformación y retrogradación.
Las eclogitas con distena afloran principalmente
en zonas de cizalla dúctil que a
escala cartográfica rodean escamas o unidades
mucho mayores de eclogita masiva
con potencias también variables (en ocasiones
de hasta 200 m), o bien la separan
de las unidades supra e infrayacentes (figura
1). Desde el punto de vista estructural,
estas eclogitas suelen estar por lo general
deformadas y variablemente retrogradadas.
El hecho de que las eclogitas con distena
se encuentren normalmente más
deformadas formando las zonas de cizalla,
se debe a una diferencia de comportamiento
con respecto a la deformación, ya que
estas rocas deben ser más dúctiles debido
al mayor contenido en minerales hidratados.
Las eclogitas ferrotitaníferas se han
encontrado de dos maneras diferentes: (i)
formando láminas similares a las anteriores,
pero de potencia decimétrica, situadas
también en las zonas de contacto entre dos
láminas de eclogitas comunes o entre eclogitas
comunes y granulitas, (ii) menos
abundantes, como niveles centimétricos
dentro de las eclogitas comunes. Las que
se encuentran en láminas en las zonas de
contacto están algo más deformadas y
retrogradadas.
Se han reconocido 4 fases de deformación
en estas rocas en base a un estudio
petro-estructural. D1 sería la fase responsable
de la orientación de los minerales
formadores de la paragénesis eclogítica en
las eclogitas masivas, y estaría relacionada
con un proceso de subducción. D2 se
reconoce principalmente a escala cartográfica
y es la responsable del apilamiento de
láminas y unidades durante un proceso de
acreción activa que se produce todavía en
condiciones eclogíticas. Las fases tercera y
cuarta D3 y D4, son extensionales, desarrollan
paragénesis de anfibolitas y
esquistos verdes respectivamente y se relacionan
con la posterior extensión que
actuó durante la exhumación de estas
rocas.

160 MENDIA et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Los tres tipos de eclogitas descritos
muestran una foliación muy constante en
torno a N20E, salvo en la parte meridional
(Sierra de Moles) donde la lámina de eclogitas
comunes más importante se encuen-
tra plegada (figura 1). El buzamiento varía
desde 30° en dicho pliegue hasta subvertical,
siendo el buzamiento medio de ca.
50NW. La lineación mineral y de estiramiento
contenida, definida fundamental-
Figura 1. A.- Mapa geológico simplificado del Complejo de Cabo Ortegal. B.- Cartografía de la
Unidad Eclogítica. Modificado de MENDIA (1996, 2000).

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Evolución metamórfica y significado geodinámico 161
mente por la orientación de los piroxenos,
está orientada 15/010 (ÁBALOS et al.,
1994).
La estructura que muestra la banda de
eclogitas es la de un dúplex antiformal
(ÁBALOS et al., 1994), según se ha obtenido
a partir de un corte en dirección perpendicular
a la foliación y que contiene la
lineación. Las distintas láminas de eclogitas
han sido apiladas y están limitadas por
importantes zonas de cizalla. Así mismo,
el apilamiento de unidades se refiere también
a las unidades superior e inferior, por
lo que los contactos de la banda de eclogitas
con las granulitas, estructuralmente
situadas encima, y los gneises, situados
debajo, son tectónicos.
PETROGRAFÍA
Las eclogitas comunes y ferrotitaníferas
son de grano fino a medio, poseen onfacita,
granate, cuarzo, rutilo ± zoisita ± anfíbol
± fengita y textura granonematoblástica
orientada. Las eclogitas ferrotitaníferas
tienen más rutilo y los minerales son
más férricos, además de no poseer zoisita,
por todo lo cual estas rocas son más oscuras
que las eclogitas comunes. Las eclogitas
con distena son de color más claro,
varían de grano fino a grueso, poseen onfacita,
granate, anfíbol, distena, rutilo, cuarzo
± zoisita ± fengita ± dolomita y texturas
que varían de granonematoblástica
orientada a porfidonematoblástica orientada
(fotografías I.A, I.B, I.C, I.D)
En las eclogitas comunes y ferrotitaníferas,
en general los clinopiroxenos muestran
una disposición orientada que, junto
con la orientación preferente de zoisita (±
distena), rutilo y los agregados de cuarzo,
define la foliación originada durante la
primera fase de deformación, D1, en condiciones
eclogíticas. El bandeado composicional
es el resultado de diferentes concentraciones
de los minerales mencionados
y de variaciones en el tamaño de grano.
Existe otro bandeado resultado de las cizallas
que afectaron a estas rocas y en las cuales
se produjo una retrogradación variable
durante las sucesivas fases de deformación
posteriores.
Los granates contienen inclusiones de
rutilo, cuarzo, zoisita y, menos frecuentemente,
de anfíbol verde azulado y marrón
claro, piroxeno, distena, fengita, paragonita,
plagioclasa, feldespato potásico, ilmenita
y pirita. Los granates de las eclogitas
con distena son los que poseen mayor
abundancia de inclusiones, pudiendo presentar
un aspecto muy turbio. Los minerales
incluidos tienen un origen diverso:
residuales del protolito, pre-eclogíticos,
sin-eclogíticos, e incluso formados durante
el estadio de anfibolitización. La zona de
inclusiones delimita ocasionalmente un
núcleo limpio con bordes idiomorfos, aunque
también pueden aparecer sólo en el
núcleo, o bien repartidas por todo el granate.
En ocasiones se reconocen inclusiones
con disposición sigmoide que indican
un crecimiento sintectónico del granate.
Las variedades masivas no son abundantes
entre las eclogitas con distena o
ricas en Al-Mg, pudiéndose distinguir
toda una serie de variedades petrográficas,
según la mineralogía predominante y
según los diversos grados de milonitización
y retrogradación registrados. Las eclogitas
con distena de las zonas de cizalla
mayores tienen la característica común de
presentar granates relativamente grandes

162 MENDIA et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
(centimétricos) mientras que los minerales
de la matriz, piroxeno, distena, zoisita y
cuarzo, se han reducido ligeramente en
relación con las mismas eclogitas masivas,
y muestran una foliación y lineación bien
desarrolladas (fotografías II.A y II.B). Esta
asociación demuestra que la deformación
se produjo en condiciones eclogíticas y se
ha interpretado como el resultado de la
segunda fase de deformación, D2, reconocida
a escala cartográfica. Las eclogitas
comunes y ferrotitaníferas no desarrollan
tipos equivalentes al descrito para las eclogitas
con distena afectadas por la D2.
Las eclogitas con distena dan lugar frecuentemente
a una roca que forma afloramientos
hectométricos caracterizada por la
presencia de porfidoclastos de granate de
gran tamaño (fotografía II.C), generalmente
unos 2 cm de diámetro, aunque
pueden llegar hasta 6 cm, en los que es
habitual la presencia de inclusiones de
piroxeno onfacítico apreciable incluso a
simple vista. Éstos granates han crecido
antes de la milonitización de la matriz y
algunos se forman por unión de granates
más pequeños sobre los cuales crece un
borde común. Este hecho indica condiciones
de alta difusión iónica que estaría favorecida
por la presencia de fluidos
(GOLDBLUM & HILL, 1992). Los fluidos
podrían proceder de reacciones de deshidratación
a alta P/alta T en los gneises
asociados a las eclogitas, mas abundantes
en relación con las eclogitas con distena, lo
que explicaría la mayor deformación y
retrogradación de éstas. Los minerales de
la matriz de estas rocas, distena, zoisita,
anfíbol, clinopiroxeno simplectitizado
(más plagioclasa secundaria) y cuarzo definen
una foliación milonítica bien desarro-
llada formada en condiciones post-eclogíticas.
Las bandas de cizalla en las que aparece
este tipo de rocas se han relacionado
con la tercera fase de deformación, D3. El
tipo petrográfico correspondiente a las
rocas afectadas por la D3 es bastante similar
en los otros dos grupos de eclogitas, las
comunes y ferrotitaníferas: se produce un
aumento en el tamaño del granate (aunque
no tanto como en las eclogitas con distena)
y se desarrolla una matriz milonítica compuesta
principalmente por piroxeno
secundario (más plagioclasa), anfíbol y zoisita.
Existen eclogitas afectadas por bandas
miloníticas a ultramiloníticas, de tamaño
centimétrico a milimétrico en las que se
observan porfidoclastos de granate, anfíbol
y zoisita férrica o epidota en una matriz de
grano muy fino con aspecto de pseudotaquilita
(fotografía II.D). Estas bandas de
cizalla se han relacionado con la cuarta fase
de deformación, D4. Los porfidoclastos de
granate se encuentran completamente
redondeados, reducidos de tamaño (≤ 1
mm) y, frecuentemente, alterados a clorita
a lo largo de las fracturas. El cuarzo forma
colas de presión asimétricas muy alargadas
(hasta 1 cm) en torno a algunos granates.
Los porfidoclastos de anfíbol y zoisita, de
menor tamaño, presentan extinción ondulante
y a menudo textura en mortero. Es
prácticamente imposible distinguir minerales
en la matriz debido a la reducción
extrema del tamaño de grano. Por las
características de los porfidoclastos, se
deduce que esta deformación muy intensa
afectó a una eclogita fuertemente anfibolitizada
y retrogradada previamente. Son
rocas prácticamente sin recristalización o,

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Evolución metamórfica y significado geodinámico 163
en todo caso, en facies de los esquistos verdes.
La retrogradación puede darse también
sin deformación asociada, especialmente
en las eclogitas comunes, en cuyo caso se
desarrollan simplectitas de clinopiroxenoplagioclasa
secundarios a partir de la onfacita
primaria, así como anfíboles a partir
de granate y piroxeno, los cuales crecen
con una orientación cristalográfica próxima
a la de la onfacita. Las coronas de anfíbol
secundario alrededor de granate centimétrico
así como los agregados simplectíticos
dan un aspecto característico a las
eclogitas retrogradas.
MINERALOGÍA
Se han realizado unos 700 análisis de
minerales de 50 muestras seleccionadas de
eclogitas. Los análisis se han realizado con
una microsonda electrónica Camebax
Micro en la Universidad Clermont-
Ferrand (Francia) con las siguientes condiciones
físicas: 15 kV de tensión de aceleración,
10 nA de intensidad del haz y 10 s.
De tiempo de contaje. Los patrones utilizados
han sido óxidos y silicatos suministrados
por el B.R.G.M. y los resultados
obtenidos fueron corregidos por el programa
ZAF de CAMECA. Las fórmulas
estructurales y las cantidades de Fe 3+ se
han calculado mediante balance de cargas
asumiendo estequiometría de los minerales.
Para establecer el modelo de zonación
que presentan los granates se ha utilizado
la técnica del barrido y análisis puntuales
realizados sobre una transversal.
Granate. Según la clasificación de
COLEMAN et al. (1965), los granates de
las eclogitas de Cabo Ortegal correspon-
den mayoritariamente a eclogitas del tipo
B (eclogitas de terrenos metamórficos de
grado medio-alto), en menor proporción a
eclogitas del tipo C (eclogitas de zonas
orogénicas alpinas asociadas con esquistos
azules), y sólo algunos poseen composiciones
de eclogitas tipo A (eclogitas mantélicas
o relacionadas con kimberlitas o peridotitas).
La variación composicional de los
granates refleja las diferencias en el quimismo
de la roca total siendo los de las
eclogitas ferrotitaníferas los más ricos en
molécula de almandino, con una composición
media de Alm 48Grs 29Prp 23, los de las
eclogitas con distena los más ricos en piropo,
Alm 37Grs 21Prp 42, mientras que la composición
media en las eclogitas comunes es
Alm 45Grs 24Prp 30. El contenido en espesartina
es < 2 % generalmente. Los granates
pueden estar zonados y presentar composiciones
variables dentro de una misma
muestra. Entre los granates zonados se
pueden distinguir las siguientes pautas:
1) Granates con zonado de crecimien -
to progrado (HOLLISTER, 1966; TRACY,
1982; FROST & TRACY, 1991, SPEAR,
1993, entre otros), se conserva sobre todo
en granates de las eclogitas con distena,
donde Mn, Ca y la relación X Fe disminuyen
de centro a borde mientras que el Mg
aumenta (figura 2). Pueden presentar un
zonado inverso en el borde (generalmente
en las últimas 100 mm) con aumento de
Mn, Ca y X Fe y disminución de Mg, que se
interpreta como un zonado retrógrado debido
al intercambio del granate con las fases
de la matriz durante el enfriamiento de la
roca (MEDARIS et al., 1995, entre otros).
2) Granates con zonado de difusión
(ROBINSON, 1991; CHAKRABORTY
& G A N G U LY, 1991; S P E A R, 1993,

164 MENDIA et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figura 2. A) Granate con perfil progrado de eclogita con distena; B) Detalle del borde retrógrado
(aprox. 50 mm) de un granate zon zonado progrado. Grs: molécula de grosularia; Prp: de piropo;
Alm: almandino; Sps: espesartina; Fe*: relación Fe/Fe+Mg. Unidades en proporciones molares,
salvo Fe*.
entre otros), esto es, con perfil totalmente
plano para todos los elementos, o para
todos excepto el Ca (que puede disminuir
hacia el borde). Implicaría una difusión
intracristalina a T suficientemente elevada
como para borrar la zonación preexistente.
Los granates homogeneizados también
presentan en ocasiones un zonado retrógrado,
ya sea en la zona de borde o afectando
a la mayor parte del cristal, con Mn,
Fe y X Fe aumentando hacia el borde, Mg
disminuye y Ca es variable.
3) Los granates con zonado irregular
presentan perfiles que no se puede asignar
a ninguno de los tipos descritos anteriormente.
Se pueden distinguir dos subtipos,
que además están relacionados con el
grado de deformación de la roca: (i) en
eclogitas con un grado de retrogradación
nulo o incipiente, el zonado presenta oscilaciones
de algunos elementos como el
Mn, lo que podría reflejar la presencia de
varios núcleos de granates; (ii) en eclogitas
que muestran una deformación y retrogradación
mayores (aunque se conserva el
piroxeno primario), el perfil tiene dos partes
claramente diferenciadas con tendencias
inversas: zona central con disminución
del contenido en Mg a partir del centro
y zona externa con aumento considerable
de dicho elemento hacia el borde; Fe y
X Fe varían a la inversa, mientras que el Mn
muestra un perfil continuo de disminución
del contenido de centro a borde (figura
3); una variante a este perfil corresponde
a granates con un núcleo homogéneo.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Evolución metamórfica y significado geodinámico 165
Figura 3. Perfil de granate con zonado irregular. Grs: molécula de grosularia; Prp: de piropo; Alm:
de almandino; Sps: de espesartina; Fe*: relación Fe/Fe+Mg. Unidades en proporciones molares,
salvo Fe*.
Zonados irregulares análogos en eclogitas
se han interpretado como dos estadios
diferentes del metamorfismo, o bien como
el producto de un cambio durante el
mismo evento metamórfico (e.g.,
GHENT, 1988; O'BRIEN, 1993).
Los granates con perfiles irregulares se
encuentran generalmente en rocas milonitizadas
de zonas de cizalla, las cuales además,
han sufrido una recristalización con
crecimiento de los granates y disminución
del tamaño de los minerales de la matriz
(especialmente Omp y Ky), de donde se
deduce que ambos procesos están relacionados.
Así, estos granates con perfiles irregulares
tendrían una zona de núcleo formado
durante el primer evento metamór-
fico (sin-D1) y registrarían un segundo
evento en el que se produjo un recrecimiento
del granate en condiciones progradas.
Este crecimiento progrado se correlaciona
con los efectos de la D2 (zonas de
cizalla) y posteriormente se cuantificará
(P-T) como tal. Los mencionados eventos
metamórficos podrían estar relacionados
primero con la formación de la roca (eclogitización)
y segundo, posterior apilamiento
de láminas con formación de las
zonas de cizalla.
Otras características observadas en
estos granates son que el tamaño del
mismo no siempre se correlaciona directamente
con el tipo de zonado, existiendo
granates centimétricos homogéneos y

166 MENDIA et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
otros milimétricos zonados, dependiendo
del proceso que los ha formado, es decir,
por unión de varios núcleos previos o
recrecimiento. Los zonados retrógrados no
son muy frecuentes, lo que junto a la conservación
de zonaciones progradas sugiere
velocidades de exhumación relativamente
rápidas.
Clinopiroxeno. Su composición refleja
también, aunque en menor medida, la
composición de la roca. La composición
media de los clinopiroxenos primarios
(componentes según ESSENE & FYFE
(1967) de eclogitas comunes es de
Aeg 0Aug 69Jd 31, (con un contenido máximo
en Jadeita de 44 mol %), en las eclogitas
con distena es de Aeg 0Aug 70Jd 30 (Jd max, 47
mol % ) y en las ferrotitaníferas de
A e g 6A u g 5 9J d 3 5 ( J d m a x, 41 mol %).
Localmente el piroxeno puede contener
importante cantidades de Cr (hasta 4.08
% de Cr 2O 3). En general el piroxeno está
poco zonado y las zonaciones observadas
no siguen pautas sistemáticas.
Existe otro tipo textural de clinopiroxeno
sódico, cpx 2, observable sólo en eclogitas
con distena de las zonas de cizalla. En
estas rocas la onfacita primaria aparece en
agregados granoblásticos (cpx 1) rodeados
de onfacita (cpx 2) y distena orientadas y de
menor tamaño (fotografía II.B). Los cpx 2
no muestran cambios importantes en
cuanto a su composición con respecto a los
cpx 1.
También aparece piroxeno secundario
en simplectitas con plagioclasa y composición
variable desde onfacita menos sódica
que el clinopiroxeno primario hasta augita
sódica.
A n f í b o l. Las eclogitas con distena
poseen loa anfíboles más magnesianos. Las
composiciones de los anfíboles varían
desde tschermakita a tremolita y de pargasita
ferrosa a hornblenda edenítica,
habiendo unos pocos que se proyectan en
el campo de las hastingsitas. No existe una
clara relación entre composición y textura.
Los cambios en la composición de los anfíboles
se pueden describir en general en
términos de sustitución tipo pargasita y
tschermakita (Al-, Ti- y Fe-) en las eclogitas
con distena y ferrotitaníferas, y de edenita,
tschermakita (Ti-, y menos, Al-) y en
menor medida otras sustituciones no
comunes con participación de otros cationes,
en las eclogitas comunes.
Grupo de la epidota. La zoisita primaria
ortorrómbica posee composición de
zoisita a zoisita férrica dependiendo del
contenido en Fe de la roca y se encuentra
tanto en la matriz en forma de cristales
prismáticos como incluida en granate. En
eclogitas retrogradadas puede aparecer clinozoisita
secundaria. La epidota sólo está
presente en algunas venas tardías en eclogitas
muy retrogradadas en facies de los
esquistos verdes.
Distena. Contiene cantidades de Al 2O 3
que varían entre 61.73 y 63.87 % y posee
contenidos bajos de Ti O 2 (0-0.08 %),
Fe 2O 3 (0.06-0.65 %) y Cr 2O 3 (0-0.42 %).
Excepcionalmente aparece distena cromífera
con contenidos en Cr 2O 3 de hasta
10.87 %. No existen diferencias composicionales
significativas entre las distenas de
la matriz y las incoloras incluidas en otros
minerales.
Micas. La mica potásica estable presente
en los tres tipos de eclogita es fengita.
El valor del Si puede tomarse como
una función lineal de la sustitución tschermakítica,
y puede ser aplicado con fines

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Evolución metamórfica y significado geodinámico 167
termobarométricos. En las eclogitas ricas
en Fe-Ti la biotita es relativamente abundante,
tanto incluida en otros minerales
como en la matriz. Es por tanto, un mineral
estable en la asociación eclogítica.
Entre los minerales considerados relictos
debido a que únicamente se encuentran
como inclusiones en granate y a veces
distena se encuentran: paragonita, estaurolita
(ky-eclogitas) y albita texturalmente
primaria (Ab 97). El feldespato-K puede
representar una fase de alta presión resultado
de la fusión parcial, o bien tener un
origen secundario. La presencia de carbonato
primario indica en primer lugar que
la actividad del agua ha sido en muchos
casos < 1, y su composición dolomítica
podría indicar altas P (LAPPIN &
SMITH, 1981; SMITH, 1988).
EVOLUCIÓN METAMÓRFICA
Estadio eclogítico I (EE-I)
En las rocas mejor preservadas la paragénesis
eclogítica está representada por la
asociación presente en la matriz: onfacita 1
+ granate + cuarzo + rutilo ± zoisita ±
distena ± anfíbol ± fengita, formada
durante la primera fase de deformación
(D1). Se puede distinguir una etapa previa
al máximo eclogítico representada por
los núcleos de granates progrados y los
minerales incluidos ocasionalmente en las
zonas centrales de éstos: anfíbol, mica y,
más raramente, clinopiroxeno o, en las
eclogitas con distena, estaurolita, los cuales
constituyen la asociación en equilibrio
que registra la trayectoria prograda previa
al máximo bárico. El estadio de recristali-
zación a mayor profundidad estaría representado
por los minerales de la matriz (clinopiroxeno
con Jd max, fengita con Si max) y el
granate progrado de máximo contenido en
Mg (sin evidencias de retrogradación) en
contacto y equilibrio textural con los mismos.
No obstante, aunque tal asociación
permite calcular las condiciones P-T
máximas, no es seguro que corresponda al
máximo real del metamorfismo dado que
el granate presenta a menudo indicios de
homogeneización (los granates con perfiles
homogéneos representarían una asociación
muy próxima al máximo metamórfico
siempre que no muestren bordes retrógrados).
Estadio eclogítico II (EE-II) o estadio
post-pico metamórfico
Este estadio está mejor representado en
las eclogitas con distena deformadas de las
zonas de cizalla, caracterizadas por el crecimiento
de granates centimétricos y
reducción del tamaño de grano de la
matriz (formación de cpx 2). Se ha considerado
como representativo de este estadio,
EE-II, el borde progrado recrecido del granate
(máximo de Mg) en contacto con los
minerales eclogíticos de menor tamaño de
la matriz. Los datos texturales que apoyan
esta interpretación (ver apartado de descripción)
son la existencia de grandes cristales
de onfacita en agregados granoblásticos
(cpx 1) rodeados por agregados de onfacita
y distena orientados y de menor tamaño
(cpx 2) (fotografía IIB). Este segundo
estadio, todavía en condiciones eclogíticas
es sintectónico con la segunda fase de
deformación, D2, responsable del apilamiento
de las diferentes láminas de eclogi-

168 MENDIA et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
tas (y otras unidades del Complejo) y el
comienzo del levantamiento del conjunto.
Estadio anfibolítico y subsecuentes,
post-HP
Corresponde a las reacciones de desestabilización
de las fases primarias con simplectitización
de piroxeno y fengita y formación
generalizada de anfíbol secundario.
La onfacita da lugar a clinopiroxeno
secundario y plagioclasa sódica con desarrollo
de varios tipos de simplectitas. Así
mismo, la fengita se desestabiliza para dar
lugar a biotita más plagioclasa. La distena
se altera generalmente a un agregado de
micas de muy pequeño tamaño entre las
que se han podido determinar fengita y
margarita, aunque otras veces se producen
simplectitas formadas por corindón y plagioclasa.
Esta retrogradación puede ir
acompañada de deformación. Si la tasa de
deformación es alta se produce una considerable
reducción del tamaño de grano de
la matriz dando lugar a rocas miloníticas a
ultramiloníticas. El proceso de retrogradación
se continúa con la formación de
asociaciones típicas de la facies de los
esquistos verdes con clorita, albita, actinolita
y epidota a partir de los minerales preexistentes.
Se considera que los primeros estadios
o comienzo de la retrogradación de las
eclogitas están representado por los bordes
retrógrados del granate en contacto con el
piroxeno secundario (menos onfacítico o
diopsídico), anfíbol secundario y plagioclasa.
Las asociaciones con plagioclasa permiten
estimaciones relativamente precisas
de la P para este estadio, sin embargo,
existe una gran incertidumbre debido a la
ausencia general de equilibrio textural
entre las fases descritas, las variaciones
composicionales (e.g., plagioclasa sódica o
cálcica según se forme a partir de piroxeno
o de granate; piroxeno más o menos pobre
en Na dependiendo del estadio de simplectitización,
etc.) o la imposibilidad de
cuantificar el momento en el que se produjeron
estos equilibrios locales.
CONDICIONES P-T
Las estimaciones termobarométricas se
han realizado utilizando las calibraciones
experimentales o formulaciones consideradas
más fiables, de entre las que destacamos:
Grt-Onf (ELLIS & GREEN, 1979;
P O W E L L, 1985; K R O G H, 1988;
B E R M A N et al., 1995), Grt-Phe
(GREEN & HELLMAN, 1982), Grt-Am
(P O W E L L, 1985; P E R C H U K, 1991),
Grt-Bt (LAVRENT'EVA & PERCHUK,
1981), etc. así como el contenido de jadeita
en el clinopiroxeno para calcular la presión
mínima según el método de
HOLLAND (1980, 1990). Las T obtenidas
para el par Grt-Cpx presentan una
gran dependencia del contenido en Fe 2 del
clinopiroxeno, reflejo a su vez del contenido
en Fe de la roca. La formulación de
POWELL (1985) es la que ha proporcionado
los resultados más coherentes para
eclogitas comunes y ferrotitaníferas, y la
de ELLIS & GREEN (1979) para las eclogitas
con distena. Los resultados se presentan
como valores promedio de los obtenidos
para cada tipo de rocas en cada estadio.
Así mismo, se ha utilizado el método
del multiequilibrio basado en la asociación
Grt-Omp-Phe ± Am para lo cual se ha

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Evolución metamórfica y significado geodinámico 169
utilizado la versión PTAX del programa
GE0-CALC de BROWN et al. (1988), con
la base de datos modificada por
MASSONNE (1992). Esta modificación
consiste en una ampliación de la base de
datos previamente existente, añadiendo
nuevas fases (e.g., celadonita, cloritoide,
etc.) y datos termodinámicos para fases ya
existentes (e.g., piropo y moscovita) a partir
de nuevos datos experimentales del
autor y modelos de a-X para las fases Grt,
Ms, Cpx y Am. Este último método permite
calcular la presión independientemente
del contenido en Jd de la onfacita,
lo que, en principio, daría presiones más
acordes con la realidad, superiores a las
mínimas. Este método permite también
calcular la actividad del agua en presencia
de anfíbol y cuarzo en equilibrio con la
asociación eclogítica. Los resultados obtenidos
son bastante coherentes para las condiciones
eclogíticas (estadios EE-I y EE-II)
obteniéndose datos en un rango bastante
limitado del espacio P-T.
Condiciones del estadio eclogítico I
Las condiciones del m e t a m o r f i s m o
progrado previo al máximo eclogítico
corresponden ya a la facies de las eclogitas
de acuerdo con los dos métodos utilizados:
c. 700 °C y 15 kbar. La trayectoria prograda
de estas rocas indicaría un simple
aumento de P-T hacia el máximo registrado,
para el que se han obtenido las
siguientes condiciones: c. 780 °C y 22
kbar por el método de multiequilibrio, y
c. 770 - 800 °C, y > 17,9 kbar, por el
método convencional. Los resultados
obtenidos utilizando granates homogeneizados
indican temperaturas ligeramente
más elevadas y presiones más bajas (c. 20
°C y 2 kbar, método del multiequilibrio),
lo que implicaría un máximo térmico a P
algo inferior al máximo bárico como resultado
de la recuperación térmica al inicio
del levantamiento.
Condiciones del estadio eclogítico II
Las condiciones obtenidas para las
rocas en las zonas de cizalla de las eclogitas
con distena: 650 °C, > 14 kbar (método
convencional), y c. 660 °C, 20,3 kbar
(multiequilibrio), corroboran que el
segundo evento de recristalización importante
se produjo, así mismo, en facies de
las eclogitas. Los resultados obtenidos
para granates homogeneizados (granates
centimétricos homogéneos y matriz de
grano más fino) proporcionan valores de T
algo más altos, c. 700 °C, y P unos 2,5
kbar más bajas.
Condiciones de la retrogradación
La evolución retrógrada se caracteriza
en primer lugar por un rápido levantamiento
con una descompresión importante
bajo condiciones de T aproximadamente
isotérmicas: c. 700 °C y 14 kbar para las
asociaciones del tipo Grt b o r d e- C p x 2-Pl y
Grt borde-Am-Pl, en rocas con restos eclogíticos.
Siguió un proceso de descompresión
menos acusada acompañada de enfriamiento,
hasta llegar a condiciones de c.
600 °C y 12 kbar, en rocas sin restos eclogíticos.
Posteriormente tuvo lugar la tercera
fase de deformación, D3, que se desarrolló
en condiciones anfibolíticas y para
la que los anfíboles secundarios y la plagioclasa
formados durante esta etapa dan

170 MENDIA et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
condiciones de c. 550 °C y 8-10 kbar. La
evolución posterior, relacionada con el desarrollo
de zonas de cizalla centimétricas
(D4) tuvo lugar en condiciones de la facies
de los esquistos verdes y durante la misma
la unidad alcanzaría los niveles corticales
mas superficiales.
EVOLUCIÓN P-T-DEFORMACIÓN,
INTERPRETACIÓN GEODINÁMI-
CA Y CONCLUSIONES
Los resultados obtenidos permiten
reconstruir buena parte de la evolución
seguida por las eclogitas de Cabo Ortegal
(figura 4). La evolución prograda alcanzó
condiciones de la facies eclogítica (c. 700
°C, 15 kbar) antes del máximo bárico
aumentando tanto la T como la P hasta
llegar a unos 780 °C y 22 kbar. Durante
esta etapa tuvo lugar la deformación, D1,
que dio lugar a la orientación preferente
de la onfacita y el desarrollo de las foliaciones
y lineaciones principales (ENGELS,
1972; ÁBALOS, 1997). La recuperación
de las isotermas subsecuente al máximo
enterramiento provocó un ligero aumento
de temperatura alcanzándose el máximo
térmico a una presión ligeramente inferior
(c. 800 °C, 20 kbar), lo que indica una trayectoria
en sentido horario análoga a la
reconocida en numerosos terrenos metamórficos
de alta presión (ENGLAND &
RICHARDSON, 1977; THOMPSON &
E N G L A N D , 1984; THOMPSON &
R I D L E Y, 1987). Dicha temperatura
correspondería, así mismo, a la de homogeneización
de los granates en las eclogitas
estudiadas.
Sin embargo, esta relajación térmica no
debió extenderse mucho tiempo ni ser el
único mecanismo de exhumación de estas
rocas como se deduce de los datos estructurales
y los valores de P-T para los sucesivos
estadios de recristalización. Tras el
inicio del levantamiento de los materiales
eclogíticos tuvo lugar una fase de recristalización
sin-cinemática (sin-D2) en condiciones
aún eclogíticas pero de menor P y T
(660 °C, 20 kbar). El proceso ha quedado
registrado principalmente en las rocas
situadas en zonas de cizalla mayores de la
unidad eclogítica que limitan distintas
láminas de eclogitas comunes o aparecen
entre dichas eclogitas y las unidades supra
e infrayacentes. La deformación y recristalización
asociada se han relacionado con el
apilamiento de las unidades que formarían
parte del prisma de acreción (ÁBALOS et
al., 1996) y sería el responsable del levantamiento
tectónico del conjunto hacia
niveles de la corteza media.
La evolución retrógrada incluye una
fase posterior de recristalización con escasa
deformación asociada (simplectitas de
grano fino no orientadas) que indica que
tuvo lugar una rápida descompresión en
condiciones prácticamente isotermas o con
un débil descenso de la temperatura (hasta
14 - 15 kbar, y 700 °C). Dos nuevos episodios
de deformación, D3 y D4, dieron
lugar a abundantes estructuras extensionales
desarrolladas en facies de las anfibolitas
y esquistos verdes, respectivamente, lo que
sugiere una evolución con un descenso
continuo de P y T hasta el emplazamiento
de la unidad en su posición actual .
Teniendo en cuenta los datos de edad
disponibles para los distintos episodios
descritos es posible precisar la trayectoria
P-T-deformación con una dimensión temporal.
Los protolitos de las eclogitas, rocas

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Evolución metamórfica y significado geodinámico 171
Figura 4. Trayectoria P-T-d-t para las eclogitas del complejo de Cabo Ortegal. A: condiciones del
pico metamórfico estimadas en rocas que han registrado D1 (multiequilibrio). B: condiciones del
máximo metamórfico calculado para D2 en zonas de cizalla. Límites de las facies metamórficas
según Spear (1993). Silicatos de aluminio según HOLDAWAY (1979).

172 MENDIA et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
básicas de afinidad MORB con diversos
grados de evolución magmática
(MENDIA, 1996, 2000) se habrían formado
hace unos 480-510 Ma, al igual que
los de otras rocas básicas del Complejo
afectadas por el metamorfismo de alta presión.
Podría tratarse de un segmento de
corteza oceánica desarrollado durante el
Paleozoico Inferior correspondiente en términos
generales al océano situado entre
Gondwana y Laurentia. La formación de
las eclogitas durante la primera fase de
deformación (D1) se habría producido a c.
70-75 km de profundidad, lo que unido a
la afinidad oceánica de los protolitos de
estas rocas sugiere un contexto de subducción.
Este evento tectono-térmico de alta
presión y alta temperatura ocurrió hace c.
390-400 Ma (P E U C AT et al., 1990;
SANTOS ZALDUEGUI et al., 1996;
VA LVERDE & FERNÁNDEZ, 1996;
ORDÓÑEZ, 1998) y puede considerarse
el inicio del ciclo orogénico Hercínico en
estos materiales. El gradiente geotérmico
resultante para la formación de las eclogitas
sería inferior a 12 °C/km.
El apilamiento subsecuente de las distintas
láminas de eclogitas y de las distintas
unidades del complejo durante D2
atestiguan que nos hallamos ante un fragmento
de cuña orogénica relacionada con
el margen activo de Gondwana. La edad
del episodio de apilamiento no ha sido
establecida con precisión aunque algunos
datos de recristalización en zircones de
eclogitas apuntan a una edad próxima a
385 Ma (ORDÓÑEZ, 1998). La anfiboli-
tización generalizada de las rocas con
metamorfismo de alta presión del
Complejo se produjo entre 375 y 385 Ma
(Van CALSTEREN et al., 1979; PEUCAT
et al., 1990; VALVERDE VAQUERO &
FERNÁNDEZ, 1996). La evolución posterior
hasta condiciones de facies de los
esquistos verdes se relaciona con el desarrollo
de estructuras extensionales de
carácter local (D4) y culminaría hace unos
350-360 Ma (P E U C AT et al., 1990;
DALLMEYER et al., 1997). Estos últimos
episodios tectonometamórficos estarían
relacionados con las etapas finales de exhumación
y emplazamiento del Complejo en
su posición estructural actual. El levantamiento
tectónico de las eclogitas, junto
con la localización en zonas discretas de las
últimas fases de deformación producidas a
T netamente más bajas (≤ 400 °C) y tasas
de deformación bastante más rápidas (c. 7
mm/ año) permitió la conservación de
estas rocas y las preservó de una deformación
interna tardía más penetrativa
(ÁBALOS et al. 1996). La exhumación se
relacionaría, al igual que en el caso de
otros complejos de Galicia (e. g., Órdenes),
con un proceso de extensión sin-colisional.
Los datos estructurales, petrológicos
y geocronológicos sugieren una evolución
común para las distintas unidades
que componen el 'alóctono superior' o
'Unidad Catazonal Superior' del
Complejo, esto es, para el conjunto de granulitas,
eclogitas, metaperidotitas y gneises
con metamorfismo de alta presión.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Evolución metamórfica y significado geodinámico 173
LÁMINA I
A.- Eclogita común (oscura) con textura granoblástica orientada. Ancho de fotografía: 4 mm
B.- Fengita primaria en equilibrio con granate y onfacita en eclogita con distena. Ancho de fotogra -
fía: 0,8 mm
C.- Eclogita con distena (clara) con textura granonematoblástica. Ancho de fotografía: 4 mm
D.- Eclogita rica en Fe y Ti (muy oscura) con textura granoblástica orientada. Ancho de fotografía: 4
mm
Abreviaturas utilizadas: Omp: onfacita; Grt: granate; Zo; zoisita; Rt: rutilo; Qtz: cuarzo; Phe: fengita;
Ky: distena.

174 MENDIA et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Evolución metamórfica y significado geodinámico 175
LÁMINA II
A.- Eclogita con distena de una zona de cizalla eclogítica (D2), mostrando granates relativamente
grandes (el de la foto mide 1,3 cm) y matriz de tamaño reducido, mostrando una foliación y lineación
bien desarrolladas. Ancho de fotografía: 6 mm
B.- Detalle de clinopiroxenos primarios (Omp I) rodeados por un agregado de distena y clinopiroxeno
(Omp II) recristalizados de menor tamaño. Ancho de fotografía: 2,3 mm
C.- Eclogita con distena retrogradada y deformada en zonas de cizalla (condiciones anfibolíticas,
D3), con textura milonítica donde destacan los de porfidoclastos de granate de gran tamaño, los
cuales le dan el aspecto característico a estas retroeclogitas. La matriz se compone de distena, zoisita,
anfíbol, clinopiroxeno totalmente simplectitizado (más plagioclasa secundaria) y cuarzo, los
cuales definen la foliación milonítica bien desarrollada que presentan estas rocas. Ancho de fotogra -
fía: 6 mm
D.- Retroeclogita ultramilonítica en bandas de cizalla centimétricas relacionadas con D4. Destacan
los porfidoclastos de granate, y de menor tamaño, de anfíbol y zoisita, en una matriz de gano muy
fino. Ancho de fotografía: 4 mm
Abreviaturas utilizadas: Omp: onfacita; Grt: granate; Zo; zoisita; Rt: rutilo; Qtz: cuarzo; Phe: fengita;
Ky: distena

176 MENDIA et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
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178 MENDIA et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
VAN CALSTEREN, P. W. C.; BOELRIJK, N. A. I.
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Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 179-190
ISSN: 0213-4497
Geostatistical interpolation of
topographical field data in order to obtain a
DEM of a small forest catchment in
Northwest Spain
Interpolación geoestadística de datos
topográficos para obtener un MED de una
pequeña cuenca forestal en el noroeste de
España
A B S T R A C T
THONON, I. 1 & CACHEIRO POSE, M. 2
This article gives an example of the elaboration of a digital elevation model (DEM) with
the aid of geostatistics, using the case of a small experimental catchment near Arcos de
la Condesa in Galicia, Spain. A DEM is a necessary tool in present-day erosion and landscape
modelling. The geostatistical method of DEM construction involves six steps, starting
with the removal of the drift and ending with the final interpolation. The drift was
almost completely eliminated by a first order trend surface. After it had been confirmed
that no heteroscedacity is present in the data set, the resulting experimental variogram
was fitted by an anisotropic Gaussian variogram model, which is the variogram model
that is generally used for DEM interpolation. Cross validation was used to determine the
optimal number of data points to be used in interpolation. The interpolation results
were found to be satisfactory and the interpolation standard deviations are below the
data set standard deviation. It is yet noted that this uncertainty in the DEM – although
small – may influence its derivatives and subsequent model results. However, when

Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 179-190
compared to other methods of DEM elaboration, the method as used here is an easy, adequate
and relatively fast method, that has the major advantage of providing interpolation
errors, enabling an evaluation of the interpolation result.
Key words: geostatistics, kriging, interpolation, anisotropy, DEM, GIS.
(1) Department of Physical Geography, Faculty of Geographical Sciences, Utrecht University, PO
Box 80.115, 3508 TC, Utrecht, The Netherlands.
(2) Department of Soil Sciences, Faculty of Sciences, University of A Coruña, A Zapateira, 15.071,
A Coruña, Spain.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Geostatistical interpolation 181
INTRODUCTION
A DEM is a necessary tool for the calculation
of slope, aspect, drainage direction
and other landscape variables, which
are frequently used in erosion modelling.
Examples of other DEM elaborations with
the aid of so-called geostatistics or kriging
can be found in CACHEIRO POSE et al.
(1999) and DAFONTE DAFONTE et al.
(1999). In this paper, the delineation of a
digital elevation model (DEM for short)
on basis of geodetic measured field data is
described. The catchment under consideration
is about 2.5 ha and is located in the
region of Galicia in the northwest of
Spain.
The following assumes a basic knowledge
of geostatistics. When this is not
present, it is referred to general textbooks
such as ISAAKS & SRIVASTAVA (1989),
BURROUGH & McDONNELL (1998)
or ARMSTRONG (1998) for this background.
MATERIAL AND METHODS
The data set that was used in the elaboration
of the DEM consists of 307 data
entries with an (arbitrary, officious) x, y
and z co-ordinate. Point elevations were
measured using an Abney Level geodetic
instrument (Sokkia SET5A). The x and y
co-ordinates are used to fix the position of
the points in space, the z co-ordinates
denote the height. In table 1, the descriptive
statistics of the data set are given.
Note that also the height has an arbitrary
origin at 1000 m. It is therefore unsound
to calculate the CV (coefficient of variation).
In figure 1, the histogram of the data
set is given. It can be seen that the distribution
appears to be about normal. This is
important, because kriging (the method
that is to be used for interpolation) works
best with normally/Gaussian distributed
data (ISAAKS & SRIVASTAVA 1989),
although, strictly spoken, it is not obligatory
neither a prerequisite. A normal distribution
only aids in optimisation of the
interpolation.
There was made use of the computer
programs PCRaster (Van DEURSEN &
WESSELING 1992; KARSSENBERG
1996), version 2, and Gstat (PEBESMA &
WESSELING 1998; PEBESMA 1999),
versions 2.0b and 2.1.0. PCRaster is a raster
based GIS program, while Gstat is a
geostatistical program for interpolation
and simulation.
Kriging is a geostatistical method to
interpolate spatially distributed point
data in a sound and unbiased manner, i.e.
it looks for the BLUE (best linear unbiased
estimate) (ARMSTRONG 1998)
using sophisticated matrix algebra and
mathematical rules. This means that
Table 1. Basic statistics of the data set. *): skewness has an associated error of 0.14; **): kurtosis
has an associated error of 0.28.

182 THONON & CACHEIRO POSE CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figure 1. Distribution of the data set. Note that
the distribution follows more or less a normal
distribution but seems to exhibit a slight bimodality
as well (as demonstrated by the presence
of two peaks).
interpolation errors are minimised, because
minimisation of these errors is part of
the solution of the kriging system.
Kriging (named after KRIGE (1966)),
i.e. the interpolation itself, is normally
carried out only after the implementation
of a few other basic steps:
1. checking for a trend or tendency in
the data set. If a trend can be spotted
(using exploratory data analysis, map
analysis etc.), removal of it will improve
and ease the next steps;
2. checking for heteroscedacity in the
data set. Heteroscedacity means that the
different sub areas of the area that is to be
interpolated exhibit different amounts of
variation. If this heteroscedacity is indeed
present, the area has to be divided in these
sub areas, because otherwise a sound interpolation
cannot be guaranteed;
3. checking for anisotropy in the data
set. Anisotropy means that the variograms
(i.e., graphs that denote the amount of
correlation between points) in the several
wind directions are different from each
other. Incorporating this anisotropy in the
fitting of the variogram model can improve
the quality of the subsequent interpolation.
A check for the presence or absence
of anisotropy (when absent, the data set is
called to be isotropic) can be made by
making a variogram map, i.e. a 3D semivariogram
or semivariogram surface of the
area.
4. fitting of a variogram model. When
the trend is subtracted from the data set, a
residual data set remains. The semivariance
of these residuals is calculated and a
(semi)variogram model is fitted, usually
using fitting techniques as ‘weighted least
squares’ or ‘ordinary least squares’;
5. cross validation. In this exercise, the
models are checked on integrity and the
different models that may be used can be
compared to each other on basis of objective
statistical measures;
6. Both, the semivariogram model and
the trend surface, are used for the final
interpolation of the data set. This type of
kriging is called Universal or KT kriging.
The trend surface is used to interpolate
the global trend in the data set, the residues
are interpolated by the kriging
action with the variogram model.
Hereafter, the steps are explained and
the results of the steps are presented and
discussed.
RESULTS AND DISCUSSION
Step 1: delineation of a possible trend

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Geostatistical interpolation 183
The most general used trend surface is
based on x and y co-ordinates. With these
spatial co-ordinates, the data set values are
to be predicted in the total area. This proceeds
through the use of ‘least squares’ fitting
techniques in combination with the
following formula:
z(x, y) = b 1 · x + b 2 · y + b 0
(Eq. 1)
with: z = value (in this case height)
that has to be interpolated [m]; b n = a
constant derived from the ‘least squares’
fitting of the trend surface through the
data set; x = x co-ordinate [m]; y = y coordinate
[m].
There also exist second, third and higher
order trend surfaces. Gstat can interpolate
up to a third order trend surface.
The second and third one were also evaluated,
but these were not used here since
the first order trend surface proved to be
the better one. The first order trend surface
did not prove to be the best one in the
sense that the surface fitted the data dis-
Figure 2a. The height according to the first
order trend surface.
tribution the best (this is impossible, for a
second and third order trend surface have
more degrees of freedom), but the variogram
that can be constructed afterwards is
more sound in geostatistical sense. This
will be explained later. Besides, the quality
of the fit in terms of the size of the
residuals of the trend surface is rather
unimportant: the residuals are after all fitted
by the kriging. Kriging is not influenced
by the size of the residuals, only by
their distribution.
In figure 2a, the fitted first order trend
surface can be seen, while in figure 2b the
distribution of the residuals is depicted.
Step 2: checking for heteroscedacity
In figure 2b, it can be seen that the
distribution of the residuals is confined to
a narrow region around 10.4 to 10.8.
Because the residuals can be regarded as
the unexplained variance of the trend surface,
and therefore as a pseudo variance of
the data set, this is a first indication that
Figure 2b. The distribution of the residuals.

184 THONON & CACHEIRO POSE CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figure 3. The standard deviation per cell as calculated
for a split moving window of 30 by 30
m. Note the small differences in values and the
general homogeneity of the area.
the data set probably is homoscedastic: the
variance is about equally distributed over
the whole area.
This is confirmed by a PCRaster model
that calculates the standard deviation per
split moving window: see figure 3. Note
that the differences in this case are larger
(the calculation method is different) but a
range in standard deviation of about 2 m
on a range in the data set of about 35 m is
still rather small. Therefore, the data set
can be considered homoscedastic.
However, there does not exist an objective
method to determine whether an area is
homoscedastic or not; ‘expert judgement’
on a visual basis is the only method.
Step 3: checking for anisotropy
The check for anisotropy basically
evolves in the same way as step 2: through
the creation of a variogram surface and
visual interpretation of this map surface.
However, when it is decided that the area
exhibits anisotropy, the anisotropy ratio
may aid in the determination whether it is
necessary or not to interpolate with an
anisotropic variogram model: the closer it
is to 1, the less necessary. The anisotropy
ratio is calculated by dividing the range of
the minor axis by the range of the major
axis (see figure 4 for the explanation of
these terms) in the case of geometric anisotropy.
In the case of zonal anisotropy, the
anisotropy ratio is the lowest sill divided
by the highest sill, provided that the
directions in which these sills are measured
are perpendicular to each other, as in
figure 4.
The variogram map is depicted in
figure 5. It can be seen that the major axis
is trended Northwest–Southeast (the low
semivariances), directing about 140º
clockwise from North. By definition, the
minor axis is thus directed 50º clockwise
Figure 4. Example of geometric anisotropy, i.e.
anisotropy in the range of the variograms. The
longest axis (trending approximately
Southwest–Northeast) is called the major axis.
The axis perpendicular to this axis is called the
minor axis. Source: PEBESMA (1999).

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Geostatistical interpolation 185
Figure 5. 2D representation of the variogram
surface. The nugget is in the centre of the map,
the semivariance increases to the outer rims of
the map.
from North. This is an example of geometric
anisotropy, because the sill that the
minor axis reaches is later reached in the
direction of the major axis. When this fact
is incorporated in the interpolation action,
the kriging results are expected to be
more reliable than without this anisotropy.
Step 4: fitting of a variogram model
In this step, a graph of the semivariance
is drawn and a variogram model is fitted
by adjusting the fitting parameters by
hand or automatically through one of the
several methods of possible in Gstat. In
this case, the first fitting was done by
Gstat using ‘weighted least squares’
(WLS), the later ‘fine tuning’ was done
manually. This optimising of the fit had to
be done manually, because Gstat delivered
variogram models with negative nuggets.
These are known to be inadmissible
(ISAAKS & SRIVASTAVA 1989; ARMS-
TRONG 1998). These nuggets were raised
up to little above zero, in order to
assure the soundness of the variogram
model. To correct for the larger nugget,
the sill was lowered with the same
amount.
In almost all cases, variogram models
that fit topographical data (i.e., height)
are of the Gaussian type (BURROUGH,
pers. comm.; PAZ GONZÁLEZ, pers. comm.;
CACHEIRO POSE & VA L C Á R C E L
ARMESTO 1999). Also in this case, only
Gaussian variogram models were fitted.
This is because topography a very smoothly
changing surface and this characteristic
is reflected in the Gaussian model.
In figure 6, the three isotropic variograms
with their fitted models are shown.
It can be seen that the two variograms for
the second and third order trend surface
have a decrease in semivariance after the
sill is reached, i.e. at distances longer than
the range. This was the main reason for
the choice of the first order trend surface
to underlay the interpolation of the data
set: its semivariogram can also be fitted
adequately after the range with a single
model. When the variogram decreases
after the sill, this can be fitted by implementing
an additional periodic variogram
model (incorporating a sine function) but
this model is hard to fit and results in an
interpolation more prone to floating point
and other errors.
The variogram of the first order trend
surface however has an increase after the
sill, indicating that the trend is not completely
removed yet. Still, the variogram
for the first order surface was chosen
because of its better fit and longer range

186 THONON & CACHEIRO POSE CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figure 6a. The isotropic semivariogram after
the application of the first order trend surface.
Figure 6c. The isotropic semivariogram after
the application of the third order trend surface.
than the second order trend surface variogram.
The higher the sill and the longer
the range of a variogram, the more structured
it is and the better the interpolation
results are (ARMSTRONG 1998).
Note that the above depicted variograms
are only for illustration purposes,
for they are all isotropic and an anisotropic
variogram was used during kriging. In the
subsequent variogram fitting, the anisotropy
that was detected in Step 3 was
implemented. This was done by adjusting
in Gstat the search radius to a confined
region, that has the same trend as either
the major or the minor axis (see figure 7).
Figure 6b. The isotropic semivariogram after
the application of the second order trend surface.
Figure 6. The three different isotropic variograms
after implementation of a trend surface.
Note the non-fit of the variograms after the
range and the increase and decreases, respectively.
Note also that the decrease of residuals
with the increase in order is reflected in the
semivariance values on the y axis [m 2 ].
The two variograms that emerge were evaluated
to obtain the anisotropy ratio. In
this case, this ratio is 0.5, i.e. the range in
the direction of the major is half of that in
the direction of the minor axis (geometric
anisotropy).
The two anisotropic variograms for the
residuals that are left after the application
of the first order trend surface are shown
in figure 8, one for the major axis and one
for the minor axis. The fit for the variogram
in the direction of the minor axis is
not as good as that for the major axis, but
still acceptable. Note that the sills are
almost the same, about 12.3 m 2.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Geostatistical interpolation 187
Figure 7. In the left figure, only the data that are located around the East–West trending major axis
are used and subsequently only the data in the North–South direction are used for the calculation
of the semivariogram in the direction of the minor axis (in the case of geometric anisotropy). In the
right figure, the search radius that is normally used for isotropic variogram calculation is shown.
Figure 8a. The semivariogram in the direction
of the minor axis (50º clockwise from North).
Step 5: cross validation
In cross validation (also called x validation
or jack-knifing), normally a comparison
between different models (spherical,
Gaussian, exponential etc.) that could be
fitted through a data set is made. In this
comparison, the model with the best statistics
is used in the final interpolation.
Here, the cross validation was used to choose
between either anisotropic or isotropic
Figure 8b. The semivariogram in the direction
of the major axis (140º clockwise from North).
variogram and between different radii for
interpolation.
Cross validation proceeds through the
interpolation on points were already a data
point is available. The data value that is
measured on the interpolated point is left
out of the interpolation routine. This is
done for all points and the measured and
predicted results are compared. This comparison
results in a correlation coefficient,
which lies between 0 and 1; 0 denotes no

188 THONON & CACHEIRO POSE CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
correlation at all between measured and
predicted values, 1 denotes perfect correlation.
Gstat calculates the Z score and the
standard deviation as well. The Z score is
calculated as the observed minus predicted
value divided by the kriging standard
deviation and should be as close to zero as
possible. The standardised kriging standard
deviation should be as close to one as
possible.
In table 2, the results of the cross validation
exercises are summarised. It was
chosen to check for four different radii, i.e.
20, 30 and 40 m and a special radius optimised
for the anisotropic variogram. This
special radius is longer in the direction of
the major axis and shorter in the direction
of the minor axis (see also figure 7).
The r and Z statistics are satisfactory:
both are close to one and zero, respectively.
The standardised standard deviation
σ e , however, is far higher than one. The
small kriging standard deviations are the
explanation for this phenomenon. The
(predicted minus observed) values are
divided by these standard deviations. This
causes the extremes of the Z distribution
to be far away from zero (although the
median and mean remain close to zero)
and its standard deviation σ e to be high.
Because the lowest σ e is reached by the
special search radius of the anisotropic
case, the interpolation was carried out
using this special search radius. The σ e
value for this case is however still too
high, but because the other two parameters
indicate a well validated model and
the parameter σ e is rather sensitive, the
model was still considered validated.
Step 6: final interpolation
The final interpolation was carried out
with the above mentioned ‘flexible’ search
radius and the prerequisite that at least 20
points were used in the interpolation.
When this amount of data point could not
be found within the search radius, Gstat
was commanded to look for points outside
the radius until the amount of 20 data
points was reached.
The results are depicted in figure 9a,
while the kriging standard deviations per
pixel are depicted in figure 9b. Note that
the borders exhibit high interpolation
errors. This is due to a somewhat larger
area of interpolation than the catchment
in reality covers and a low amount of data
points along the catchment borders. The
delineation of the catchment borders
follows later.
Of the 26,225 m 2 that is covered by
Table 2. Cross validation results for isotropic and anisotropic variograms, for different interpolation
radii. *): i denotes isotropic variogram and a denotes anisotropic variogram; **) 12 is the ‘semivariance
distance’ in m 2 .

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Geostatistical interpolation 189
Figure 9a. The results of the interpolation, the
digital elevation model (DEM) of the catchment.
the interpolation, 21,500 m 2 has an interpolation
error between three quarter of a
meter and one meter. This sounds reasonable,
but in a low-relief landscape like this
catchment, this can have large influences
on notably the runoff direction.
Furthermore, kriging is an interpolation
method that generates a ‘smoothed’
interpolation surface, without the natural
discontinuities or abrupt changes that in
reality may be present in the landscape.
An alternative method such as Monte
Carlo simulation simulates a more natural
‘rough’ surface on basis of a given variogram
and the (estimated) population standard
deviation.
However, if the results are compared
with another method of DEM creation,
like digitising and rasterisation of analogue
maps and remote sensing techniques,
then it emerges that this method is relatively
precise and determinate. Besides, the
errors are known and this is not the case in
Figure 9b. The kriging standard deviations
after the interpolation.
several other methods of DEM elaboration.
The knowledge of these errors helps
in the evaluation of the outcomes of
models that use the derivatives of DEM’s.
CONCLUSIONS
Of the above discussion and presentation
of the results, the following may be
concluded:
• An interpolation with an anisotropic
Gaussian variogram with the search radius
adjusted to the anisotropy, applying
Universal kriging with a first order trend
surface, was the best kriging action possible
in this case study.
• The quality of the interpolation is
rather satisfactory when compared to
other methods of DEM creation, but
interpolation errors still may influence the
derivatives of the DEM and so the subsequent
outcome of the models that use
these derivatives.

190 THONON & CACHEIRO POSE CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
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Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 191-210
ISSN: 0213-4497
Dependencia espacial de datos topográficos
a escala de ladera y pequeña cuenca
agrícola
Spatial dependence pattern of topographical
data at hillslope and small catchments scale
CACHEIRO POSE, M. 1 ; PAZ GONZÁLEZ, A. 1 & VALCÁRCEL ARMESTO, M. 2
A B S T R A C T
Landscapes are characterized by both, random and non-random variability components.
Random variability of topographical data, summarized by the semivariance, may be used
to elaborate DEMs. The main objective of this work was the study of the spatial dependence
pattern of topographical data, using geostatistical techniques. The experimental
data sets were directly measured by means of an Abney level in six relief units, hill slopes
or elementary first-order small catchments ranging from about 0,62 to 5,72 ha. For
all the six landscape units, the spatial variation of elevation could be expressed as the
sum of a deterministic term given by a lineal function and a stochastic component given
by spatially correlated height residuals. For the residual elevation data sets, the experimental
semivariograms were best fitted by gaussian isotropic models with a small nugget
effect. Scaled semivariograms, using the sample variance as scaling factor, allow the
comparison of the variability pattern for different landscape units. Cross-validation was
used to determine the number of data points for DEM elaboration by block kriging.
Key words: geoestatistics, semivariogram, Gaussian model, scaling, topography.
(1) Facultad de Ciencias. Universidad de A Coruña. A Zapateira s/n. 15071. A Coruña.
(2) E. P. S. de Lugo. Universidad de Santiago de Compostela. Campus Universitario, s/n. 27002. Lugo.

192 CACHEIRO POSE et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
INTRODUCCIÓN
El relieve de un paisaje determinado
está caracterizado por tipos de variabilidad
que pertenecen a dos categorías diferentes:
aleatoria y no aleatoria. Dado que la componente
no aleatoria presenta, con frecuencia,
una magnitud importante, muchos de
los procesos que ocurren a escala de ladera
o cuenca se han podido predecir en base a
modelos deterministas. Por otra parte,
más recientemente, se ha comenzado a
explotar la variabilidad aleatoria de los
datos topográficos, caracterizada mediante
la función de semivarianza, para la descripción
tridimensional del relieve
mediante Modelos de Elevación Digital
(MED).
Los modelos digitales del terreno
(MDT) suponen un nuevo método de
identificar las características del paisaje y
de manejar la información territorial.
Además, integrados en un sistema de
información geográfico (SIG), permiten el
tratamiento de grandes cantidades de
datos por medios informáticos. Esta metodología
presenta interés en cualquier disciplina
que se ocupe del manejo de bases
de datos y la cartografía asistida por ordenador,
como la geomorfología, la hidrología,
la edafología, la climatología, etc., de
modo que conforman actualmente una
valiosa herramienta informática para el
análisis de la variabilidad espacial en las
Ciencias de la Tierra.
Los MDT constituyen una línea de
investigación concreta dentro de la cartografía
del terreno. El MDT básico y más
conocido es el modelo de elevación digital
(MED), que consiste en "una representación
digital de la variación continua del relieve a
una escala dada" (BURROUGH, 1986).
Desde el punto de vista conceptual resulta
más precisa la definición de MED debida a
KRAAK & ORMELING (1996) "u n a
representación numérica de aspectos altimétricos
del terreno". Para estos autores un MDT
consiste en "una representación tridimensional
de la superficie del terreno y de objetos que pre -
sentan cero, una, dos o tres dimensiones espacia -
les y que están relacionados con dicha superfi -
cie". Por tanto, un MDT difiere de un
MED en que contiene no sólo datos de
altura, sino también otros elementos del
paisaje, que se encuentran superpuestos
sobre la representación topográfica.
Para elaborar un MED es necesario disponer
de datos puntuales de altitud, que se
pueden medir directamente, mediante
instrumentos como estaciones topográficas,
GPS o con altímetros aerotransportados
ó indirectamente, en general por digitalización
de la cartografía disponible. Los
métodos directos son más precisos, pero
por razones de accesibilidad y rapidez se
utilizan muchas veces como un sistema de
apoyo, y los datos de altitud se obtienen
con frecuencia a través de métodos indirectos.
Un inconveniente que presentan
los métodos indirectos es la dificultad de
llevar a cabo una validación de los datos
puntuales digitalizados.
Los MED se encuentran en pleno desarrollo
y aún quedan problemas por solventar,
principalmente la estructura idónea
de los datos de entrada y la interpolación
de las medidas experimentales, buscando
un compromiso entre exactitud,
resolución espacial y facilidad de operación.
Para analizar y representar la elevación
del terreno, ha sido especialmente
diseñada una estructura denominada TIN

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Dependencia espacial de datos topográficos 193
(Triangulated Irregular Network) que permite
tratar e interpolar valores distribuidos
irregularmente; se trata de una estructura
de tipo vectorial, que codifica eficientemente
la topografía.
Frente a esta concepción, las estructuras
en que los valores se distribuyen regularmente,
tipo ráster, aunque menos compacta,
presenta ventajas como la eficiencia
en el tratamiento de imágenes digitales y
su mayor versatilidad para la integración
en un sistema de información geográfica
(SIG).
Por otra parte, existen numerosos
métodos de elaboración de un MED, entre
los que cabe citar algunos manuales y
otros muy automatizados. En consecuencia,
el nivel de precisión vertical también
puede ser muy diferente, lo que depende
tanto de la calidad de los datos de entrada
como de las herramientas utilizadas en la
elaboración del MED, en particular el procedimiento
de interpolación.
El método de interpolación usado en
este trabajo se conoce como krigeado y
está basado en el análisis de la dependencia
espacial mediante herramientas geoestadísticas.
Las técnicas geoestadísticas, que
se desarrollaron para resolver problemas
prácticos en minería (MAT H E R O N ,
1965; JOURNEL & HUIJBREGTS,
1978), se han exportado a otros muchos
campos de las Ciencias de la Tierra y, en la
actualidad, las áreas de trabajo más activas
se encuentran en hidrología, ciencias del
suelo y medio ambiente.
La principal característica de la geoestadística,
frente a otros métodos de interpolación,
es la utilización de la dependencia
espacial entre valores de una variable
medidos en puntos o áreas vecinos, para
efectuar estimas en otras posiciones dentro
de la región estudiada. Se admite que las
principales ventajas de esta herramienta
frente a otros métodos de interpolación
son: 1) las estimas obtenidas no tienen
sesgo; 2) es un método exacto, es decir, el
valor estimado coincide con el muestral en
aquellos puntos en donde se dispone de
datos experimentales; 3) permite determinar
la precisión de las estimas y 4) los errores
de estimación son minimizados. En
síntesis las ventajas de este método de
interpolación estriban en que permite
obtener "las mejores estimas entre las lineales
e insesgadas" (JOURNEL & HUIJ-
BREGTS, 1978; SAMPER & CARRERA,
1990; PAPRITZ & WEBSTER, 1995.)
En trabajos previos (CACHEIRO
POSE et al.,1999; DAFONTE et al. ,
1999) se presentaron modelos de elevación
digital obtenidos a partir de datos topográficos
para cuencas agrícolas de diferentes
dimensiones, hasta un máximo de
aproximadamente 25 ha. El método utilizado
combina la interpolación espacial
mediante herramientas geoestadísticas y el
uso de un SIG, tipo ráster. Por ello, previamente
también se revisó en profundidad
la metodología para efectuar la interpolación
geoestadística de datos topográficos,
cuando el objetivo es elaborar un
MED. (CACHEIRO et al., 1998a, b, c;
THONON & CACHEIRO, 2001).
La medida de los procesos erosivos en
pequeñas cuencas y laderas agrícolas de
Galicia desde el año 1997 y el uso de
modelos para el análisis de los mismos
( VALCÁRCEL ARMESTO, 1999,
VALCÁRCEL ARMESTO et al., 2000a, b)
y el análisis de estos fenómenos en relación
con los factores del medio físico, entre

194 CACHEIRO POSE et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
ellos la topografía, ha proporcionado datos
de relieve medidos con estación total para
un número cada vez mayor de unidades
paisajísticas de pequeñas dimensiones,
localizadas en la unidad geológica conocida
como Complejo de Órdenes. En este
trabajo se aplica la metodología puesta a
punto previamente para el elaborar MED a
los datos topográficos de seis laderas o
pequeñas cuencas de primer orden elementales.
El objetivo del mismo es comparar
el modelo de dependencia espacial
inferido a partir de datos topográficos
medidos directamente, y analizar las características
del patrón de variabilidad espacial
a la escala de estudio.
MATERIAL Y MÉTODOS
De las seis unidades paisajísticas consideradas
en este estudio, cinco están situadas
en el Centro de Investigaciones
Agrarias de San Tirso de Mabegondo
(Abengondo, A Coruña) y la sexta en el
término de Liñares (Culleredo, A Coruña).
Los datos topográficos se obtuvieron
mediante una estación total (Sokkia
SET5A). Los datos experimentales puntuales
son del tipo x, y, z, lo que permite
el análisis de cada serie mediante técnicas
geoestadísticas.
El procedimiento usado durante el análisis
geoestadístico y el método de elaboración
del MED, a partir de medidas directas
de topografía, ha sido descrito en trabajos
previos (CACHEIRO et al., 1998a,
CACHEIRO et al., 1999b). Una revisión
exhaustiva del estado actual de la metodología
que se emplea en el actual trabajo
también fue efectuada recientemente por
THONON & CACHEIRO (2001). Los
lectores interesados pueden encontrar en
manuales especializados tanto la teoría de
la variable regionalizada (MATHERON,
1965; JOURNEL & HUIJBREGTS,
1978; VIEIRA et al., 1983; SAMPER &
CARRERA, 1990; PEBESMA & WESSE-
LING, 1998; PEBESMA, 1999) como la
descripción de las características de los
SIG (BURROUGH, 1986, BURROUGH
& Mc DONELL, 1998; Van DEURSEN &
WESSELING, 1992; KARSSENBERG,
1996). Por ello a continuación se presentan
los elementos básicos del procedimiento
seguido, con especial referencia a los
programas utilizados.
Previamente al análisis geoestadístico,
se calcularon los momentos estadísticos
elementales mediante el programa STAT,
elaborado por VIEIRA et al. (1983).
Se puede convenir que el análisis geoestadístico
consta de las siguientes fases:
- Verificación de la presencia o ausencia
de una tendencia en los datos y, en su caso,
retirada de la misma.
- Verificación de la heteroscedicidad de
las series de datos y de la isotropía/ anisotropía
de la misma.
- Cálculo del semivariograma de los
datos originales y/o residuales.
- Ajuste de un modelo teórico al semivariograma
experimental
- Validación de la bondad del ajuste del
modelo teórico a los datos muestrales.
- Interpolación mediante krigeado y
elaboración de mapas de valores medios y
errores de krigeado.
De acuerdo con la teoría de la variable
regionalizada, la dependencia espacial de
cualquier atributo, en este caso al altitud
puede ser expresada como la suma de tres
componentes:

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Dependencia espacial de datos topográficos 195
- Un término asociado con un valor
medio constante o en su caso una tendencia
y por lo tanto determinista.
- Un componente estocástico, que presenta
dependencia espacial.
- Un término residual o ruido blanco,
no correlacionado espacialmente.
En consecuencia, una variable regionalizada
Z(x i ) puede describirse mediante la
expresión:
(1)
En donde el término m(x i ) puede
representar la media o, en el caso particular
de que la serie datos presente una tendencia,
m(x i ), es la función que describe
dicha tendencia y cuyo valor depende
exclusivamente de la posición de la muestra;
R(x i ) es el término aleatorio que presenta
dependencia espacial y ε’’ es un valor
residual no autocorrelacionado de media 0
y varianza 1.
Por tanto, si existe una tendencia definida,
la variable regionalizada es una función
de dos variables, y tendrá que ser
establecida la tendencia con el fin de restarla
a la variable inicial, y así obtener el
residuo R(x i ). La retirada de tendencia en
este trabajo se efectuó mediante el programa
TREND, que permite efectuar un filtrado
con distintas expresiones matemáticas,
también elaboradas por VIEIRA et al.
(1983).
La variación del valor de la función aleatoria,
R(x i ), según su posición en el espacio
viene descrita por la semivarianza. El
cálculo de este parámetro permite verificar
la existencia de dependencia espacial, lo
que se lleva a cabo a través de la siguiente
ecuación:
(2)
Donde, N(h) es el número de pares de
valores medidos [Z(x i ), Z(x i + h)] 2 separados
por un vector h, y x i es la posición
espacial de la variable Z, en este caso la
cota. En este trabajo el semivariograma se
calculó mediante el programa XGAMA de
VIEIRA et al. (1983). Los cálculos se efectuaron
asumiendo que los valores residuales
de altitud se comportaban como isótropos.
Una vez calculado el semivariograma
muestral, se dispone de pares de valores de
semivarianza γ*(h) y de distancia (h), que
se representan gráficamente, tomando
como ordenadas los valores de la semivarianza
y como abscisas las distancias.
Con objeto de establecer similitudes
entre la dependencia espacial de diferentes
series de datos, los semivariogramas muestrales
se transformaron mediante escalonamiento.
Para ello el valor de semivarianza
calculado de en cada intervalo se dividió
entre la varianza muestral, de acuerdo con
la expresión:
(3)
En donde γ sc , es la semivarianza escalonada
y Var (z) es la varianza muestral.
Los parámetros de cada semivariograma
teórico son definidos a partir del ajuste
de un modelo matemático a los valores

196 CACHEIRO POSE et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
de γ*(h). Estos parámetros básicos son
tres: C 0 = efecto pepita; a = rango de
dependencia espacial y C 0+C 1 = meseta.
En este estudio, todos los semivariogramas
muestrales fueron ajustados a un
modelo gaussiano, que viene definido por
la expresión:
(4)
La bondad del ajuste de los parámetros
se verifica por prueba y error, a través de
los mínimos cuadrados, junto con el análisis
visual. Cuando fue necesario discernir
entre dos o más modelos de semivariogramas
con aparentes similitudes se utilizó,
además, la técnica de validación cruzada,
mediante el programa JACK (VIEIRA et
al. 1997).
Una vez analizada la dependencia espacial
de los datos de relieve, se utilizó la
información obtenida, y sintetizada en el
semivariograma de cada área estudiada,
para elaborar el modelo de elevación digital
(MED) de las mismas, mediante la técnica
de krigeado en bloques. El MED se
elaboró, por tanto, por krigeado, técnica
de interpolación cuyas principales ventajas
se destacaron anteriormente. Dado que el
tipo de MED que se pretende obtener está
constituido por celdas cuadradas (formato
raster), se utilizó en krigeado en bloques.
Imponiendo las condiciones de sesgo
nulo y mínima varianza, el sistema de
ecuaciones del krigeado en bloques, permite
determinar los coeficientes o pesos λ i
que son necesarios para predecir el valor de
la variable Z en un bloque x B, a partir de
las medias en los puntos x i (CAHEIRO
POSE et al., 1999) se puede simplificar del
siguiente modo:
siendo
(5)
Es necesario tener en cuenta que para
obtener, finalmente, el mapa de los valores
estimados, es necesario sumar (o restar) la
deriva a los resultados obtenidos por krigeado.
En cuanto a los errores de predicción o
errores de krigeado, es necesario recordar
que dependen exclusivamente de las características
del semivariograma y de la configuración
de la red de muestreo. Para un
bloque particular, intervienen: el tipo de
semivariograma y los parámetros del
mismo, el número de datos puntuales en la
vecindad del bloque utilizados en la interpolación,
la red de muestreo, el tamaño
del bloque y la disposición de los datos
puntuales con respecto al bloque.
En este trabajo, la principal característica
de la configuración de la red de muestro
era su irregularidad, lo que viene
impuesto por la rutina en la toma de datos
topográficos. Por ello, al verificar el krigeado
en bloques se prestó particular atención
al análisis mediante validación cruzada
del número de vecinos idóneo para efectuar
la interpolación. Para ello en cada
unidad estudiada se consideraron los resultados
para diferentes números de vecinos,
en particular: 4, 8, 12, 16, 20 y 24; posteriormente
se estudia cuál de estos resulta

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Dependencia espacial de datos topográficos 197
más idóneo en base a los siguientes criterios:
media y varianza de los errores absolutos,
media y varianza de los errores reducidos
y pendiente de la recta de regresión
y coeficiente de correlación entre valores
medidos y estimados.
El krigeado en bloques se llevó a cabo
mediante el programa GSTAT (PEBESMA
& WESSELING, 1998) que presenta la
ventaja de que es totalmente compatible
con el sistema de información geográfico
PCRaster (Van DEURSEN & WESSE-
LING, 1992; KARSSENBERG, 1996)
utilizado para representar los MEDs de las
unidades estudiadas.
RESULTADOS Y DISCUSIÓN
Como se aprecia en la tabla 1, la extensión
de las laderas y pequeñas cuencas
estudiadas oscila entre aproximadamente
0,62 y 5,72 ha y la pendiente media de las
mismas entre 6,10% y 15,26 % . En la
tabla 1 también se consigna el número de
puntos/ha medidos en cada una de las
áreas estudiadas, de donde se infiere que
las series de datos topográficos constan de
un número total de puntos que oscila
entre 607 en la zona denominada Unidade
Leiteira y 2083 en Agra de Pardo. El
número de datos es, en todos los casos muy
superior a la cifra de 150, que algunos
autores (PAPRITZ & WEBSTER, 1995)
consideran necesario para llevar a cabo un
análisis geoestadístico detallado, sin que el
número de pares de puntos resulte limitante.
El uso del suelo en las áreas estudiadas
es agrícola. A la escala analizada, las operaciones
de laboreo pueden influir notablemente
en la geometría de la red de drenaje
(AUZET et al., 1993; VALCÁRCEL
ARMESTO, 1999). Por ello, dicha red
está constituida por la superposición de
elementos de origen topográfico, que se
mantienen invariables a lo largo del tiempo
y otros motivos lineales de origen agrario,
más o menos coyunturales (muros,
caminos, linderos, surcos, rodadas de tractor)
que contribuyen a canalizar el excedente
de agua cuando se genera escorrentía.
En las unidades topográficas denominadas
Barrós, Agra de Pardo, Igrexa Vella
y Liñares, el contorno es cóncavo (al menos
en la zona próxima al cierre), de modo que
la red de cauces efímeros de origen topográfico
confluye en el punto más bajo. El
Tabla 1.- Información general sobre las parcelas y las series de datos utilizadas.

198 CACHEIRO POSE et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
hecho de que estas unidades estén individualizadas
del entorno y desemboquen a
través de una vaguada, que funciona a
modo de cauce efímero para la escorrentía
producida aguas arriba, permite que puedan
ser consideradas como pequeñas cuencas
de primer orden. Por el contrario, Trus
y Unidade Leiteira presentan un contorno
convexo, lo que de acuerdo con el modelo
descriptivo de RUHE (1960, 1975) tiende
a originar un sistema de escorrentía divergente,
por lo que en este trabajo se les
denominará laderas. No obstante el término
ladera es suficientemente ambiguo y
podría ser aplicado también a las cuatro
unidades con un cierre definido.
Se efectuó un análisis preliminar de
todas las series de datos. Para ello se calcularon
los principales momentos estadísticos
como media, máximo, mínimo, desviación
estándar, coeficiente de variación,
asimetría y curtosis. La presencia de datos
anómalos, debido a errores experimentales,
se pone, a veces, de manifiesto,
mediante el examen de los valores medios
y extremos. Para evaluar si las series de
datos se ajustaban a una distribución normal,
se tomó como criterio aproximado
que los coeficientes de asimetría y curtosis,
se situasen en el entorno de 0 y 3, respectivamente.
Una distribución normal de los
datos experimentales permite optimizar la
interpolación por krigeado.
Análisis estructural de los datos
topográficos
Al utilizar los datos originales de topografía,
se comprobó un aumento sostenido
de la semivarianza en función de la distancia
de los datos topográficos puntuales.
Esto pone en evidencia que, como cabía
esperar, debido al relieve, en pendiente
más o menos acusada, los semivariogramas
de las altitudes no son estacionarios. El
incremento monotónico de la semivarianza
en función de la distancia puede estar
motivado porque el relieve de la unidad
paisajística considerada presente una tendencia
global definida o bien puede ser el
resultado de que éste se comporte como un
fractal autosimilar (BURROUGH, 1983;
SAMPER & CARRERA, 1990). La ausencia
de estacionariedad significa que, en
todas las series experimentales de datos de
altura, el valor medio y la varianza depende,
en parte, del tamaño del área estudiada.
La teoría de la variable regionalizada,
por el contrario, requiere como condición
necesaria que los atributos cuya dependencia
espacial se analiza presenten, como
mínimo, estacionariedad de segundo
orden.
Debido a la forma de los semivariogramas
de los datos originales, se llevó a cabo
una retirada de la tendencia de las cotas
medidas experimentalmente. Para ello, se
utilizaron en cada una de las parcelas estudiadas
tres funciones diferentes: parabólica,
cúbica y lineal. Se pudo comprobar a
sentimiento, por análisis visual de los
semivariogramas residuales, que la función
lineal mostró los mejores resultados
en todos los casos.
A continuación se comprobó que la
dependencia espacial de los datos de altitud
se pudo caracterizar mediante los
semivariogramas residuales una vez retirada
la tendencia lineal. Al calcular las semivarianzas
experimentales, se tuvieron en
cuenta los criterios habituales referidos al
número mínimo de pares de puntos en

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Dependencia espacial de datos topográficos 199
cada clase, distancia máxima de autocorrelación
e intervalo de distancia para cada
clase. Debido al tamaño de la muestra, el
número de pares de puntos vecinos resulta
muy elevado, en comparación con los estudios
habituales, por lo que no condiciona
el cálculo del semivariograma. La distancia
máxima de comparación de pares e cotas
(tabla 2) fue del mismo orden de magnitud
que el de la distancia máxima entre
datos medidos en cada parcela. Dado que
las medidas no estaban espaciadas regularmente,
y debido a la importante densidad
de las mismas, se eligieron intervalos más
bien pequeños (cada metro) de distancia
para efectuar los cálculos de semivarianza
experimental. Los cálculos se efectuaron
previo escalonamiento de los datos residuales
para facilitar la comparación entre
diferentes series experimentales.
Procediendo de este modo, se encontró
una fuerte autocorrelación entre pares de
puntos topográficos vecinos de todas las
parcelas. En la figura 1 se observa como en
todos los semivariogramas experimentales
el valor de la semivarianza a pequeñas distancias
es próximo a cero, y luego crece,
primero lentamente y posteriormente de
modo exponencial hasta alcanzar una
meseta más o menos estable. A grandes
distancias, los valores de la semivarianza
presentan en algunos de los casos estudiados
cierta dispersión, de modo que para
distancias mayores que el rango de dependencia
espacial, no siempre se estabilizan.
A pesar de ello, los resultados generales
obtenidos tras filtrar una tendencia lineal,
pueden ser considerado como muy satisfactorios,
dada la complejidad y las diferentes
formas de relieve estudiadas.
Se pudo comprobar que la dispersión
de la semivarianza a grandes distancias
observada en algunos casos (Igrexa Vella,
Unidade Leiteira) era debida, al menos en
parte, al hecho de no haber tenido en
cuenta una débil anisotropía; no obstante
la magnitud de dicha anisotropía era poco
importante como para ser considerada en
la interpolación. En Agra de Pardo se
observan tres parcelas separadas por caminos
de tierra que se encuentran en una
posición más elevada que la de los bordes
(VALCÁRCEL ARMESTO, 1999); estas
estructuras quedan bien reflejadas en el
semivariograma, observándose un máximo
relativo, si bien de pequeña magnitud de
la función semivarianza exactamente a una
distancia de 100 m y la posterior disminución
de ésta. La dispersión observada en
Liñares a distancias superiores al rango de
dependencia espacial puede ser explicada
en parte por la existencia de muros entre
las diversas parcelas (VA L C Á R C E L
ARMESTO, 1999).
Finalmente, se llevó a cabo el ajuste de
un modelo teórico al semivariograma
experimental de los residuos, obteniéndose
el mejor resultado con un modelo gaussiano.
La bondad de este modelo frente a
otros modelos utilizados con frecuencia
como el esférico o el exponencial, se comprobó
mediante validación cruzada.
Dado que los fenómenos representados
por el modelo gaussiano son continuos en
todos sus puntos, y derivables en su mayoría,
se considera adecuado para representar
fenómenos continuos o con pequeñas oscilaciones.
Las variables descritas por este
tipo de modelo presentan una mayor
dependencia espacial que en otros tipos.
Por ello, el modelo gaussiano es considerado
el más adecuado para representar varia-

200 CACHEIRO POSE et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figura 1. Semivariogramas experimentales y modelos gaussianos ajustados.
bles continuas como el relieve. Los resultados
confirman desde el punto de vista
cuantitativo que las series de datos topográficos
presentan, a la escala estudiada,
una buena autocorrelación espacial.
Los semivariogramas residuales y el
modelo gaussiano ajustados a los mismos
se pueden observar en la figura 1. En la
tabla 2 se presenta un resumen con el valor
de los parámetros de los semivariogramas
escalonados.
Se puede comprobar la pequeña magnitud
del efecto pepita que, en porcentaje
con respecto al valor de la meseta, oscila
entre 0,024% en Liñares y al 7,7% en
Unidade Leiteira, lo cual indica una alta
dependencia espacial y gran continuidad
en los datos para pequeñas distancias. El

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Dependencia espacial de datos topográficos 201
Tabla 2. Distancia máxima para el cálculo del semivariograma, meseta, alcance y efecto pepita de
los semivariogramas gaussianos ajustados.
efecto pepita se interpreta como el resultado
de errores experimentales, o de variabilidad
a distancias inferiores a la mínima
distancia entre puntos vecinos. La precisión
de la estación total utilizada el del
orden de las unidades centimétricas. En el
microrrelieve de las parcelas estudiadas se
observaban, durante las fechas de medida,
diversas irregularidades debidas al laboreo
agrícola y, en algunos casos, estaban presentes
regueros y cárcavas, consecuencia de
fenómenos erosivos. Los surcos de mayores
dimensiones eran decamétricos, mientras
que algunas de las cárcavas efímeras presentes
durante la toma de datos topográficos
presentaban más de un metro de ancho
(VALCÁRCEL ARMESTO, 1999).
En consecuencia, cabe atribuir a las
irregularidades del microrrelieve a una
escala inferior a la mínima utilizada para
el cálculo del semivariograma muestral
buena parte del efecto pepita, que por otra
parte resulta en todos los casos estudiados
muy poco importante a los efectos de
interpolación. Algunas de las laderas estudiadas
contenían además estructuras como
linderos, muros o pequeños caminos de
uso agrícola; sin embargo, no se apreció
ninguna relación entre este tipo de irregularidades
debidas a la ordenación del territorio
y el efecto pepita. A título de ejemplo,
el semivariograma de Unidade
Leiteira, formada por una parcela individual,
presentó el efecto pepita más alto,
con una cifra que supone el 7,7% del valor
de la varianza muestral, mientras que en
Liñares, formada por parcelas separadas
entre sí por muros, el efecto pepita solo
supuso el 0.024 % de la varianza muestral.
Considerando valores absolutos, el
alcance de los semivariogramas fue el parámetro
que osciló más ampliamente, entre
30 y 150 m. Dado que todas las laderas y
pequeñas cuencas estudiadas presentan un
modelo de dependencia espacial del
mismo tipo, y dada la poca entidad del
efecto pepita, parece ser este el parámetro
que mejor permite establecer diferencias
entre distintas unidades paisajísticas.
Comparando la pendiente media (tabla
1) con el alcance (tabla 2), se aprecia una
cierta tendencia a la disminución del
rango de dependencia espacial, conforme
las zonas estudiadas son más escarpadas.

202 CACHEIRO POSE et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
De hecho no existe una correspondencia
total entre ambas variables, de modo que
la pendiente media disminuye en el orden
Liñares > Unidade Leiteira > Trus >
Barrós > Igrexa Vella > Agra de Pardo,
mientras que el alcance de los semivariogramas
crece según el orden Unidade
Leiteira < Liñares < Agra de Pardo < Trus
= Barrós < Igrexa Vella.
Para facilitar la comparación de la
autocorrelación espacial que presentan los
datos de altura de las seis unidades paisajísticas,
se elaboró la gráfica presentada en
la figura 2, en la que se pueden apreciar los
distintos semivariogramas escalonados
superpuestos. En todo caso en esta figura
se aprecia netamente como Unidade
Leiteira y Liñares, las laderas con mayor
pendiente media presentan un semivariograma
con menor alcance. Este comportamiento
parece significar que a medida que
Figura 2. Superposición de semivariogramas escalonados.
aumenta la pendiente más rápido crece la
semivarianza muestral.
A pesar del número limitado de datos,
la correlación entre pendiente media y
alcance, que se cifra en un valor r 2 = 0.44,
resultó débilmente significativa (p < 0.1).
Por tanto, la variable pendiente media es
capaz de explicar algo menos del 50% de
la varianza total del semivariograma
muestral. Sin embargo estos resultados
ponen también de manifiesto que, además
de la pendiente media, pueden existir
otros factores, entre ellos el contorno, que
pueden influir en buena medida la velocidad
de crecimiento de la semivarianza en
función de la distancia. Los datos disponibles
parecen poner de manifiesto la
influencia del contorno (cóncavo o convexo)
sobre la velocidad de crecimiento de la
semivarianza en función de la distancia, de
modo que este factor explica en gran

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Dependencia espacial de datos topográficos 203
medida la dispersión de la regresión entre
pendiente media de la parcela y alcance
del semivariograma.
Validación cruzada e interpolación
Par utilizar de un modo eficiente la
información contenida en el semivariograma
teórico, conviene optimizar las condiciones
en que se lleva a cabo el krigeado en
bloques de los valores residuales de altitud.
El número de vecinos más idóneo
para efectuar el krigeado en bloques se
infirió por validación cruzada. Los resultados
para el conjunto de las parcelas y para
los seis criterios considerados se presentan
en la tabla 3. Asimismo, y, para facilitar la
discusión, en la figura 3 se lleva a cabo la
representación gráfica de los resultados de
Barrós.
No todos los criterios tenidos en cuenta
presentan la misma importancia (SAM-
PER & CARRERA, 1990). La media de
los errores absolutos debe de ser, obviamente,
tan próxima a cero como sea posible
y la varianza de los errores absolutos
dependerá de la magnitud de la variable
estudiada, por lo que estos dos parámetros
aportan poca información acerca de los
errores de krigeado. Por el contrario, la
media de los errores relativos (calculada
dividiendo los errores absolutos por el
error estándar de krigeado) y, sobre todo,
la desviación estándar de los errores relativos,
que deben de estar próximas a 0 y 1,
respectivamente se consideran como parámetros
más robustos. Un coeficiente de
correlación elevado entre los datos medidos
y simulados es un indicio de un buen
ajuste, si bien este criterio por si sólo no es
suficiente.
En la figura 3 se puede comprobar que,
para Barrós, la media de los errores absolutos
está más próxima a cero si se efectúa
el krigeado en bloques con 4 puntos vecinos
y si se usan 20 vecinos está un poco
más lejos de este valor. Sin embargo, la
varianza de los errores absolutos es mínima
para 8 vecinos y máxima para 24. Por
su parte, la media de los errores reducidos
está más próxima a cero si se efectúa la
validación cruzada con 4 vecinos y con 16
o 20 vecinos esta más alejada del valor
óptimo. En este caso para decidir acerca
del número óptimo de vecinos, es importante
considerar la oscilación que sufre la
varianza de los errores relativos, muy alejada
de 1 cuando sólo se consideran 4 vecinos,
pero que se va aproximando progresivamente
a dicho valor, alcanzando 0.973
para 24 vecinos.
Por último los coeficientes de correlación
son muy elevados y similares en todos
los casos (0.998) y las pendientes de las
rectas de regresión difieren como mucho
en 0.01 unidades del mejor valor posible.
Por tanto en el caso de Barrós, considerando
la varianza de los errores reducidos
como el criterio más robusto, el número de
vecinos idóneo es de 24. Las oscilaciones
de los cinco parámetros restantes obtenidos
por validación cruzada es tan poco
importante que prácticamente no se ven
afectados por el número de vecinos.
De los datos consignados en la tabla 3,
para el conjunto de las superficies estudiadas,
se puede generalizar diciendo que al
igual que en Barrós, si se exceptúa la
varianza de los errores reducidos en realidad,
los valores de los cinco criterios restantes
oscilan muy poco en función del
número de vecinos. En todos los casos las

204 CACHEIRO POSE et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Tabla 3. Resultados de los parámetros obtenidos por validación cruzada para un número de vecinos
comprendido entre 4 y 24.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Dependencia espacial de datos topográficos 205
Figura 3. Representación gráfica de la validación cruzada en Barrós.
medias de los errores absolutos y reducidos
son muy próximos a cero; las pendientes
de las rectas de regresión entre datos experimentales
y simulados son siempre muy
próximas a 1 y el coeficiente de correlación
más bajo para las 36 condiciones diferentes
estudiadas es de 0.972.
Sin embargo, por lo que respecta a las
varianzas de los errores reducidos, se
observa un comportamiento diferente del
esperado. Si se exceptúa Barrós, en las
cinco unidades restantes el valor de este
parámetro no se aproxima a 1 en ninguno
de los casos considerados, pudiendo comprobarse
que en algunos casos se mantiene
por encima de esta cifra idónea (Trus,
Igrexa Vella y Unidade Leiteira) y otras
veces por debajo (Agra de Pardo y

206 CACHEIRO POSE et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Liñares). Valores mayores que 1 de las
varianzas de los errores reducidos han sido
también encontrados por THONON &
CACHEIRO (2001), quienes comprobaron
que se debían a la ocurrencia simultánea
de valores extremos o muy altos de los
errores en algunos bloques y desviaciones
estándar de krigeado muy bajas. Del
mismo modo, valores menores que 1 de
este parámetro suponen errores absolutos
pequeños, en comparación con las desviaciones
estándar de krigeado; el hecho de
que en las dos pequeñas cuencas en las que
se observó este resultado presentasen bruscas
discontinuidades en los lindes de las
parcelas, debidas a la presencia de muros
en Liñares y de caminos en Agra de Pardo,
puede motivar valores relativamente elevados
de la desviación estándar al efectuar
krigeado en bloques.
Si bien no se cumple un importante
criterio de validación, los buenos resultados
obtenidos para los cinco criterios restantes,
autoriza a confirmar la bondad de
los modelos de semivariogramas teóricos
ajustados a los datos residuales de altura.
Para establecer el número de vecinos en
estas condiciones, se tuvo en cuenta tanto
el valor más próximo a 1 del parámetro
varianza de los errores reducidos, como el
más próximo a 0 del parámetro media de
los errores reducidos.
Con este criterio, en Agra de Pardo y
Liñares el número idóneo de vecinos resulta
ser de 24. En Trus también se utilizaron
24 vecinos, en base a que la media de los
errores reducidos es más próxima a cero
para esta cifra. En Igrexa Vella y Unidade
Leiteira el número de vecinos idóneo
resultó inferior, cifrándose en 8 con dichos
criterios.
Los modelos de elevación digital de las
seis unidades paisajísticas estudiadas, se
presentan finalmente en la figura 4. Estos
MED constituyen la base para la cartografía,
el análisis fisiográfico y la simulación
de procesos a la escala considerada.
El tamaño de los bloques y la posición
de los puntos muestreados en relación a los
bloques es otro de los factores que influye
en los resultados (BURROUGH, 1986;
BURROUGH & Mc DONNELL, 1998).
Las dimensiones de los bloques utilizados
para el krigeado en este trabajo oscilaron
entre 2m x 2m y 5m x 5m, siendo de 4m
x 4m en Barrós, 4m x 4m en Trus, 5m x
5m en Agra de Pardo, 4m x 4m en Igrexa
Vella, 2m x 2m en Liñares y 5m x 5m en
Unidade Leiteira.
El análisis de la precisión de los MEDs
supera el marco del actual trabajo. Sin
embargo, dado que pequeñas variaciones
en la características de algunas células
pueden modificar, a veces, en gran medida,
las salidas de los procesos simulados en
base a un MED, queda por verificar la
influencia del tamaño de los bloques y la
configuración espacial de los datos experimentales
sobre la magnitud de los errores
de estimación por krigeado y su incidencia
sobre la simulación de procesos basados en
el uso de MEDs, como por ejemplo la
génesis de escorrentía y los procesos erosivos.
CONCLUSIONES
A partir de medidas puntuales de altitud,
junto con sus coordenadas topográficas
de seis unidades paisajísticas con
dimensiones comprendidas entre 0,62 y
5,72 has, se verificó mediante análisis geo-

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Dependencia espacial de datos topográficos 207
Figura 4. Modelos de Elevación Digital de las unidades estudiadas.
estadístico que los datos residuales de
altura se ajustaban en todos los casos estudiados
a un modelo gaussiano de dependencia
espacial con pequeño efecto pepita
y un rango que oscilaba entre 30 y 150 m.
El efecto pepita parece estar relacionado
con las irregularidades de la microtopografía.
Se pudo comprobar que existía una
correlación negativa entre el rango de
dependencia espacial de los semivariogramas
y la pendiente, si bien el alcance de la
autocorrelación de los datos de altura parece
que, además, depende del contorno de
cada una de las unidades paisajísticas.
Se estableció por validación cruzada, el
número óptimo de vecinos para minimizar
los errores de las varianzas de estimación,
que osciló entre 12 y 24. Se llevó a cabo
una interpolación mediante krigeado por
bloques mediante celdas que oscilaron
desde 2m x 2m a 5m x 5m.

208 CACHEIRO POSE et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
AGRADECIMIENTOS
Este trabajo ha sido realizado en el
marco de los Proyectos
FAIR1/CT95/0458 financiado por la
Unión Europea y PGIDT99MA10303,
financiado por la Xunta de Galicia.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Dependencia espacial de datos topográficos 209
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Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 211-220
ISSN: 0213-4497
Descripción y puesta a punto de un
simulador de lluvia de campo para estudios
de escorrentía superficial y erosión del
suelo
Design and operation of a rainfall simulator for
field studies of runoff and soil erosion
BENITO, E. 1 ; de BLAS, E. 1 ; SANTIAGO, J. L. 1 & VARELA, M. E. 1
A B S T R A C T
The present paper describes the design, construction, calibration and operation of a
spray rainfall simulator . The design of the plots used for the purpose of this study is also
described in order to determine hydrological and erosion parameters.
Selected rainfall intensity of 64 mm h - 1 are representative of heavy storm conditions in
Galicia. Drop size distribution results in these conditions , a D 5 0 of 1.2 mm, were similar
to those calculated for natural rainfall by BUBENZER (1979). Fall velocities reached
were between 75 and 100% terminal velocity, depending on drop diameter and 13.05 J
m - 2 m m - 1 kinetic energy was obtained.
Surface area of the plots used was 1 m 2 , surronded by a metal structure connected to a
V-shaped system to collect the surface runoff and sediment produced in the diff e r e n t
e x p e r i m e n t s .
Key words: rainfall simulator, runoff, soil loss, infiltration.
(1) Departamento de Biología Vegetal y Ciencia del suelo. Facultad de Ciencias. Universidad de Vigo.
36200 Vigo.

212 BENITO et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
INTRODUCCIÓN
Los simuladores de lluvia son instrumentos
de investigación diseñados para
aplicar agua de forma similar a los episodios
tormentosos naturales. Son útiles para
obtener datos de erosión, infiltración,
escorrentía superficial y transporte de
sedimentos. No obstante, las características
de la lluvia natural han de ser simuladas
de forma adecuada, los datos de escorrentía/erosión
obtenidos han de ser analizados
cuidadosamente y se debe efectuar
una buena interpretación de los resultados
para obtener una información fiable en las
condiciones para las que ha sido aplicada
la lluvia simulada.
El principal problema que presentan es
la falta de precisión para replicar las características
de un episodio tormentoso natural
específico (BRYAN, 1981; LAL, 1988)
ya que su utilización viene determinada
por la necesidad de tener bajo condiciones
controladas las características de la lluvia,
intentando una aproximación lo más acertada
posible a las condiciones de la lluvia
natural. Las principales características de
la lluvia natural que han de conseguir los
simuladores de lluvia son las siguientes
(MEYER, 1965; BUBENZER, 1979):
• Distribución del tamaño de las gotas
de lluvia similar a la de la lluvia natural.
• Velocidad de impacto similar a la
velocidad terminal de las gotas en la lluvia
natural.
• Intensidad de lluvia correspondiente
a las condiciones naturales.
• Energía cinética similar a la de la lluvia
natural.
• Lluvia uniforme y distribución aleatoria
de las gotas.
Existe una amplia bibliografía acerca
de los distintos simuladores de lluvia que
han sido utilizados en los últimos años por
distintos investigadores y los diferentes
tipos son seleccionados en función de la
disponibilidad, costes de construcción y
del objetivo experimental, no existiendo
hasta la fecha una total estandarización en
los diseños o metodología que se emplea,
aunque se pueden diferenciar claramente
dos grandes grupos:
1. Aquellos que utilizan el método de
goteo para la producción de lluvia, donde
la velocidad inicial de las gotas es cero.
Dentro de este grupo podemos citar los
simuladores descritos por CHOW &
HARBAUGH (1965), WARD et al.
(1981), SANROQUE et al. (1984) y
KAMPHORST (1987) entre otros.
Aunque su coste es relativamente bajo, la
principal desventaja de estos simuladores
es que la velocidad terminal en caída libre
se consigue para las gotas de lluvia de
mayor diámetro solamente para alturas de
caída de 12 m (HUDSON, 1971), siendo
una altura muy elevada para trabajar con
un simulador tanto en el laboratorio como
en el campo.
2. Aquellos que utilizan el mecanismo
de boquillas pulverizadoras, donde el agua
sale a una determinada velocidad por estar
sometida a una presión inicial determinada.
Su principal ventaja es que en función
de la boquilla seleccionada, de la presión
de salida del agua y de la altura a la que se
sitúa, se pueden obtener lluvias de intensidades
y energías muy diferentes y seleccionar
aquellas que correspondan a las
características de la lluvia natural de la
zona. Ejemplos de estos simuladores serían

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Descripción y puesta a punto de un simulador 213
los descritos por MEYER & Mc CUNE
(1958), BRYAN (1968), BUBENZER &
JONES (1971), ROTH et al. (1985),
BENITO et al. (1986), NAVAS et al.
(1990), CERDÁ et al. (1997). Su mayor
problema estriba en que suelen obtenerse
distribuciones de tamaños de gota óptimos
(similares a la lluvia natural) para
intensidades demasiado elevadas, por lo
que han tenido que introducirse mecanismos
que permitan disminuir la intensidad
manteniendo esa distribución de gotas.
Como sistemas correctores de la intensidad
se han utilizado discos giratorios con
una muesca radial (MORIN et al., 1967) o
bien se ha optado por situar la boquilla en
un sistema oscilante (MEYER & HAR-
MON, 1979; NEIBLING et al., 1981).
Las boquillas utilizadas para estos
simuladores son normalmente de dos tipos
(suministradas por Spraying Systems Co.):
Fulljet, con un área de impacto circular o
cuadrada, proporcionando una pulverización
continua, y Veejet, con un área de
impacto rectangular estrecha y son empleadas
en simuladores que proporcionan una
pulverización intermitente.
Las principales desventajas de este tipo
de simuladores son que la energía de las
gotas es constante independientemente de
la intensidad de aplicación (HIGNETT et
al. 1995). La distribución del tamaño de
gotas también es constante y el máximo
diámetro de gota no se incrementa con la
intensidad como ocurre en los episodios
tormentosos naturales. Otros inconvenientes
serían su elevado consumo de agua y la
mayor complejidad y coste de su montaje.
Recientemente, AGASSI & BRAD-
FORD (1999) han realizado una amplia
discusión sobre los principales problemas
que presentan las experiencias con lluvia
simulada en el laboratorio y en el campo,
considerando como mejor alternativa para
evaluar los efectos de la intensidad de la
lluvia y de la energía cinética en la estabilidad
de agregados y pérdida de suelo el
seleccionar uno de los dos tipos de boquillas
anteriormente mencionados y emplear
al menos tres de ellas con diferentes flujos
con el fin de alcanzar distintas energías
cinéticas a la vez que se varía la intensidad.
Además concluyen que la estandarización
del diseño de los simuladores de lluvia y
de los tests de procedimiento, es fundamental
para poder realizar una adecuada
comparación entre los resultados de erosión
obtenidos por diferentes investigadores.
En este trabajo se describen las características
y el funcionamiento de un simulador
de lluvia portátil tipo boquilla pulverizadora
junto con el equipamiento de la
parcela experimental para determinar diferentes
parámetros hidrológicos y erosivos
de los suelos.
DESCRIPCION DEL SIMULADOR
DE LLUVIA
El simulador de lluvia, que se construyó
artesanalmente, está formado por una
estructura metálica con forma de pirámide
truncada elaborada con tubos de aluminio
de 3 cm de diámetro (figura 1). Las patas
telescópicas permiten adaptar el simulador
a la pendiente el terreno.
En su parte superior se ha soldado una
placa metálica en la cual se conecta una
boquilla pulverizadora (Fulljet 1/8
GG6SQ de Spraying Systems Co.) (figura
2) como sistema generador de lluvia con

214 BENITO et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figura 1. Simulador de lluvia.
características similares al empleado por
NAVAS et al. (1990). Este sistema genera
un modelo de aspersión con una zona de
impacto cuadrada, obteniendo ángulos de
aspersión entre 40º y 105º y caudales de
0.9 a 7.7 L min -1 para presiones de trabajo
que oscilan entre 0.01 y 1 MPa. La unidad
de bombeo consiste en una bomba de
presión (Jabsco ITT) conectada a una batería
de 12 voltios y a un sistema regulador
de presión con un manómetro y una llave
de paso que nos permite regular de forma
manual la presión de salida del agua. El
suministro de agua se realiza desde un tanque
de 50 litros y mediante un sistema de
mangueras de goma que permiten el
transporte hasta la boquilla.
Finalmente, se coloca un protector de
viento confeccionado con una fina tela de
rejilla plástica, con el fin de evitar interferencias
durante el experimento.
Las experiencias se realizaron por
duplicado en parcelas de 1 m 2 de superficie
delimitadas por tres láminas metálicas

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Descripción y puesta a punto de un simulador 215
Figura 2. Sistema generador de lluvia
de 1 m de longitud que se colocan en el
suelo, con cuidado de no alterarlo. La parcela,
se cierra en su parte frontal con una
estructura también metálica en forma de
V con un orificio de salida en el vértice
que permite recoger la escorrentía superficial
y el sedimento generado durante el
experimento (figura 3).
PUESTA A PUNTO DEL SIMULA-
DOR DE LLUVIA
• Intensidad de lluvia: Se seleccionó
una intensidad de 64 mm h -1 obtenida
aplicando una presión de 0.02 MPa y una
altura de caída de 2 metros que se correspondería
con tormentas de alta intensidad
en el NW de España.
• Distribución del tamaño de gotas:
Debido a que las lluvias naturales presentan
un amplio margen de tamaños de gota,
el tamaño medio de las mismas y su porcentaje
de distribución puede ser empleado
para caracterizar el tipo de lluvia que se
quiere emplear. La medida de los diámetros
de gota de la lluvia simulada se realizó
mediante el método de las bolitas de
harina (HUDSON, 1964). De todas formas
no es fácil describir una distribución
mediante este único parámetro, ya que

216 BENITO et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figura 3. Parcela experimental.
arroja poca información acerca de cómo
está formada, y probablemente uno de los
mejores índices para las distribuciones de
gota es el diámetro del volumen mediano
( D 5 0), o diámetro correspondiente a la
mediana del volumen: diámetro de gota
para el que la mitad, en volumen, de la
precipitación cae en gotas menores, y la
otra mitad en gotas mayores. En la figura
4 se representa la distribución en % de los
tamaños de gota, así como la curva de frecuencias
acumuladas obtenida para la
intensidad de lluvia seleccionada, encontrándose
una distribución muy similar a la
indicada por BUBENZER (1979) para
lluvias naturales.
El diámetro mediano de gota para la
intensidad de lluvia seleccionada resultó
ser de 1.2 mm, similar al obtenido por
otros autores trabajando con lluvias simuladas
de alta intensidad (CERDA et al.,
1997; SOTO, 1993; ASSELINE y
VALENTIN, 1978).
• Velocidad de las gotas: la velocidad
de caída de las gotas puede obtenerse
como el resultado de su peso y de la fuerza
de tracción. De acuerdo con BENITO et
al., 1986, donde el efecto de empuje de la
fuerza del aire es despreciado, se puede calcular
la velocidad de caída de las gotas a
partir de la velocidad inicial, la altura de
caída y el coeficiente de rozamiento,
mediante el empleo de la siguiente ecuación:
donde g es la aceleración de la gravedad,
γ el coeficiente de rozamiento, v 0 la
velocidad inicial y x la altura de caída. Se
calculó para una altura de caída de 2 m y
para cada uno de los tamaños de gota

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Descripción y puesta a punto de un simulador 217
Figura 4. Distribución de tamaños de gota obtenida para la intensidad de lluvia seleccionada,
expresada como % del volumen de cada uno los tamaños (A) y en % del volumen acumulado (B).
correspondiente a la intensidad de lluvia
seleccionada.
La velocidad inicial a la salida de la
boquilla se obtiene mediante la expresión:
V 0 = Q / S
donde Q es el caudal en m 3 s -1 y S la
sección de la boquilla. Para la presión
seleccionada (0.02 MPa) y sabiendo que la
superficie de impacto generada por la
boquilla es de 1.8 m 2 podemos conocer el
caudal (Q = 1.95 x 10-5 m 3 s -1 ). La sección
de la boquilla se calculó a partir de su diámetro
obteniéndose un valor de 4.52 m
m 2 . Calculados Q y S, la velocidad inicial
resultó ser de 4.314 m s -1 .
Con esta velocidad inicial y los valores
de coeficiente de rozamiento establecidos
por LAWS (1941), se pueden calcular las
velocidades que llevarán las gotas de distinto
tamaño que caen desde 2 metros de
altura, dotadas de dicha velocidad inicial,
utilizando la ecuación de BENITO et al.
(1986) descrita anteriormente.
Los resultados obtenidos para los dife-
rentes tamaños de gota de lluvia se presentan
en la tabla 1:
De acuerdo con los resultados experimentales
obtenidos por LAWS (1941)
para la velocidad terminal de las gotas en
lluvias naturales, estas velocidades de
caída representarían entre el 85-100 % de
la velocidad terminal para las gotas < 2
mm y entre un 75-85 % para las gotas de
2 a 3.5 mm. Estos resultados coinciden
con los obtenidos para otros simuladores
de características similares (NAVAS et al.,
1990; BENITO et al., 1986).
• Energía cinética. Conociendo previamente
el diámetro de las gotas y su
velocidad de caída se puede calcular la
energía cinética para cada tamaño de gota
y posteriormente mediante la suma de las
energías parciales se obtiene la energía
total de la lluvia simulada. El valor obtenido
fue de 13.05 J m -2 mm -1 . Este valor
es similar al obtenido por BENITO et al.
(1986) para una lluvia de 45 mm h -1 (13.6
J m -2 mm -1 ) y NAVAS et al. (1990) (13.1
J m -2 mm -1 para una intensidad de lluvia
de 48 mm h -1 y 13 J m -2 mm -1 para una

218 BENITO et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Tabla 1. Valores de coeficiente de rozamiento ( ) según LAWS (1941) y velocidad de caída calculada
para los diferentes tamaños de gota en las condiciones de trabajo.
intensidad de lluvia de 58 mm h -1 ). Sin
embargo cuando se compara con los valores
obtenidos por WISCHMEIER y
SMITH (1958) para lluvias naturales, la
diferencia es del orden del 50 %.
CONCLUSIONES
El simulador de lluvia construido ha
resultado ser un instrumento de fácil aplicación
en el campo, destacando su movilidad
y su fácil transporte. La autonomía del
simulador permite realizar aproximadamente
4 experiencias diarias por lo que
pueden hacerse suficientes repeticiones
para una condición específica del suelo y
obtener así datos útiles de diferentes parámetros
hidrológicos y erosivos.
Las características de la lluvia simulada
reflejan velocidades de caída de las gotas
similares a las de las lluvias naturales. Sin
embargo, se obtiene un porcentaje pequeño
de las gotas de mayor tamaño, por lo
que los valores de energía cinética son
inferiores a los de la lluvia natural.
AGRADECIMIENTOS
Los autores agradecen a F. Díaz-Fierros
de la Universidad de Santiago de
Compostela por su contribución en el
diseño original del simulador de lluvia.
Este trabajo ha sido subvencionado con
cargo a los fondos de investigación proporcionados
por el proyecto XUGA
30102A97.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Descripción y puesta a punto de un simulador 219
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Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 221-230
ISSN: 0213-4497
Análisis geoestadístico de la
microtopografía de la superficie en un
suelo de cultivo
Geostatistical analysis of surface
microtopography on tilled soil surfaces
VIDAL VÁZQUEZ, E. 1 ; MENEZES DE SOUZA, Z. 2 ; TABOADA CASTRO, Mª M. 1 & PAZ
GONZÁLEZ, A. 1
A B S T R A C T
Depressions at the soil surface influence temporal water storage and hence runoff generation.
Surface microtopography of tilled soils is subject to spatial and temporal changes.
The objective of this study was to evaluate whether elevation data with different resolutions
have a comparable patters of spatial dependence. Point elevation measurements
were taken on 25 tilled soil surfaces after mouldboard plough across a range of cumulative
precipitation and roughness. Height was measured with a pinmeter. The grid spacing
of the experimental surfaces was 2 cm and sample density was diminished by leaning
point out to obtain 4 cm x 4 cm and 6 cm x 2 cm grids. The spatial structure of the
studied surfaces was modelled by spherical and exponential semivariograms with no o
very small nugget components. Changing sample grid spacing didn’t influence the adjusted
semivariogram type, but could originate small modifications of the sill and/or range
v a l u e s .
Key words: roughness, microrelief, geostatistics, semivariogram, pinmeter.
(1) Facultad de Ciencias. Universidad de A Coruña. A Zapateira, 15.071, A Coruña..
(2) Universidade Estadual de Sao Paulo (UNESP). Faculdade de Engenharia de Ilha Solteira. Av. Brasil, 56.
CP: 31.

222 VIDAL VÁZQUEZ et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
INTRODUCCIÓN
En los últimos años el estudio de la
rugosidad de la superficie del suelo ha
cobrado importancia ya que está directamente
relacionada con la generación de
escorrentía y por tanto con la pérdida de
fertilidad de la superficie. La rugosidad
superficial es una característica importante
del suelo que afecta a sus propiedades
hidrológicas siendo además un factor
importante para prevenir la erosión hídrica,
debido a la formación de microdepresiones
en las que se acumula temporalmente
el exceso de precipitación (DEX-
TER, 1977; MOORE & LARSON, 1979).
De esta forma, el volumen de las depresiones
puede retrasar la formación de escorrentía
(ONSTAD, 1984) lo que reduce las
pérdidas de suelo.
En los horizontes superficiales de
los suelos agrícolas, la estructura natural
está sometida a constantes cambios por
efecto del laboreo lo que origina la fragmentación
de algunos elementos estructurales
y la compactación de otros. Por otra
parte, muchos suelos de cultivo pueden
constituir un medio sensible a la degradación,
de tal modo que a partir de un lecho
de siembra fragmentado y permeable se
desarrolla bajo el impacto de las gotas de
lluvia una costra superficial que reduce
enormemente la infiltrabilidad (LAR-
SON, 1962; MONTEITH, 1974; TABO-
ADA CASTRO et al., 1998). En efecto, las
modificaciones del estado de la superficie
del suelo dependen de un conjunto de
mecanismos que gobiernan los procesos de
desagregación, separación de partículas,
transporte y sedimentación. Estas manifestaciones
inducidas por la precipitación
se manifiestan por una reducción de la
rugosidad superficial, de la porosidad y de
la velocidad de infiltración. Debido a la
complejidad de estos procesos, la evolución
de la superficie del suelo depende de
condiciones específicas, difíciles de reproducir.
En los suelos de cultivo, expuestos en
estado de fragmentación a la acción de la
lluvia durante períodos más o menos largos,
no sólo es importante conocer la relación
entre infiltrabilidad y estado de la
estructura superficial, sino que además
conviene evaluar la importancia del agua
retenida en las microdepresiones dado su
efecto sobre los procesos erosivos. Este
almacenamiento depende de la historia
reciente de la superficie del suelo, siendo
modificado por la acción de la lluvia, viento,
laboreo y tipo de cultivo.
Los avances más recientes en la investigación
de los procesos erosivos han motivado
un interés creciente por la medida y
modelización del microrrelieve de la
superficie del suelo. Muchos procesos que
ocurren en la capa superficial del suelo
tales como el impacto de las gotas de lluvia,
el patrón de almacenamiento de agua
o la deposición de sedimentos están controlados
por la microtopografía; por lo
tanto, cabe destacar que un modelo estadístico
de la rugosidad del suelo facilita el
conocimiento de los procesos que ocurren
en la superficie. En efecto, el almacenamiento
de agua en la superficie del suelo se
tiene en cuenta en diversos modelos de
erosión como EUROSEM (MORGAN et
al., 1993) o LISEM (DE ROO et al.,
1996).
Para estudiar la variabilidad espacial de
una propiedad diferentes autores proponen

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis geoestadístico 223
utilizar la geoestadística debido a que presenta
diversas ventajas frente a otros métodos
de interpolación ya que las estimas
obtenidas no tienen sesgo, es un método
exacto porque el valor estimado coincide
con el muestral en los puntos de interpolación,
permite determinar la precisión de
las estimas y además los errores de estimación
son minimizados (SAMPER y
CARRERA, 1990).
El objetivo de este trabajo es el
análisis geoestadístico para estudiar la
dependencia espacial de datos experimentales
de microtopografía. Previa retirada
de la tendencia se lleva a cabo el cálculo
del semivariograma muestral y el ajuste de
un modelo teórico.
MATERIAL Y MÉTODOS
El análisis geoestadístico se efectuó
en 25 superficies en una parcela de
cultivo situada en la parroquia de Liñares
(Culleredo – A Coruña). La toma de datos
en el campo comprendió desde diciembre
de 1998 hasta mayo de 1999, incluyendo
el periodo correspondiente a las labores
previas a la siembra del maíz. Para obtener
estos datos se utilizó un rugosímetro de
agujas, descrito en anteriores trabajos
(LADO LIÑARES y TABOADA CAS-
TRO, 1998; LADO LIÑARES, 1999).
Este aparato permite realizar medidas
puntuales de altura de la superficie del
Tabla 1. Parámetros de las redes de muestreo utilizadas en este estudio.
suelo a lo largo de un perfil. Para registrar
los perfiles se usó una cámara fotográfica
digital y posteriormente se analizaron las
fotografías con el Profile Meter Program
(WAGNER y YIMING, 1991). Partiendo
de los datos puntuales de altura se obtuvieron
redes de muestreo tridimensionales
con 4624 puntos en cada superficie. A partir
de la red de muestreo de 2 cm x 2 cm
se obtuvieron otras dos redes de muestreo:
la primera de 4 cm x 4 cm (con 1156 puntos
por medida), resulta de eliminar la
mitad de los perfiles y la mitad de los puntos
en cada perfil y la segunda de 6 cm x 2
cm (con 1564 puntos por medida) se
formó eliminando dos de cada tres perfiles
(tabla 1).
Previo al tratamiento de los datos, es
necesario eliminar la componente de altura
debida a la pendiente de la componente
aleatoria, que es la empleada para caracterizar
la rugosidad (RÖMKENS y WANG,
1986; LADO LIÑARES, 1999). Para ello
se ajustó a los datos originales una superficie
polinomial de orden uno (lineal)
mediante el método de mínimos cuadrados.
Los residuos se calcularon como la
diferencia entre la superficie original y la
ajustada. La expresión matemática utilizada
fue la siguiente:
(1)

224 VIDAL VÁZQUEZ et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Para analizar la variabilidad espacial de
los datos de altura se usaron técnicas geoestadísticas
descritas en VIEIRA et al.
(1983). El primer paso del análisis geoestadístico
consiste en verificar la existencia
de dependencia espacial mediante el cálculo
del semivariograma experimental,
γ*(h), que puede ser estimado por la
siguiente ecuación:
(1)
donde N(h) representa el número de
pares de valores medidos [Z(x i+h), Z(x i)]
separados por un vector h. Los valores de x i
y (x i+h) son definidos de acuerdo con las
posiciones de los datos muestrales.
En este trabajo los semivariogramas se
han escalonado respecto a la varianza de
acuerdo con VIEIRA et al. (1983) mediante
la siguiente expresión:
donde sc (h) es el semivariograma escalonado,
(h) el semivariograma original y
Var(z) es la varianza muestral de las observaciones.
Dependencia espacial significa autocorrelación,
es decir, la dependencia del valor
de una variable en un punto respecto al
valor de sus vecinos. Esta característica
está expresada en la ecuación (1) como la
diferencia [Z(x i),Z(x i+h)]. Asumiendo que
la variación es independiente de la dirección,
se puede utilizar en los cálculos el
módulo del vector h, que equivale a la dis-
tancia de separación entre muestras. Una
vez calculado el semivariograma se dispone
de pares de valores de semivarianza,
γ*(h) y de distancias, h, que se representan
gráficamente tomando como ordenadas los
valores de la semivarianza y como abscisas
las distancias. Al ajustar una ecuación a
este gráfico se obtiene un modelo de
dependencia espacial. Para propiedades
que presentan dependencia espacial se
espera que la diferencia entre los valores
[Z ( x i) , Z ( x i+ h )] crezca con la distancia
hasta un punto determinado a partir del
cual se estabiliza, con un valor denominado
meseta, representado por el símbolo
C 0+C 1, aproximadamente igual a la varianza
de los datos. Esta distancia recibe el
nombre de alcance, a, y representa el radio
de un círculo, dentro del cual los valores
de la propiedad estudiada son tan similares
unos a otros que están correlacionados.
El valor de la semivarianza en la intersección
del eje de ordenadas se denomina
efecto pepita; su símbolo es C 0, y representa
la variabilidad de la propiedad estudiada
para distancias inferiores a las muestreadas.
Así, cuanto mayor es el efecto pepita,
menor es la dependencia espacial de
una propiedad. Los parámetros efecto
pepita (C 0), meseta (C 0+C 1) y alcance (a) se
usan en las ecuaciones que describen los
semivariogramas mediante modelos teóricos;
este procedimiento se discute ampliamente
por VIEIRA et al. (1983).
Existen diversos modelos de semivariograma.
Los datos experimentales de este
trabajo se han ajustado al modelo esférico
y al exponencial:
- Modelo esférico. Su ecuación viene
dada por:

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis geoestadístico 225
Como este modelo se caracteriza por
alcanzar la meseta a una distancia finita,
suele indicar fenómenos contínuos aunque
no derivables, es decir fenómenos que presentan
fluctuaciones. Este modelo es el
más frecuentemente utilizado en Física de
Suelos.
- Modelo exponencial. Viene dado por
la ecuación:
Los fenómenos descritos por este semivariograma
son similares a los considerados
por modelo esférico, pero con menores
fluctuaciones.
RESULTADOS Y DISCUSIÓN
(2)
(3)
En la tabla 2 se muestran los
parámetros utilizados en el ajuste de los
semivariogramas experimentales para
superficies con tres densidades de muestreo.
Se encontró un efecto pepita (C 0) igual
a 0 en todas las superficies salvo en dos con
rejilla de 2 x 2 cm y en una de 4 x 4 cm.
El valor de la meseta, expresado con relación
a la unidad por tratarse de semivariogramas
escalonados, fue bastante variable
aunque la mayoría de los semivariogramas
poseen un valor de C 1 que oscila entre 0,93
y 1,2 para los tres tipos de superficies.
Cabe destacar el alto valor que alcanza la
meseta en la superficie dtmsp003 ya que
C 1= 1,50 para la red de 6 cm x 2 cm, C 1=
1,54 para la red 4 cm x 4 cm y C 1= 1,61
cm para la rejilla de 6 cm x 2 cm.
Respecto al alcance hay que señalar que
en la mayor parte de los casos osciló entre
240 mm y 500 mm. En nueve superficies
aumenta el alcance al disminuir el número
de puntos. La superficies con mayor
alcance poseen también los mayores valores
de C 1. Esto puede deberse al hecho de
que el haber retirado la tendencia lineal de
los datos no haya sido suficiente para filtrar
la componente orientada de la rugosidad
por lo que habría que realizar otros
tipos de retirada de tendencia como la propuesta
por CURRENCE y LOVELY,
(1970).
A estos datos experimentales se les
ajustó un modelo esférico en 14 ocasiones
mientras que el modelo exponencial resultó
ser el más adecuado para las 11 superficies
restantes. El modelo ajustado fue el
mismo dentro de cada superficie para los
tres tipos de rejilla utilizados por lo que se
deduce que el espaciado utilizado en estas
medidas no afecta al tipo de dependencia
espacial.
En las figuras 1 y 2 se presentan dos
ejemplos de semivariogramas muestrales y
modelos teóricos ajustados en la superficie
dtmsp005 y en la superficie dtmsp012
para los tres tipos de red estudiados. Se
comprueba que al disminuir la densidad
de muestreo pasando de una red de 2 cm x
2 cm a una red de 4 cm x 4 cm disminuye
la porción lineal del semivariograma debido
a que existe pérdida de información, lo
que tendrá consecuencias sobre la preci-

226 VIDAL VÁZQUEZ et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Tabla 2. Parámetros de los modelos de semivariograma ajustados a los datos experimentales.
sión de los resultados obtenidos. Por lo
tanto, aunque visualmente se mantiene
similar el semivariograma a pequeñas distancias
disminuye el número de puntos
muestrales.
Por el contrario, si se disminuye la
densidad de muestreo pasando de una red
2 cm x 2 cm a una red 6 cm x 2 cm se
mantienen puntos del semivariograma
muestral a cortas distancias aunque se
reduce el número de pares de datos con
que se calcula cada uno de estos puntos.
Además en algunos casos se observa que al
reducir la densidad de muestreo en las
superficies de 6 cm x 2 cm se genera una
cierta anisotropía, que se puede apreciar al
comparar el semivariograma de la red 2
cm x 2 cm con el semivariograma de la red
6 cm x 2 cm en la figura 2.
El siguiente paso en el análisis geoestadístico
sería trabajar con menor número de
puntos por medida, aumentado el espaciado,
para poder seguir profundizando en el
estudio de la dependencia espacial de los
datos de rugosidad. Un posterior análisis
de estos resultados incluirá la construcción
de modelos de elevación digital y la validación
de los resultados mediante krigeado.
Actualmente es posible estudiar con
más resolución la microtopografía
mediante técnicas como el láser que permite
medir con espaciados del orden de 1
a 2 mm. Sin embargo existen numerosas

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis geoestadístico 227
Figura 1. Semivariogramas muestrales y modelos teóricos ajustados en la superficie dtmsp005 con
los tres tipos de red de muestreo.

228 VIDAL VÁZQUEZ et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figura 2. Semivariogramas muestrales y modelos teóricos ajustados en la superficie dtmsp012 con
los tres tipos de red de muestreo.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Análisis geoestadístico 229
series de datos medidas con rugosímetro
de agujas en rejilla rectangular con un
espaciado entre puntos de un perfil del
orden de 1 a 3 cm y entre perfiles sucesivos
del orden de 10 a 15 cm (ALLMARAS
et al., 1966; CURRENCE y LOVELY,
1970; ONSTAD, 1984; LADO
LIÑARES, 1999). Queda por determinar
si la Geoestadística puede relacionar datos
de microrrelieve a distinta escala.
CONCLUSIONES
A partir de medidas puntuales de altura
se calcularon los semivariogramas experimentales
correspondientes a 25 superficies
de cultivo. Del total de superficies, 14
se ajustaron a un modelo esférico mientras
que las 11 superficies restantes se ajustaron
a un modelo exponencial.
Dentro de cada superficie y para tres
densidades de muestreo diferentes se ajustó
el mismo tipo de modelo por lo que se
deduce que el espaciado de las medidas
usado en este trabajo no afecta al tipo de
dependencia espacial pero tienden a variar
parámetros como el alcance y la meseta.
AGRADECIMIENTOS
Este trabajo ha sido realizado en el
marco de los Proyectos HID 96-1085-C02
y PGIDT99MA10303.

230 VIDAL VÁZQUEZ et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
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Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 231-242
ISSN: 0213-4497
Efecto de las propiedades hidráulicas del
suelo sobre la respuesta hidrológica
calculada por LISEM 5.0
Effects of soil hydraulic properties on simulated
hydrological response generated by LISEM 5.0
LOPEZ PERIAGO, E. 1 ; SOTO GONZALEZ, B. 2 ; RUBINOS GONZALEZ, D. 2 & DIAZ-
FIERROS, F. 2
A B S T R A C T
LISEM model (Limburg Soil Erosion Model) is actually being developped in order to perform
dynamic simulations of surface runoff and erosion in catchments. This model is
also proposed as analysis support system for soil erosion problems derived from agricultural
management practices, which can be used as a kernel of an expert system for agricultural
and environmental planning.
Hydrological response of LISEM 5.0 is analysed on the basis of soil water flow parameter
values of the Green-Ampt sub-model, which estimates infiltration rates. Observed
hydrographs in the stream gauge installed in a catchment were tested with those simulated
by LISEM 5.0.
Observed hydrographs shows that the hydrological response of experimental catchment
corresponds to a variable source type. By contrast, given the assumptions of LISEM 5.0
for calculating runoff , the calculated hydrological response is always hortonian.
Results showed that, for any set of infiltration parameters, Green-Ampt infiltration submodel
is not able to simulate the observed streamflow discharge (variable source). This
occurs because the rainfall intensity-infiltration ratii do not allow a generalized hortonian
surface runoff as predicted by LISEM 5.0. Hortonian runoff only may be possible at
short times and limited to small areas, and does not appear to be significant in the observed
hydrographs.
Key words: LISEM, modelling, runoff, infiltration.
(1) Departamento de Bioloxía Vexetal e Ciencias do Solo, Universidade de Vigo. Fac. de Ciencias Campus
de Ourense, As Lagoas, 32005 Ourense. E-mail edelperi@uvigo.es. Tel. +43-(9)88-387258.
(2) Departamento de Edafoloxía e Química Agrícola, Universidade de Santiago.

232 LÓPEZ PERIAGO et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
INTRODUCCIÓN
La erosión hídrica derivada de actividades
agrícolas, en el ámbito de la política
agraria comunitaria, está en la actualidad
siendo objeto de investigación. Los objetivos
de las investigaciones son variados,
pero atienden principalmente a la necesidad
de definir una serie de prácticas de
manejo y de escenarios ambientalmente
correctos, que reduzcan la generación de
escorrentía superficial, la degradación de
la estructura del suelo y la erosión. Para
realizar inferencias sobre los efectos que
puedan tener las diferentes prácticas de
manejo en cada tipo de escenario ambiental,
es necesario disponer de herramientas
(modelos) que permitan efectuar predicciones
del impacto de estas prácticas, a
partir de un conjunto establecido de condiciones
iniciales (escenario).
En la parte correspondiente a los cálculos
hidrológicos, uno de los aspectos fundamentales
es la modelización hidrológica
vertical, donde intervienen los procesos de
interceptación, almacenamiento superficial
e infiltración. La infiltración puede ser
estimada mediante el modelo de Green-
Ampt para una capa de suelo. El hecho de
emplear el modelo de Green-Ampt para la
estimación de la infiltración, lleva de
forma implícita la asunción de un determinado
modelo de generación de escorrentía
superficial: un modelo de tipo hortoniano
en el cual la escorrentía superficial
únicamente se genera cuando la intensidad
de precipitación supera la velocidad de
infiltración (B O R A H, 1989; V E N - T E
CHOW, 1994).
En este artículo se analiza la respuesta
hidrológica de una cuenca agraria de
Galicia y se determina en efecto de la
humedad antecedente del suelo y propiedades
hidráulicas del suelo (en concreto, la
conductividad hidráulica saturada) sobre
el tipo de respuesta hidrológica, empleando
para ello el modelo LISEM versión 5.0
como herramienta de análisis. Estos análisis
tienen como objetivo final la optimización
de los parámetros del modelo para
simular una respuesta hidrológica consistente
con el funcionamiento real del sistema.
MATERIALES Y METODOS
Características de la cuenca de estu -
dio
La cuenca de estudio está situada en el
Municipio de Abegondo, Provincia de A
Coruña, coordenadas 43º09'10"N
8º21'15"W, el material de partida es los
esquistos básicos del Complejo de
Ordenes. La textura es bastante homogénea
en toda la cuenca, siendo la clasificación
textural franco limosa: arena 30%,
limo 50% y arcilla 20%.
En el período de la realización de esta
investigación, hasta junio de 1998, el
suelo estaba destinado a varios usos: pradera
polifítica con predominio de Lolium
perenne L. destinada a pasto y ensilado, y
una parte dedicada al cultivo de maíz
forrajero mediante técnica de mínimo
laboreo con siembra directa. En la actualidad
está dedicada a la producción de
Eucalipto.
La superficie aforada es de 10,45 ha y la
medida del caudal se efectuó en continuo,
empleando como elementos de medida un

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Efecto de las propiedades hidráulicas 233
canal de aforo tipo Parshall de un pie de
anchura de garganta y una sonda de nivel
de tipo capacitivo.
El modelo LISEM 5.0
El modelo LISEM (Limburg Soil
Erosion Model, DE ROO et al., 1995) está
diseñado para el cálculo del transporte de
agua y sedimentos durante una avenida en
una cuenca hidrográfica. Los cálculos son
efectuados mediante ecuaciones de la física
y acoplados a ecuaciones empíricas y a
listas de coeficientes empíricos tabulados.
La secuencia de operaciones que realiza
el LISEM 5.0 se puede enumerar en la
tabla 1.
El submodelo de cálculo de la infil -
tración (Green-Ampt)
Durante el proceso de infiltración se
puede observar que se desarrolla un frente
de humectación que se desplaza verticalmente
hacia abajo, a través del suelo. El
contenido hídrico en el frente de humectación
es aproximadamente constante en un
perfil hidráulicamente homogéneo.
Si el espesor del frente de humectación
es zf, y los potenciales en los extremos del
frente son f para el extremo húmedo y i
Tabla 1. Secuencia de operaciones realizadas por LISEM 5.0
para el extremo seco, el flujo hidráulico en
el frente de humectación ( f) es
donde k es la conductividad hidráulica
media en la zona de transmisión. El agua
almacenada en el suelo tras el paso del
frente es:
siendo Δ el contenido hídrico medio
en el frente de humectación y t el tiempo.
Integrando respecto a t se obtiene la
ecuación que calcula la posición del frente
de humectación:
Combinando estas ecuaciones se obtiene
el flujo de infiltración (Φi)

234 LÓPEZ PERIAGO et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Finalmente, integrando esta expresión
con respecto a t se obtiene el volumen de
infiltración acumulado en el tiempo:
El modelo de Green-Ampt determina
que la velocidad de infiltración disminuye
proporcionalmente a la raíz cuadrada del
tiempo. Una de las limitaciones del modelo
consiste en que no incorpora ningún
proceso de redistribución de la humedad
en el suelo.
RESULTADOS
Respuesta hidrológica de la cuenca
La respuesta hidrológica de la cuenca se
analizó a partir del registro de caudal de
escorrentía y del registro pluviométrico.
El registro contiene las medidas de precipitación
acumulada en intervalos de 5
minutos y el caudal instantáneo medido
en los mismos intervalos.
El análisis del registro, en el cual se
determina la precipitación efectiva (la que
da origen a la escorrentía superficial), a
partir de la descomposición de los hidrogramas
en sus componentes respectivos de
flujo superficial y flujo subterráneo, y de la
determinación de los tiempos de retardo
entre el pico del hietograma y el pico de
avenida, determina que la respuesta hidrológica
de la cuenca de estudio es de tipo
fuente variable. En las figuras 1-3 se
muestran los hidrogramas correspondientes
a tres eventos registrados.
El tiempo de concentración es un parámetro
que indica el modo de respuesta
hidrologica de la cuenca. Un procedimiento
empírico para calcularlo lo constituye la
Figura 1. Hidrograma e hietograma correspondiente a un evento con bajas intensidades de lluvia
(Ip < 20 mm/h) y de duración prolongada. Este tipo de eventos no puede ser simulado por LISEM
5.0 dado que no puede originarse escorrentía según un modelo hortoniano.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Efecto de las propiedades hidráulicas 235
Figura 2. Hidrograma e hietograma correspondiente a una secuencia de dos eventos, uno de intensidad
moderada y otro de elevada intensidad. Este evento puede ser simulado parcialmente por el
modelo LISEM 5.0 si se determina el tiempo óptimo de inicio de la simulación y las condiciones de
humedad inicial.
Figura 3. Hidrograma e hietograma correspondiente a una secuencia de dos eventos, el primero de
intensidad muy elevada y muy corta duración y otro menos intenso y más prolongado. El primer
evento presenta dificultades para ser simulado por LISEM 5.0, porque el bajo contenido hídrico inicial
del suelo supone una elevada velocidad de infiltración, lo cual no permite la generación de
escorrentía superficial.

236 LÓPEZ PERIAGO et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
fórmula de California y puede servir como
una primera estimación:
La longitud del cauce principal (L) es
de 560 m y la diferencia máxima entre
cotas (dH) es de 36 m, la estimación del
tiempo de concentración según esta fórmula
(Tc) es de 7 minutos y 30 segundos.
Este valor indica el retraso de la respuesta
hidrológica respecto a un evento de precipitación.
Los tiempos de retraso calculados a
partir de hidrogramas registrados (retraso
del centro de masa del pico de escorrentía
respecto al centro de masa del hietograma)
oscilan entre 14 minutos y 1 hora.
Finalmente, los tiempos de concentración
determinados a partir de la descomposición
del hidrograma y la determinación
del período de lluvia efectiva indican
que el tiempo de concentración oscila
entre 17 y 26 minutos. Estos valores indican
una contribución importante de escorrentía
subsuperficial en la descarga total
de la cuenca.
El Tc calculado a partir de los resultados
de LISEM 5.0 en condiciones de
humedad a saturación oscila en un rango
de 6 a 9 min, valores que son acordes con
obtenidos mediante la fórmula de
California, por contra, no se ajustan a las
observaciones hidrométricas.
Simulaciones en condiciones de
humedad a saturación
Las simulaciones efectuadas con el
LISEM 5.0 se fueron realizadas a partir de
una serie de parámetros distribuidos que
son los que determinan la infiltración, la
generación de escorrentía superficial y su
circulación a través de la red de drenaje
(figura 4). De estos parámetros, uno de los
más importantes es la conductividad
hidráulica saturada (Ks), cuya representación
espacial aparece en el mapa de la figura
5, la distribución de Ks se determinó a
partir de medidas efectuadas in situ
mediante infiltrómetros de disco
(REYNOLDS & ELRICK, 1991) y medidas
de la permeabilidad en el laboratorio
efectuadas sobre testigos de suelo estructurado
mediante el procedimiento de
Flannery y Kirkhan (K L U T E &
DIKERSEN, 1986). Los valores de conductividad
hidráulica fueron geo-referenciados
y la interpolación de los valores se
efectuó sobre una red de puntos dispuestos
sobre una malla regular de 5 metros de
lado ocupando la superficie exacta de la
cuenca. La interpolación se llevó a cabo
mediante Krigging estratificado (VIEIRA
et al., 1981), empleando los tres modelos
de varianza espacial mejor ajustados a cada
uno de los estratos. Las tres categorías o
estratos que se definieron son: zonas de
vagoada, laderas y promontorios o interfluvios.
Otros parámetros distribuidos son el
contenido de humedad inicial, el contenido
hídrico a saturación y el potencial
matricial en el frente de humectación,
todos ellos, intervienen en el submodelo
Green-Ampt para el cálculo de la velocidad
de infiltración.
En este estudio se efectuaron dos análisis:
la sensibilidad del modelo frente a la
variación de la conductividad hidráulica

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Efecto de las propiedades hidráulicas 237
Figura 4. Aspecto de las líneas de flujo de escorrentía superficial obtenido a partir del modelo de
elevación digital.
saturada y el efecto de la humedad inicial
del suelo.
Efecto de la conductividad hidráulica
saturada
La variación de Ks tiene un efecto muy
marcado sobre la respuesta hidrológica, en
la figura 6 se muestran los resultados de
simulaciones efectuadas con el LISEM, en
condiciones de humedad a saturación,
variando únicamente el valor medio de Ks
en un pequeño porcentaje con respecto al
determinado experimentalmente, y conservando
la estructura de la variación
espacial de los valores. Es decir, multiplicando
el valor de Ks en cada punto del
mapa por unas constantes. En la figura 6
se observa que pequeñas variaciones de los
valores medios de Ks (del orden del 30 %)

238 LÓPEZ PERIAGO et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figura 5. Mapa de los valores de conductividad hidráulica saturada (Ks) en la cuenca del Abelar.
se expresan en variaciones del 200% tanto
del caudal máximo de escorrentía como
del volumen total de escorrentía. Por otra
parte, en la misma figura se observa la
diferencia de la forma entre los hidrogramas
calculados y el observado, formas que
expresan las diferencias en la repuesta
hidrológica.
En las simulaciones efectuadas en condiciones
de no saturación (90% del conte-
nido hídrico respecto a la saturación) el
efecto de la conductividad hidráulica saturada
es mucho más pronunciado. Este efecto
se debe a que se pone de manifiesto una
de las limitaciones del LISEM para la
simulación de determinados tipos de eventos.
En la figura 7, se observa que la generación
de la escorrentía superficial con el
suelo no saturado solamente ocurre si la
conductividad hidráulica es muy baja, del

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Efecto de las propiedades hidráulicas 239
Figura 6. Efecto de la variación de Ks (cm/h) sobre la respuesta hidrológica calculada por el LISEM
5.0 en condiciones de humedad a saturación. Cada uno de los hidrogramas se corresponde con un
valor medio de Ks para toda la cuenca, la cifra entre paréntesis es la desviación típica de los valores
de cada distribución espacial.
Figura 7. Efecto de la variación de Ks sobre la respuesta hidrológica calculada por el LISEM 5.0 en
condiciones de humedad no saturada. Cada uno de los hidrogramas se corresponde con un factor
de multiplicación del valor medio de Ks calculado para la cuenca. Solamente producen escorrentía
valores muy bajos de Ks (5, 10 y 20%) de los valores medios calculados.

240 LÓPEZ PERIAGO et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
orden del 5% de los valores determinados
experimentalmente. La otra forma de aparición
de la escorrentía superficial (20% de
la Ks calculada) consiste simplemente en
que se sature el suelo, y una vez saturado,
se forme la escorrentía. Este funcionamiento
da lugar a los hidrogramas que
aparecen en la figura 8, que no reflejan la
respuesta hidrológica observada.
Se realizaron otros ensayos para determinar
el efecto de las condiciones iniciales
de humedad. En concreto, se efectuaron
simulaciones con el LISEM 5.0 con idénticos
hietogramas, variando únicamente el
Figura 8. Efecto de la variación de contenido hídrico inicial en la respuesta hidrológica (figura superior)
y en el transporte de sólidos en suspensión (inferior). Los valores expresan el porcentaje de
saturación.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Efecto de las propiedades hidráulicas 241
contenido de humedad inicial. El contenido
hídrico inicial de referencia fue obtenido
a partir del registro continuo de datos
de potencial matricial y expresado en contenido
hídrico volumétrico mediante las
curvas características de humedad determinadas
para el horizonte superficial del
suelo.
Se observa que el efecto de variar el
contenido hídrico inicial únicamente produce
un retraso en la aparición del pico de
escorrentía. Este efecto en ningún momento
aparece reflejado en el registro hidrométrico
de la cuenca.
Con respecto a la parte correspondiente
al transporte de sólidos en suspensión,
el LISEM reproduce los mismos resultados
que en el caso de la escorrentía.
CONCLUSIONES
El análisis de los hidrogramas revela el
predominio de la descarga por escorrentía
subsuperficial en eventos de intensidad
moderada. Este tipo de descarga corresponde
a un modelo de generación de escorrentía
de fuente variable.
La similitud entre el tiempo de con-
centración (Tc) calculado por medio de la
fórmula de California y calculado a partir
de hidrogramas simulados confirma que la
simulación de la circulación de la escorrentía
superficial efectuada por LISEM es
correcta.
Los supuestos asumidos para el LISEM
5.0, en el proceso de generación de escorrentía
no son validos para la simulación
de la respuesta hidrológica en la cuenca de
estudio, debido a que el modelo de generación
de escorrentía asumido por el
LISEM 5.0 es de tipo hortoniano, modelo
que no describe adecuadamente la respuesta
hidrológica de la cuenca de estudio.
AGRADECIMIENTOS
Este trabajo ha sido realizado en el
ámbito del proyecto Effective land management
for surface runoff control, financiado
y contratado por la Unión Europea
en el marco del programa FAIR (CT95-
0458). Se agradece asimismo la colaboración
de los propietarios da la finca O
Abelar por permitir el acceso y realizar
estas experiencias.

242 LÓPEZ PERIAGO et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
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Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 243-254
ISSN: 0213-4497
Disponibilidad de macro- y
micronutrientes en un suelo de cultivo de
Mabegondo (A Coruña)
Macro- and micronutrients availability in a
cropped soil in Mabegondo (A Coruña).
ULLOA GUITIÁN, M. 1 ; ABREU, C.A. 2 & PAZ GONZÁLEZ, A. 1
A B S T R A C T
The Mehlich–3 extraction reagent recommended for use on a wide range of acid soil
types was utilised for extracting in a simple step, both major elements (P, Ca, Mg) and
micronutrients (Fe, Mn, Cu and Zn,). The study area was an elementary agricultural
catchment of about 25 ha, located in the Mabegondo Experimental farm, near A Coruña,
where soils develop over a basic schist underneath, referred to as Ordenes Complejo. 65
punctual soil samples were taken for nutrient determination at 0-30 cm depth. The frequency
distributions for each of the seven studied elements were analized. There were
wide ranges of variation between maxima and minima. Coefficients of skewness and
kurtosis indicate that micronutrient contents can be approximated by a normal distribution.
Coefficients of variation were medium to high, ranging from 30% to 62%.
Strong correlations were found between extractable Fe, Mn, Cu and Zn. Furthermore,
the relationship between the concentration of nutrients and routine analysis of org a n i c
matter content, pH and texture was ascertained. The dependence between pH and
extractable Ca content was not as high as expected because of the scatter of a few (one
or two) individual points. The usefulness of regression analysis between extracted
nutrient concentrations and on the other hand between nutrient contents and general
soil properties for detecting outliers was discussed.
Key words: extractability, multielement, Mehlich-3, statistical variability, macronutrient,
m i c r o n u t r i e n t .
(1) Facultad de Ciencias. Universidad de A Coruña. A Zapateira, 15071, A Coruña.
(2) Instituto Agronómico de Campinas. Barao de Itapura. 13001-970 Campinas (SP), Brasil.

244 ULLOA GUITIÁN et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
INTRODUCCIÓN
El contenido en nutrientes de los suelos
de cultivo depende tanto del material
de partida, como de los aportes de fertilizantes,
sin olvidar la posible acción de la
contaminación atmosférica, que puede
motivar incrementos significativos de la
concentración de determinados elementos
en zonas con cantidades importantes de
deposición por vía húmeda y/o seca
(ALLOWAY, 1995; DIXON & WEED,
1989). Las raíces de las plantas absorben
nutrientes de la solución del suelo y, como
consecuencia, para mantener el equilibrio
entre la fase sólida y líquida se produce la
desorción o disolución desde la fase sólida,
pero no toda la cantidad de un elemento
existente en la fase sólida del suelo puede
ser transferido a la solución (RAIJ, 1998).
Además de la extracción por el sistema
radicular, numerosos procesos afectan a la
movilidad y retención de los elementos en
el suelo, y entre los principales cabe citar:
la meteorización, la solubilización, la precipitación,
la inmovilización por los organismos
del suelo y el lavado. Por otro lado,
la disponibilidad de los nutrientes del
suelo no sólo está relacionada con los procesos
que afectan a su retención o movilidad
sino que depende de diversos factores
físico-químicos. Esencialmente, los factores
que afectan a la disponibilidad de
nutrientes son pH, contenido en materia
o rgánica, textura y potencial redox
(LOUÉ, 1988).
Debido a la complejidad de las reacciones
químicas y de los procesos que determinan
el aumento o la pérdida de nutrientes
en el suelo, es difícil predecir el comportamiento
de los mismos. Como prime-
ra aproximación, y en base a la extracción
con reactivos más o menos selectivos y
específicos para una forma o asociación
físico-química particular, se admite
(ALLOWAY, 1995) que los nutrientes del
suelo se pueden encontrar en 5 fracciones o
estados: soluble, intercambiable, asociados
a la materia orgánica, asociados a óxidos,
asociados a minerales primarios y secundarios.
También se admite que la fracción
más lábil, en la que se encuentra la porción
de un elemento asimilable a corto y medio
plazo esta formada por los tres primeros
estados: soluble, intercambiable y asociada
a la materia orgánica. Por tanto, el contenido
total de un nutriente en un suelo no
da idea de la cantidad que está disponible
para la planta.
La caracterización de las deficiencias (o
excedentes) de elementos nutritivos puede
ser hecha mediante diversos procedimientos
de diagnóstico, entre los cuales el más
tradicional es el criterio visual, que depende
sólo del conocimiento del técnico y del
soporte de la información bibliográfica.
Este criterio tiene su limitación por
depender de la aparición de síntomas, fase
en que normalmente la productividad
puede verse limitado. El análisis químico
de la planta, o de sus partes, es otro criterio
de diagnóstico, especialmente útil para
plantas perennes, en vista de las dificultades
de efectuar muestreos representativos
del suelo (ABREU et al. 1996; NAVA-
RRO BLAYA & NAVARRO GARCÍA,
2000).
Otro instrumento de diagnóstico destacado
es el análisis químico del suelo,
pues posibilita el conocimiento de la disponibilidad
de nutrientes previo a la
implantación de un determinado cultivo,

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Disponibilidad de macro- y micronutrientes 245
es decir, el diagnóstico acerca del estado
actual de fertilidad. Además, el análisis
del suelo es una herramienta bastante eficaz
para evaluar el nivel de fertilidad del
mismo y permite efectuar pronósticos
sobre las necesidades de abonado y por ello
se viene utilizando desde finales del siglo
XIX como el principal criterio para diagnosticar
la acidez del suelo y la disponibilidad
de algunos macronutrientes (P, K,
Ca y Mg) (ABREU et al. 1996; NAVA-
RRO BLAYA & NAVARRO GARCÍA,
2000).
Por lo que respecta a los micronutrientes
(por ejemplo, B, Cu, Fe, Mn, Mo y Zn),
el volumen de estudios efectuados es
mucho más limitado. La presencia de deficiencias
en determinados cultivos, y sobre
diferentes tipos de suelos, ha potenciado el
análisis de la disponibilidad de micronutrientes.
Los problemas de déficit de
micronutrientes tienden a agravarse debido,
entre otros, a los siguientes factores: (a)
existencia de suelos con niveles bajos de
micronutrientes, debido a la composición
de la roca; (b) agotamiento de micronutrientes
en suelos fértiles, acelerado por el
aumento de la productividad; (c) práctica
de encalado, que reduce la disponibilidad
de todos los microelementos, excepto Mo;
(d) prácticas de encalado deficientes, por
ejemplo, aplicando en la capa de 0-10 cm
de profundidad, cantidades recomendadas
para la de 0-20 cm. (ABREU et al. 1996)
Para evaluar indirectamente la disponibilidad
de macro- y micronutrientes se
han desarrollado técnicas de extracción
mediante diversos reactivos o soluciones
extractoras. La utilización de un reactivo
determinado se justifica en base a su selectividad
o especificidad para una forma físi-
co-química o un estado de asociación
determinado. Sin embargo, los resultados
obtenidos pueden variar ampliamente en
función de condiciones de extracción como
el tiempo, el volumen, la intensidad, etc,
por lo que estas técnicas han sido con frecuencia
criticadas. Por ello, algunos autores
para referirse a los resultados obtenidos
mediante estas técnicas prefieren utilizar
el término "extractabilidad" en vez de disponibilidad.
En la práctica, existe una gran diversidad
de soluciones extractantes que permiten
determinar distintas fracciones de
nutrientes, pero no existe ninguna que sea
satisfactoria para todos los tipos de suelo
(LEBOURG et al., 1996). Entre ellos hay
que citar: soluciones salinas -usadas principalmente
para macronutrientes intercambiables-
como el CaCl 2; soluciones quelantes -
los agentes quelantes se combinan con los
iones en solución formando complejos
solubles- como EDTA y DTPA; soluciones
ácidas –las soluciones concentradas de ácidos
fuertes extraen nutrientes de la fase
sólida no lábil y las soluciones diluidas
extraerán los elementos de la solución del
suelo, de los lugares de intercambio y de
aquellos que estén complejados o adsorbidos-
como los reactivos Mehlich-1 y
Mehlich-3.
Al seleccionar el método de análisis del
suelo se necesitan conciliar criterios de un
buen extractante con la realidad agronómica.
Un buen extractante debe: (a)
extraer toda o parte proporcional de las
formas disponibles; (b) ser reproducible y
rápido; y (c) ser adaptable a las diferentes
características del suelo. Encontrar un
extractante que atienda a todos estos criterios
es lo ideal, pero no siempre posible.

246 ULLOA GUITIÁN et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
En este trabajo se lleva a cabo el estudio
de las cantidades de nutrientes disponibles
(extraídos con Mehlich-3) en 65
muestras puntuales tomadas en un área
dedicada a cultivo. La zona muestreada se
considera representativa de una importante
comarca agrícola de la CCAA de
Galicia, caracterizada por suelos relativamente
fértiles. Los principales objetivos
del mismo son: la evaluación del contenido
en algunos macro- y micronutrientes
nutrientes extraídos con el reactivo
Mehlich-3 y la caracterización estadística
de la variabilidad de los resultados a una
escala de la que puedan derivarse conclusiones
útiles para la práctica agronómica.
Además, se estudia la dependencia entre la
extractabilidad de los nutrientes y las propiedades
generales del suelo como pH,
materia orgánica y textura.
MATERIAL Y MÉTODOS
El estudio se llevó a cabo en una zona
que quedaba delimitada por una pequeña
cuenca de aproximadamente 24.5 ha de
extensión, situada en la finca experimental
del Centro de Investigaciones Agrarias
de Mabegondo (Abegondo - A Coruña),
dedicada a policultivo en rotación. La localización
y características topográficas han
sido ya descritas en trabajos anteriores
(GONZÁLEZ GARCÍA, 1998; ULLOA
GUITIÁN, 1998). El material de partida
son esquistos de la formación conocida
como "Complejo de Órdenes"
(MARTÍNEZ et al., 1984) y se pueden
distinguir los siguientes tipos de suelos,
en función del desarrollo del perfil y la
posición: sobre las laderas, cambisoles y
umbrisoles y en la vaguada, gleysoles
(FAO-WRB-UNESCO, 1998).
Las muestras se tomaron en el otoño de
1996, cuando más del 90% de la superficie
estudiada estaba ocupada por pradera y
el resto a barbecho, después de la recogida
del maíz. La zona dedicada a pradera estaba
dividida en parcelas con manejo diferente,
de modo que mientras en una de
ellas el suelo estaba labrado y recién encalado
como consecuencia de las operaciones
de resiembra, otras no habían sido renovadas
en los últimos diez años. Además,
algunas de las parcelas a pradera se dedicaban
a siega, otras a pastoreo y otras a
ambos usos. En consecuencia, cabía esperar,
a priori, una gran heterogeneidad en la
cantidad de nutrientes dentro de la zona
estudiada.
El muestreo se realizó al azar (figura 1)
de manera que estuviesen representadas las
diferentes unidades de suelos y parcelas
con distinto manejo de la pequeña cuenca
agrícola. La toma de muestras se efectuó
con una sonda de 5 cm de diámetro en 79
puntos diferentes y a dos profundidades
(0-30 y 30-60 cm), en los que se analizaron
las propiedades generales (ULLOA
GUITIÁN, 1998). El contenido en
nutrientes, no obstante, se determinó
sobre 65 muestras pertenecientes a la capa
superficial (0-30 cm de profundidad) porque
es la más importante desde el punto
de vista nutricional.
Propiedades generales del suelo
En la tabla 1, se muestra un resumen
estadístico de las propiedades generales de
la cuenca considerando sólo las 65 mues-

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Disponibilidad de macro- y micronutrientes 247
Figura 1. Mapa de la los puntos muestreados:
muestras con datos de propiedades generales
y nutrientes extraídos con Mehlich-3; +
muestras con datos de propiedades generales.
tras en las que se analizaron los nutrientes.
Un análisis más detallado de estos datos se
encuentra en ULLOA GUITIÁN (1999).
La cuenca presenta un pH medio
medianamente ácido (5.67) mientras que a
escala de parcela y en la misma zona PAZ
GONZÁLEZ et al. (1996) encuentran que
éste es ligeramente ácido (6.01). De esta
cuenca también existen estudios sobre las
recomendaciones de encalado; TABOADA
CASTRO et al. (2000) considerando el pH
medio de la cuenca, recomiendan una
dosis media de 2.75 Tm de CO 3 Ca/ha,
pero como esta necesidad de cal presenta
un coeficiente de variación en la cuenca de
un 54.4% sugieren la necesidad de aplicar
dosis variables de caliza.
El contenido medio en materia orgánica
es alto a escala de cuenca (9.28 %, localizándose
los contenidos más bajos en las
zonas de ladera y los más altos en las
vaguadas hidromorfas.
Desde el punto de vista granulométrico
el limo es la fracción más abundante
con algo más del 50% del contenido
medio de las muestras.
Tanto a escala de cuenca (ULLOA
GUITIÁN, 1998) como de parcela (PAZ
GONZÁLEZ et al., 1996) los coeficientes
de variación aumentan en el siguiente
orden: pH (H2O)

248 ULLOA GUITIÁN et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Tabla 1. Resumen estadístico de las propiedades generales a escala de cuenca – 65 muestras tomadas
entre 0-30 cm de profundidad –. (N = número de muestras; M = media; Desv. Std. = desviación
estándar; C.V. = coeficiente de variación; Máx. = máximo; Mín. = mínimo; Asim. = coeficiente
de asimetría).
filtró y en el filtrado se determinaron los
nutrientes mediante un ICP-AES
(Espectrómetro de Emisión Atómica por
Inducción de Plasma).
El reactivo Mehlich-3 es una mezcla de
ácidos (0.2 M CH 3COOH, 0.25 M
NH 4NO 3, 0.015M NH 4F, 0.013 HNO 3)
con un agente quelante (0.001 EDTA) a
pH 2.5 que permite extraer cantidades de
nutrientes de la solución, en posiciones
intercambiables y asociadas a la materia
orgánica. Se considera que las cantidades
de nutrientes extraídos con esta solución
pueden dar una idea de la disponibilidad
para las plantas (MEHLICH, 1984;
JONES, 1990). Según RAIJ (1994), tanto
la solución Mehlich-3 como la AB-DTPA,
conocidos como "extractores universales"
son en realidad soluciones extractoras de
multinutrientes porque pueden ser usados
para evaluar simultáneamente la disponibilidad
de varios elementos. Según
JONES (1990), el Mehlich-3 puede ser
usado para extraer P, K, Ca, Mg, Na, B,
Cu, Fe, Mn y Zn; la cantidad de Ca y Na
extraído con el reactivo Mehlich-3 presenta
una estrecha relación con las cantidades
de nutrientes de cambio que extraería el
NH 4C 2H 3O 2, pH 7.0, mientras que la cantidad
de Mg que se extrae con los dos reactivos
es la misma.
RESULTADOS Y DISCUSIÓN
En la tabla 2 se presentan los resultados
estadísticos de los nutrientes extraídos
en la cuenca con el reactivo Mehlich-3 y la
relación Ca/Mg.
El nutriente extraído en mayor cantidad
es el Ca, las muestras presentan
486.90 mg/kg de contenido medio aunque
su rango de variación es muy amplio
con 211.10 mg/kg de contenido mínimo y
1345 mg/kg de máximo. El siguiente
nutriente extraído en mayor cantidad es el
Fe con 176.50 mg/kg de media. Luego
está el Mn con 57.13 mg/kg de suelo y el
P 54.13 mg/kg que presentan el mismo
rango de variación 181 mg/kg. A continuación
está el Mg con 43.46 mg /kg. La

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Disponibilidad de macro- y micronutrientes 249
Tabla 2. Resumen estadístico de los nutrientes extraídos con la solución Mehlich-3 (mg/kg suelo).
(N = número de muestras; M = media; Med = mediana; Mod = valor superior del intervalo modal;
Desv. Std. = desviación estándar; C.V. = coeficiente de variación; Máx.= máximo; Mín.= mínimo;
Rang = rango; Asim. = coeficiente de asimetría; Curt. = curtosis).
muestras presentan de media un contenido
en Cu de 1.18 mg/kg y de Zn 0.89 mg/kg.
Los coeficientes de variación indican
una elevada variabilidad en el contenido
de nutrientes entre 30-60% aproximadamente.
Estos coeficientes siguen de menor
a mayor el siguiente orden:
F e < C a < M g < C u < Z n < M n < P. Los coeficientes
de variación de los nutrientes son
mayores que los que presentan las propiedades
generales tanto a escala de cuenca
como de parcela. La relación Ca/Mg presenta
un coeficiente de variación del 31%.
Las distribuciones de frecuencia normales
se caracterizan por presentar los
valores de media, mediana, moda próximos
y los valores de asimetría igual 0 y de
curtosis igual a 3. Como criterio práctico
aproximado se puede admitir que una distribución
de frecuencia muestral está próxima
a la normalidad cuando el coeficiente
de asimetría es inferior a 1.
Examinando los valores de asimetría y
curtosis de las cantidades de nutrientes
extraídos en la cuenca (tabla 2) se podría
decir que el Cu, Fe, Zn presentan una distribución
próxima a la normal. Mientras
que los macronutrientes y mesonutrientes
estudiados, así como el Mn no presentan
según estos criterios distribuciones de frecuencia
normales, pero si a los datos se les
efectúa una transformación logarítmica si
presentarían un valor del coeficiente de
asimetría menor que 1 por lo que se ajustarían
con más precisión a una normal
excepto el P que aún transformándolo no
se ajustaría.
Al observar los histogramas tampoco se
advierte que presenten claramente distribuciones
normales típicas (figura 2). Los
que presentan resultados más parecidos a
una distribución normal típica son el Cu y
el Zn coincidiendo con lo deducido según
los criterios anteriormente citados ya que
su coeficiente de asimetría es de 0.77 y
0.97.
El hecho de que una propiedad del
suelo presente una distribución de frecuencia
que se ajuste lo más posible a una
normal presenta interés cuando se realiza

250 ULLOA GUITIÁN et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figura 2. Histogramas de frecuencia de los nutrientes extraídos con Mehlich-3 y de la relación
Ca/Mg.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Disponibilidad de macro- y micronutrientes 251
un estudio de la variabilidad espacial
mediante métodos geoestadísticos ya que
los errores de krigeado serán menores.
La elevada asimetría de las distribuciones
de frecuencia de Ca, Mg y Mn es causada
por la presencia de unos pocos valores
de pH excesivamente altos. Los mesonutrientes
(Ca y Mg) presentan distribuciones
de frecuencia prácticamente idénticos
desviados ligeramente a la izquierda, aunque
el Ca es extraído en mayor cantidad.
Esto se puede notar también en el valor del
coeficiente de correlación lineal entre
ambos nutrientes (r=0.602).
Observando las matrices de correlación
lineal entre los distintos elementos extraídos
con Mehlich-3 (tabla 3) y también con
las propiedades generales (tabla 4) se
pudo estudiar la interrelación entre ellos.
Como se puede observar en la tabla 3,
los elementos que presentan una correlación
más fuerte son los micronutrientes
(Mn, Cu, Fe, Zn) ya que todos presentan
coeficientes de correlación superiores al
Tabla 3. Coeficientes de correlación lineal entre las cantidades de nutrientes extraídos con
Mehlich–3. (-–: no significativo; a p

252 ULLOA GUITIÁN et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
50%; así se obtuvieron valores de correlación
positiva altamente significativos
(p

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Disponibilidad de macro- y micronutrientes 253
superior que el coeficiente de correlación
lineal antes indicado (r = -0.406).
CONCLUSIONES
Considerando los valores medios, el
suelo de esta cuenca está bien provisto de
macronutrientes P, Ca y Mg y no presenta
deficiencias en micronutrientes, sin
embargo, dado el amplio rango de variación
de los nutrientes estudiados existen
microzonas en donde las cantidades extraídas
con Mehlich-3 están por debajo de los
niveles considerados óptimos.
Según los valores de los coeficientes de
asimetría se comprueba que no todos los
nutrientes se aproximan a una distribución
de frecuencia normal.
Los micronutrientes (Mn, Fe, Cu, Zn)
presentan entre ellos unos coeficientes de
correlación lineal altamente significativos,
sin embargo, con las propiedades generales
las correlaciones no son significativas.
AGRADECIMIENTOS
Este trabajo ha sido realizado en el
marco del Proyecto "Uso del compost
urbano para la producción agrícola en la
zona periurbana de A Coruña" financiado
por Caixa Galicia.

254 ULLOA GUITIÁN et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
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Efectos del encalado sobre los cambios
físico-químicos y químicos en suelos
inundados
Lime amendment effects on physico-chemical
and chemical fluctuations of flooded soils
MORALES, L. A. 1 ; VÁZQUEZ, S. 1 & PAZ GONZÁLEZ, A. 2
A B S T R A C T
Rice growth in wetlands or paddy soils is economically important in Latin America.
Lime amendment is becoming a conventional practice for rice production in this area. A
field study was conducted to compare changes induced by liming paddy soils in
Corrientes (Argentina). Three different treatments were considered: a control plot, with
no lime addition, and two amended plots with 625 kg/ha and 1250 kg/ha rates of dolomite
application. Before flooding and at two week intervals during ten weeks after flooding,
the following soil physico-chemical and chemical parameters were measured in
each of the treatments: Eh, pH, NH + -N, extractable Mn and Fe and P. In all the three
4
treatments two weeks after flooding a sharply Eh fall and simultaneously a sharply pH
rise was observed. Lime addition showed a clear trend to lower Eh values, all over the
waterlogging study period. However, the initial differences in pH between the control
plot and plots amended with dolomite vanished at the end of the ten weeks experience.
Before flooding, high NH + -N differences between treatments were also observed. In
4
the control plot, the trend during anaerobiosis was to increase the low initial NH + - N 4
level, whereas the high NH + -N content at the beginning of the experience in the amen-
4
ded plots was somewhat reduced. Extractable Mn and Fe increased as a function of flooding
duration and lime addition increased the extractability of these two elements, so
that at the end of the experience Mn and Fe levels were much higher in dolomite amended
plots than in control. Olsen- extractable P was also initially higher in the amended
plots than in the control plot and after flooding no unique fluctuation trend was observ
e d .
Key words: Puddle soils, flooding, liming, redox potential, available nutrients
(1) Facultad de Ciencias Agrarias. Universidad del Nordeste. Corrientes, Argentina.
(2) Facultad de Ciencias. Universidad de Coruña. Zapateira, 15.071. Coruña.

256 MORALES et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
INTRODUCCION
La producción de arroz en América
Latina se realiza bajo dos agroecosistemas:
en secano y bajo riego. El ecosistema de
secano depende de las lluvias como única
fuente de agua para su normal crecimiento
y no requiere la construcción de camellones
o muros de contención en el campo;
por lo tanto este sistema no permite la
retención de una lámina de agua sobre la
superficie de las parcelas. El sistema de
producción con riego tiene como principal
característica el control sobre el manejo
del agua. Este control del agua hace que
los ecosistemas de riego sean menos complejos,
más estables y uniformes que los de
secano (Centro Internacional de
Agricultura Tropical, 1983; Empresa de
Pesquisa Agropecuária e Difusâo de
Tecnologia de Santa Catarina, 1992).
El arroz crece mejor en suelos inundados,
en anaerobiosis, que en suelos aeróbicos.
La inundación no solo proporciona un
buen suministro de agua, sino que también
permite el control de malezas.
Además, las propiedades físicas y químicas
de un suelo seco cambian drásticamente al
ser inundado. Al inundarse un suelo e
interponer una lámina de agua de altura
variable entre éste y la atmósfera se produce
un retardo de la difusión de oxígeno
hacia el mismo. La concentración de oxígeno
en el suelo depende de la tasa de
difusión del gas, del consumo por parte de
los microorganismos y de la respiración
del sistema radicular de las plantas.
Cuando el abastecimiento se ve afectado,
por ser el consumo por parte de los microo
rganismos anaeróbicos mayor que el
suministro, el oxígeno se va agotando. El
agotamiento del gas ocurre en los primeros
días de inundado un suelo, produciendo
un cambio en la respiración de los horizontes
encharcados, pasando de aerobiosis
a anaerobiosis. Los microorganismos anaeróbicos
se multiplican rápidamente descomponiendo
la materia orgánica y utilizando
compuestos oxidados del suelo
como aceptores finales de electrones para
su respiración. Como resultado de esto se
producen cambios del potencial de óxido
reducción, provocando una disminución
del E h . Los compuestos más comunes que
se reducen en suelos inundados son los de
nitrógeno, manganeso y hierro. Este proceso
es gobernado totalmente por la actividad
de los microorganismos anaerobios y
la secuencia de reacciones de reducción de
estos compuestos se detallan en la figura 1.
Esta secuencia de reacciones produce
un brusco descenso del potencial redox
(E h ) después de la inundación, llegando a
un mínimo a los pocos días, luego sube
rápidamente para posteriormente decrecer
lentamente con el tiempo. El descenso del
E h depende entre otros factores del pH inicial,
de la cantidad de materia orgánica
disponible y de la cantidad de compuestos
oxidados presentes en el suelo. En la
secuencia de reducción de estos compuestos
hay un consumo adicional de protones,
y debido a ello los suelos ácidos pueden
incrementar sus valores de pH después de
la inundación, estabilizándose el mismo
entre 6.5 y 7.5. Por el contrario en los suelos
alcalinos el pH desciende debido al
aumento en la presión parcial de CO 2. Los
factores que determinan las variaciones de
pH en el suelo son su valor inicial, naturaleza
y cantidad de compuestos oxidados,

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Efectos del encalado en suelos inundados 257
Figura 1. Oxidación de glucosa a ácido pirúvico mediante la reducción de compuestos inorgánicos.
cantidad y clase de materia orgánica y
temperatura.
Se admite (PONNAMPERUMA,
1972, 1986; LEÓN & ARREGOCÉS,
1985, MELGAR et al., 1990) que los cambios
químicos más importantes inducidos
por la inundación y llevados a cabo por los
microorganismos anaerobios son:
1.- Transformaciones de los compuestos
del ciclo del nitrógeno.
2.- Reducción del manganeso y del
hierro.
3.- Aumento de la disponibilidad de
fósforo promovido por la reducción del
hierro.
La mineralización del nitrógeno orgánico
se detiene en la producción de amonio
y por ser este elemento estable en condiciones
de reducción tiende a acumularse
en el suelo inundado. La reducción de
manganeso es casi coincidente con la desnitrificación.
Al descender el potencial
redox, los óxidos superiores de manganeso
se reducen a Mn 2+ y consecuentemente su
concentración en la solución del suelo se
incrementa pudiendo llegar a cantidades
tan altas como 3000 mgkg -1, en suelos ácidos
pobres en materia orgánica y altos contenidos
de Mn activo. La reducción del
hierro férrico a ferroso es uno de los cambios
químicos más importantes que tiene
lugar cuando se inunda un suelo. Para que
este proceso tenga lugar es necesaria la
ausencia de sustancias de alto nivel de oxidación
tales, como NO - 3y MnO 2, presencia
de materia orgánica de fácil descomposición
y altos contenidos de Fe activo. Las
concentraciones de Fe en la solución del
suelo pueden llegar a 200 - 300 mgkg -1 en
los primeros 50 días de inundación. Por lo

258 MORALES et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
general las concentraciones de Fe soluble
disminuyen con los ciclos de inundación.
Esta seria una de las causas por las que las
plantas de arroz no sufren efectos tóxicos
por exceso de Fe soluble a partir del segundo
año de cultivo. La reducción de Fe en el
suelo trae aparejado un aumento en la disponibilidad
de fósforo que se encuentra
adsorbido o fijado. También puede ocurrir
liberación de fósforo adsorbido por intercambio
aniónico en arcillas o hidróxidos
de hierro y aluminio.
Al inundarse un suelo ácido se incrementa
su pH, por lo que se produce un
autoencalado. El uso de cal agrícola, tal
como dolomita, es una práctica común en
la zona de Corrientes (Argentina) y con
tendencia a difundirse en el cultivo de
arroz bajo riego. Por estas razones este trabajo
tiene por objetivo determinar cuales
son los cambios que produce esta práctica
en los suelos inundados.
MATERIAL Y MÉTODOS
Se trabajó con un suelo de la serie San
Luis, Plintacualf, arcilloso, fina, mixta
hipertérmica, ubicado en la localidad de
Santo Tomé (Corrientes Argentina), y un
año de cultivo de arroz bajo riego.
Contenido de M.O. 2,14%, pH 3,7. Se
aplicaron dosis de 625 y 1250 kgha -1 de
dolomita dos meses antes de la siembra. Se
realizaron muestreos compuestos de suelo
de cada parcela en el momento de la siembra,
y posteriormente, después de la inundación,
a intervalos de dos semanas. Las
muestras obtenidas fueron congeladas,
trasladadas al laboratorio para su inmediato
análisis. Se realizaron las siguientes
determinaciones:
• pH en agua. Relación suelo:agua 1:1.
• E h en agua. Relación suelo:agua 1:1.
Con electrodo de punta de platino.
• Nitrógeno amoniacal, por extracción
con KCl 2M y destilación por arrastre de
vapor, semi micro Kjeldahl. (KEENEY &
NELSON, 1982)
• Fósforo: Extraído con NaHCO 3 0,5M
pH 8,5. (OLSEN et al., 1982)
• Hierro y Manganeso: Extraídos por el
método doble ácidos. (DEWIS & FREI-
TAS, 1970), también conocido como
Mehlich 1 (MEHLICH, 1953).
RESULTADOS Y DISCUSIÓN
La evolución en el tiempo del potencial
redox, E h (mV) mostró un comportamiento
similar en las parcelas que recibieron
diferentes dosis de dolomita, particularmente
durante las primeras semanas después
de la inundación. Las parcelas encaladas
presentaron valores menores que el
testigo durante todo el periodo de anaerobiosis
como se puede apreciar en la figura
2.
En relación con el comportamiento de
este parámetro, también hay que reseñar
que durante las primeras semanas después
del anegamiento existe un incremento, si
bien poco acusado, de los valores de Eh
para luego descender bruscamente a medida
que crece el periodo de inundación, lo
que esta acuerdo con los resultados obtenidos
por varios autores (DE DATTA ,
1986, PONNAMPERUMA, 1986).
El valor de pH de la parcela testigo
difiere con respecto al valor de los tratamientos
con dolomita, excepto al final de
la experiencia. Esta situación se presenta
normalmente en suelos sometidos a ciclos
alternantes de inundación. Como era de

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Efectos del encalado en suelos inundados 259
Figura 2. Variaciones de los valores de E h en relación a las semanas de inundación.
esperar, las parcelas encaladas presentaron
mayores valores de pH en la etapa inicial
nidos de N-NH +
4 en la etapa inicial en las
parcelas encaladas con respecto al testigo,
(figura 3). El mayor incremento de pH en pueden deberse a un incremento de la acti-
todos los tratamientos ocurre entre la vidad microbiana y descomposición de
segunda y la cuarta semana, después de la M.O., que promovería la amonificación en
inundación. Las diferencias se mantienen el período anterior al anegamiento del
hasta la octava semana, a partir de la cual suelo (SCHÖN et al., 1985). Después de la
comienzan a estabilizarse. En la mayoría inundación, en el testigo se puede observar
de los estudios en que se analizaron las el comportamiento típico de la acumula-
variaciones de pH con relación a las semanas
de inundación se cita que el mismo
ción de N-NH +
4 , tal como es descrito por
otros autores (Mc LATCHEY & REDDY,
comienza a estabilizarse a partir de la ter- 1998), como así también en el tratamiencera
o cuarta semana. En este trabajo las to de 625 kgha
diferencias encontradas con respecto a
otros estudios podría deberse principalmente,
a la alta acidez inicial del suelo,
que, como consecuencia, produce un retardo
en la estabilización del pH.
Los contenidos de N-NH +
4 (figura 4)
presentan diferencias entre tratamientos
tanto en la etapa inicial como a lo largo del
período de inundación. Los mayores conte-
-1 de dolomita, en donde se
aprecia como comienza una neta acumulación
de nitrógeno amoniacal a partir de la
cuarta semana.
El balance neto de N-NH +
4 en suelos
de arrozal una vez anegados viene determinado
por la importancia relativa de los
procesos de amonificación e inmovilización,
lo que depende tanto de la naturale-

260 MORALES et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figura 3. Variaciones de pH en relación a las semanas de inundación.
Figura 4. Variaciones de N-NH + en relación a las semanas de inundación.
4

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Efectos del encalado en suelos inundados 261
za de la materia orgánica como de factores
medioambientales. La acumulación de N-
NH +
4 , frecuentemente observada en estos
suelos, sería consecuencia del consumo
relativamente poco importante de los
o rganismos anaeróbicos, que determina
que predomine la inmovilización. Sin
embargo, en el caso del tratamiento de
1250 kgha-1 de dolomita se observa una
disminución del nitrógeno amoniacal a
través de todo el ciclo. Este resultado
podría atribuirse a una inhibición de la
actividad de los microorganismos anaeróbicos
que promoverían la amonificación,
y, por tanto, estaría producido por una
conjunción de condiciones reductoras y
altos niveles de Fe y Mn en la solución del
suelo. (figuras 5 y 6)
La reducción de los óxidos de manganeso
es un fenómeno que casi coincide con
la desnitrificación en los suelos inundados.
A partir de la segunda semana comienzan
Figura 5. Variaciones del Mn en relación a las semanas de inundación.
a manifestarse los efectos de los tratamientos,
aumentando las concentraciones de
Mn con el incremento de la dosis de dolomita.
Bajo estas condiciones el cultivo de
arroz no presentó síntomas de toxicidad
debido al incremento del Mn en la solución
del suelo por efecto del encalado, aunque
debe mencionarse que este elemento
es considerado como macronutriente para
el mismo.
En la secuencia de reducción de elementos
en el suelo, al Mn le sigue la del
Fe. La reducción del Fe es uno de los cambios
más importantes que tiene lugar
cuando un suelo se inunda. Esto se debe a
que al reducirse el Fe +3 a Fe +2 se liberarían
los fosfatos ligados al Fe y consecuentemente
aumentaría la solubilidad del P.
Aunque el Fe, al igual que el Mn, es considerado
macronutriente en el caso particular
del cultivo de arroz, niveles superiores
a 300 mgkg -1, podrían provocar toxici-

262 MORALES et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figura 6. Variaciones del Fe en relación a las semanas de inundación.
dad directa o indirecta en el cultivo. Las
concentraciones de Fe se incrementaron a
partir de la segunda semana, siendo mayor
esta con el aumento de la dosis de dolomita
(figura 6). A pesar de los altos niveles de
Fe encontrados, sobre todo a partir de la
sexta semana de inundación, el cultivo no
presentó síntomas de toxicidad, aunque
esto podría afectar los rendimientos.
Se considera que el principal efecto de
la condición anaeróbica del suelo es un
cambio en la solubilidad del fósforo. Este
elemento tiende a acumularse en los suelos
inundados, dado que no existen mecanismos
por los que pueda pasar a gas en cantidades
significativas (LOGAN, 1982;
REDDY et al., 1999). La retención de las
diversas formas de fósforo en suelos de
arrozal viene regulada por mecanismos
físicos (sedimentación) y biológicos (interacción
con vegetación y microorganismos).
Para explicar los cambios en la concentra-
ción de fosfatos extraídos de acuerdo con el
método de Olsen han sido propuestos
varios mecanismos:
(i) Tanto, la disminución del pH en
suelos alcalinos y el incremento en los suelos
ácidos después de la inundación, provocan
incrementos en la concentración de
P en la solución del suelo. En el primer
caso el fosfato de calcio libera iones fosfato
cuando cae el pH y en el segundo caso los
fosfatos de Fe y Al liberan fosfato cuando
el pH aumenta.
(ii) En suelos ácidos el incremento del
pH puede provocar una liberación de fosfato
retenido por intercambio sobre la
superficie de arcillas y sesquióxidos y, consecuentemente
incrementar la concentración
de P extraído según Olsen en la solución
del suelo.
(iii) La reducción del Fe férrico a ferroso
causará una liberación hacia la solución

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Efectos del encalado en suelos inundados 263
del suelo de fosfatos adsorbidos, fijados u
ocluidos.
En la figura 7 se muestran los cambios
en la concentración de P a lo largo del
período de inundación. En los tratamientos
0 y 625 kgha -1 hubo un incremento
inicial del P extraído por el método Olsen,
para disminuir a partir de la sexta y cuarta
semana respectivamente. Esta disminución
podría ser atribuida a fenómenos de
reabsorción de los iones fosfatos sobre la
superficie de sesquióxidos y arcillas, proceso
que se ha puesto de manifiesto en un
amplio rango de pH. La reabsorción de
fosfato es un mecanismo opuesto al de
liberación antes mencionado y que, en
esencia, consiste en una adsorción de fosfato
por el hidróxido coloidal en primera
etapa, que posteriormente deriva a la insolubilización
lenta pero progresiva del fósforo
fijado.
Figura 7. Variaciones del P en relación a las semanas de inundación.
En el caso del tratamiento 1250
kgha -1 el nivel inicial de fosfato es mucho
más elevado, en consonancia con el pH
más alto previo a la inundación y la disminución
de la concentración de fosfato
comienza en una etapa más temprana. Este
resultado podría ser atribuida a una precipitación
de fosfatos de Fe, debido a la disminución
de la solubilidad de los iones
ferrosos al aumentar el pH
De acuerdo con los mecanismos antes
expuestos, se admite que entre valores de
pH comprendidos entre 6,5 y 7,0 la solubilidad
de los fosfatos es máxima. Los
resultados obtenidos ponen en evidencia
que, en el caso estudiado, no solo el pH del
suelo interviene en la solubilidad de los
fosfatos. Los resultados obtenidos para el
nitrógeno amoniacal y los fosfatos justifican
la necesidad de continuar profundizando
en el estudio de los efectos del enca-

264 MORALES et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
lado sobre los suelos ácidos dedicados a
arrozal.
CONCLUSIONES
El encalado de suelos ácidos de arrozal
mediante dolomita motivó que antes de la
inundación aumentase no solo el pH sino
también el contenido en nitrógeno amoniacal
y en fósforo extraído según el método
de Olsen. Después de la inundación las
parcelas encaladas presentaron valores de
potencial redox inferior al de la parcela
testigo. Por contra, las diferencias iniciales
de pH entre tratamientos ya no se aprecia-
ron después de 10 semanas de inundación.
El encalado promovió la liberación de cantidades
adicionales de Mn y Fe durante el
período de anaerobiosis, que sobre todo en
el caso del Fe fueron muy superiores en las
parcelas encaladas que en la testigo. La
disponibilidad de nitrógeno amoniacal y
fósforo se vieron incrementadas inicialmente
por el encalado. Las variaciones de
estos dos elementos nutritivos a lo largo
del período de inundación ponen de manifiesto
que determinadas dosis de dolomita
pueden aumentar la denitrificación o favorecer
la inmovilización del fosfato previamente
solubilizado.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Efectos del encalado en suelos inundados 265
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latossolo vermelho-escuro do noroeste do
estado de São Paulo
Water use in Citrus: effect on porosity in water
retention in a “Latossolo vermelho-escuro” of
Northeast of Estado de Sao Paulo •
CRISTINA ALVES, M. 1 ; BARBOSA PAULINO, H 2,3 ; CAMILLO DE CARVALHO,
M. A. 2,4 & MENEZES DE SOUZA, Z. 5,4
A B S T R A C T
The objective of this research was to study the porosity, bulk density and retention of
water of an Oxisol, located in the Northwestern region of São Paulo state, Brazil. The
soil was cultivated with C i t r u s sp., to which green manure was applied between rows
for three years. Each of six species of green manure crops (Crotalaria juncea L., M u c u n a
d e e r i n g i a n a Steph. & Bart., Canavalia ensiformis L. DC., Cajanus cajan L., Lablab pur -
p u r e u m L. and Ricinus communis L.) were seeded for three years (1995, 1996 and 1997)
between C i t r u s rows, plus a treatment with a mix of all six species and a control (natural
regrowth af vegetation). The experimental design was a randomized complete block
design, with four replications for each of the eight treatments. Water retention, microp
o r o s i t y, macroporosity, total porosity and bulk density were analyzed in the beginning
(1995) and end (1997) of the experiment, at three depth ranges (0-0.10; 0.10-0.20 and
0.20-0.40m). We concluded that there were statistically significant differences for bulk
d e n s i t y, macroporosity, total porosity and retention of water among the different soil
depth ranges; there were no significant differences among treatments though.
Key words: soil physical characteristics, C i t r u s, green manure, total porosity, macropor
o s i t y, bulk density.

Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 267-279
• (1) Prof. Dr. Depto. de Ciência do Solo e Engenharia Rural, FEIS/UNESP, C.P.31, CEP 15385-000 – Ilha
Solteira, SP – E-mail: mcalves@agr.feis.unesp.br
(2) Pós graduando do Depto. de Fitotecnia - FCAV-UNESP/Jaboticabal, C.P.31, CEP 15385-000 – Ilha
Solteira, SP – E-mail: helder@fcav.unesp.br e carvalho@agr.feis.unesp.br
(3) Bolsista CAPES
(4) Bolsista FAPESP
(5) Pós graduando FEIS/UNESP, C.P.31, CEP 15.385-000 - Ilha Solteira, SP.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Adubação verde em Citrus 269
INTRODUÇÃO
O desenvolvimento das plantas é
influenciado por cinco fatores, denominados
de fatores de crescimento das plantas.
São eles: suporte para as plantas, disponibilidade
de nutrientes essenciais, disponibilidade
de água, disponibilidade de oxigênio
na zona das raízes e ausência de fatores
inibidores. Para que um solo ofereça
boas condições de suporte às plantas, ele
deve apresentar baixa resistência mecânica
à penetração de raízes e um volume adequado
de solo explorável pelas mesmas.
Os efeitos prejudiciais causados pela
falta de conhecimento e tecnologia apropriada
no manejo de qualquer cultura
levam à degradação do solo e do ambiente.
Como conseqüência imediata, nas condições
físicas do solo, ocorre a modificação
da sua relação massa/volume. Com isso há
uma diminuição da entrada de água no
perfil do solo e no comportamento da sua
redistribuição e retenção. Isto acontece
devido as alterações da porosidade do solo,
principalmente na sua distribuição de
tamanho de poros.
Os problemas resultantes do uso inadequado
do solo requerem soluções ecléticas
tais como a adoção de métodos integrados
de recuperação, que resultem na regeneração
dos solos, inclusive modificando suas
características MAGNANINI (1966). A
recuperação de solos degradados pode ser
buscada através de cobertura vegetal com
espécies que tenham facilidade de estabelecimento,
rápido desenvolvimento de
cobertura, agressividade suficiente para
controlar invasoras e que melhorem as
condições físicas e a fertilidade do solo
SKERMAN (1971).
O uso de adubo verde causa não só um
efeito químico no solo, como também, o
físico e o biológico, isto devido a incorporação
do material vegetal. Porém, a taxa de
decomposição dos resíduos orgânicos nas
regiões tropicais é alta. Sob o aspecto
agronômico, isto representa que, para se
manter o mesmo teor de húmus no solo, é
necessário incorporar muito mais resíduos
orgânicos nas regiões tropicais e com mais
freqüência.
O efeito benéfico da utilização da adubação
verde na melhoria das características
químicas dos solos, como forma de incorporação
de nutrientes pode ser visto no
trabalho de GALLO & RODRIGUES
(1960), onde a utilização de adubação
verde permitiu a incorporação de quantidades
expressivas de nutrientes em pomares
cítricos.
Além dos benefícios nas características
químicas do solo, a utilização de manejo
conservacionista, como a utilização de
adubos verdes, pode proporcionar alterações
nas características físicas do solo, possibilitando
maior conteúdo de água disponível
para as culturas diminuindo o stress
da planta sobre curto período de déficit
hídrico (verânico) ALBUQUERQUE et al.
(1995), os quais são comuns, na região do
experimento, nos meses de janeiro e fevereiro.
Na região do presente estudo, a fruticultura
tem se difundido, porém os solos
encontram-se degradados. Mediante o
exposto, foi desenvolvido esta pesquisa
com o objetivo de estudar as alterações na
porosidade, densidade do solo e retenção
de água, numa área cultivada com citrus,
mediante o emprego de diversas espécies

270 CRISTINA ALVES et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
de adubos verdes, cultivados na entrelinha.
MATERIAL E MÉTODOS
O trabalho foi desenvolvido numa propriedade
rural no município de Nova
Canaã Paulista, no Noroeste do Estado de
São. As médias anuais de precipitação pluviométrica,
temperatura e umidade relativa
do ar são de 1370 mm, 23 o C e 70-80
% respectivamente. A área de estudo possui
um pomar de laranja, copa Pêra (Citrus
sinensis L.), plantada em janeiro de 1995,
sendo o porta enxerto utilizado limão
cravo (Citrus limonia Osbeck), no espaçamento
de 7x5 m. O solo do local foi classificado
como Latossolo Vermelho-Escuro
textura média, sendo o relevo do local
suave ondulado a ondulado.
O delineamento experimental utilizado
foi de blocos ao acaso, com oito tratamentos
e quatro repetições, sendo cada
parcela composta de 5 plantas, 4 metros de
largura e 25 metros de comprimento, perfazendo
um total de 100 m 2 para cada parcela.
Os tratamentos foram constituídos
por seis espécies de plantas, utilizadas
como adubo verde: Mucuna anã (Mucuna
deeringiana (Sin. Stizolobium deerengianum)
Steph e Bart); Feijão de porco (Canavalia
ensiformis L DC); Crotaláira (Crotalaria jun -
cea L); Guandu (Cajanus cajan L); Labelabe
(Lablab purpureum L Sweet); Mamona
(Ricinus communis L), um tratamento com a
mistura de todas as espécies e, testemunha
sem adubação verde (vegetação expontânea).
Os adubos verdes foram semeados na
entrelinha da cultura de Citrus sp em abril
de 1995, janeiro de 1996 e janeiro de
1997, sendo realizado seu manejo aos 70
dias após a semeadura, destruindo-se a
parte aérea com o uso de roçadeira, deixando-se
sobre o solo o material orgânico.
Os adubos verdes foram semeados no
seguinte esquema: Mucuna anã, Feijão de
porco, Labe-labe e Mamona: espaçamento
entrelinhas de 0,50 m e sete a dez sementes/metro
linear; Crotalária: espaçamento
entrelinhas de 0,25 m e 30
sementes/metro linear; Guandu: espaçamento
entrelinhas de 0,50 m e 18 sementes/metro
linear; e mistura de espécies:
efetuou-se a mistura de todas as espécies,
guardando a devida proporção de sementes
para cada espécie, e realizou a semeadura a
lanço.
No início do experimento (1995) e
após três anos (1997) de implantação dos
tratamentos foram realizadas as avaliações
da porosidade total, macroporosidade,
densidade do solo e retenção de água na
capacidade de campo, nas profundidades
de 0-0,10, 0,10-0,20 e 0,20-0,40 m. Para
cada parcela em estudo, a amostragem de
solo foi realizada em abril de 1997. As
amostras indeformadas foram coletadas em
anéis volumétricos com capacidade de
10 -4 m 3 , e o método empregado para a
determinação da porosidade total, macroporosidade
e retenção de água foi o da
"mesa de tensão", segundo V O M O C I L
(1965) e LEANER & S H AW ( 1 9 4 1 ) ,
modificado por KIEHL (1979); b) densidade
do solo - com as mesmas amostras
coletadas para caracterizar a porosidade e
retenção de água a 6 kPa, determinou-se a
densidade do solo, usando o método de
BLAKE (1965).
O estudo estatístico constou da análise
da variância dos dados originais e aplicação
do teste de Tukey a 5%, para compa-

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Adubação verde em Citrus 271
ração entre as médias obtidas.
RESULTADOS E DISCUSSÃO
No quadro 1 estão apresentados os
valores médios e significância de F, para
densidade do solo, macroporosidade, porosidade
total e retenção de água na capacidade
de campo. Observa-se que houve
diferença significativa entre os anos de
avaliação, para densidade do solo, porosidade
total e retenção de água do solo. Com
relação aos adubos verdes, não ocorreu
diferença significativa entre os mesmos,
para nenhuma da características, já para
profundidades, ocorreram diferenças significativas
entre as mesmas, ao nível de
1% de significância pelo teste F. Houve
interação significativa entre ano e adubo
verde apenas para porosidade total.
Ocorreu interação significativa entre
adubo verde e profundidade para macroporosidade,
porosidade total e retenção de
água do solo. Não houve interação entre
adubo verde e profundidade e , nem entre
adubo verde, profundidade e ano.
Na figura 1 está representado a densi-
dade do solo na área do experimento, no
primeiro e terceiro ano de instalação, para
os diferentes tratamentos com adubação
verde e testemunha. Os valores variaram
de 1,50 a 1,61 kg dm -3 , no primeiro ano,
e de 1,43 a 1,47 kg dm -3 no terceiro ano
de estudo. Verificou-se que todos os tratamentos,
à exceção da crotalária, apresentaram
uma redução significativa, ao nível de
5% de probabilidade pelo teste de Tukey,
na densidade do solo, no terceiro ano de
experimentação. SILVA et al. (1986) e
C AV E N A G E et al. (1999) observaram
para Latossolos, em condições naturais,
valor médio de 1,25 kg dm -3 , na profundidade
de 0-0,40 m. Nota-se que, os valores
encontrados no presente trabalho, são
superiores àqueles em condições naturais,
para esse tipo de solo, e que o manejo adotado
proporcionou melhoria na densidade
do solo, ao longo dos três anos, tempo este
não suficiente ainda para a proporcionar
diferenças significativas entre os tratamentos.
Os valores de densidade do solo para as
diferentes profundidades estudadas, estão
apresentados na figura 2. Nos dois anos de
Quadro 1. Valores médios e significância de F, para densidade do solo (kgdm -3 ), macroporosidade
(m 3 m -3 ), porosidade total (m 3 m -3 ) e retenção de água do solo a 0,06 bar (m 3 m -3 ); (ns) não significativo,
(*) significativo a 1% e (**) significativo a 5% de probabilidade pelo teste F.

272 CRISTINA ALVES et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figura 1. Densidade do solo em pomar cítrico, para os diferentes tratamentos, no início (1995) e
após 3 anos de experimentação (1997). Letras diferentes, em cada tratamento, diferem entre si ao
nível de 5% de probabilidade pelo teste de Tukey.
avaliação, a camada de 0,10-0,20 m diferiu
significativamente das demais, apresentando
os maiores valores.
Comportamento semelhante a este foi
observado por C E N T U R I O N &
D E M AT T Ê (1985), C E N T U R I O N
(1987), H A K O YA M A et al. (1985),
A L B U Q U E R Q U E et al. (1995) e
CAVENAGE et al. (1999), os quais atribuem
este comportamento a utilização
contínua de implementos agrícolas, em
mesma profundidade, por vários anos, ocasionando
com isso camada de compactação.
No primeiro ano de avaliação, a camada
de 0-0,10 m não diferiu da camada de
0,20-0,40 m. Já no segundo ano a camada
de 0-0,10 m apresentou o menor valor de
densidade, sendo este diferente significativamente
dos demais. Isso se deve, provavelmente,
ao efeito dos tratamentos nessa
camada, em virtude do sistema de manejo
adotado. Para todas as camadas ocorreu
diminuição, significativa, da densidade do
solo após o período de três anos com os tratamentos
implantados.
Os valores médios de macroporosidade
do solo em função dos tratamentos, encontram-se
apresentados na figura 3. Verificase
que os valores variaram de 0,08 a 0,12 e
de 0,09 a 0,12 m 3 m -3 , respectivamente
para os anos de 1995 e 1997. O valor considerado
ideal para um bom desenvolvimento
do sistema radicular das plantas é
de 0,16 m 3 m -3 , segundo KIEHL (1979) e
BAVER (1972). Os autores mencionam
que o valor mínimo para que não ocorra
prejuízos no desenvolvimento do sistema
radicular é de 0,10 m 3 m -3 . DA ROS et al.
(1997) em estudo realizado no mesmo tipo
de solo, verificaram, para as condições
naturais, valores variando de 0,10 a 0,14
m 3 m -3 na profundidade de 0 a 0,21 m,
sendo esses próximos aos observados no

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Adubação verde em Citrus 273
Figura 2. Densidade do solo em pomar cítrico, em diferentes profundidades, no início (1995) e após
3 anos de experimentação (1997). Letras maiúsculas diferentes, as profundidades diferem entre si,
dentro de cada ano. Letras minúsculas diferentes, os anos diferem entre si dentro de cada profundidade,
ao nível de 5% de probabilidade pelo teste de Tukey. CV (%) = 5,43; DMS (ano dentro de
profundidade) = 0,05, DMS (profundidade dentro de ano) = 0,06.
Figura 3. Macroporosidade do solo em pomar cítrico, para os diferentes tratamentos, no início
(1995) e após 3 anos de experimentação (1997).
presentes experimento após três anos.
Observa-se que não houve diferenças significativas
entre os tratamentos com relação
à macroporosidade para os anos de avaliação.
Porém, verificou-se que alguns tra-
tamentos, com o sistema de manejo adotado,
proporcionam aumentos no volume de
macroporos da ordem de 26% (feijão de
porco e lablab) a 30% (testemunha),
enquanto outros proporcionaram redução

274 CRISTINA ALVES et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
de até 12 % (crotalária). Esse fato deixa
claro que a escolha do adubo verde assume
grande importância, não só com relação a
redução da compactação do solo, como
também na estruturação e distribuição de
poros do solo, que cada adubo proporciona.
Pode-se observar na figura 4 os valores
médios de macroporosidade em função das
profundidades, para os anos de avaliação.
Nota-se que no ano de 1995 o maior volume
de macroporos encontra-se na profundidade
de 0,20-0,40 m, e no ano de 1997
na profundidade de 0-0,10 m, sendo estes
superiores, significativamente, aos demais,
em cada ano. Com relação a anos dentro de
cada profundidade, observa-se que ocorreram
diferenças significativas entre os mesmos.
Na profundidade de 0-0,10 m
notou-se um aumento do volume de
macroporos, de 1995 para 1997. Para as
camadas de 0,10-0,20 e 0,20-0,40 m verificou-se
comportamento contrário, ou seja,
diminuição do volume de macroporos de
1995 para 1997. O menor volume de
macroporos na camada de 0,10-0,20 m
indica haver uma camada compactada, o
que confirma a intima relação do volume
de macroporos com a densidade do solo,
relação essa que também foi observada por
HAKOYAMA et al. (1995) e DA ROS et
al. (1997).
Observa-se na figura 5 os valores
médios de porosidade total do solo em
função dos tratamentos, os quais variaram
de 0,37 a 0,40 m 3 m -3 , para o ano de 1995
e de 0,39 a 0,42 m 3 m -3 para o ano de
1997, estando estes dentro da faixa de
0,30 a 0,60 m 3 m -3 para solos minerais,
encontrada por HILLEL (1970). Observa-
Figura 4. Macroporosidade do solo em pomar cítrico, em diferentes profundidades, no início (1995)
e após 3 anos de experimentação (1997). Letras maiúsculas diferentes, as profundidades diferem
entre si, dentro de cada ano. Letras minúsculas diferentes, as os anos diferem entre si dentro de
cada profundidade, ao nível de 5% de probabilidade pelo teste de Tukey. CV (%) = 35,10; DMS (ano
dentro de profundidade) = 2,05, DMS (profundidade dentro de ano) = 2,46.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Adubação verde em Citrus 275
se que apenas os tratamentos com lablab,
mamona e mistura de espécies apresentaram
valores de porosidade total do solo
superiores significativamente, quando da
segunda avaliação.
Com relação a porosidade total em função
das profundidades estudadas, os valo-
res médios encontram-se apresentados na
figura 6. Nota-se que a porosidade total
não apresentou valores diferentes, significativamente,
no ano de 1995. Já para o ano
de 1997, houve diferença entre estas, onde
a camada de 0-0,10 m apresentou o maior
valor para porosidade total, sendo esta
Figura 5. Porosidade total do solo em pomar cítrico, para os diferentes tratamentos, no início (1995)
e após 3 anos de experimentação (1997). Letras diferentes, em cada tratamento, diferem entre si ao
nível de 5% de probabilidade pelo teste de Tukey.
Figura 6. Porosidade total do solo em pomar cítrico, em diferentes profundidades, no início (1995)
e após 3 anos de experimentação (1997). Letras maiúsculas diferentes, as profundidades diferem
entre si, dentro de cada ano. Letras minúsculas diferentes, as os anos diferem entre si dentro de
cada profundidade, ao nível de 5% de probabilidade pelo teste de Tukey. CV (%) = 6,59; DMS (ano
dentro de profundidade) = 1,52, DMS (profundidade dentro de ano) = 1,82.

276 CRISTINA ALVES et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
superior as demais. Com relação ao efeito
de anos dentro de cada profundidade,
observa-se que houve diferenças entre os
anos para as camadas de 0-0,10 m e 0,20-
0,40 m, onde os maiores valores para porosidade
total para estas duas camadas foram
observados no ano de 1997.
O solo da área do experimento apresenta
porosidade total média de 0,41 m 3 m -3
estando abaixo do índice citado por
KIEHL (1979), porém semelhante ao citado
por BAVER (1972) e considerado como
satisfatório para que haja desenvolvimento
radicular. Apesar de todas as características
avaliadas indicarem a existência de camada
compactada na profundidade de 0,10-
0,20 m, essa compactação apresenta-se no
limite para que possa haver um desenvolvimento
satisfatório das raízes, fato este
que justifica a continuidade do experimento,
visando a melhoria das características
físicas do solo.
Analisando a retenção de água do solo,
na capacidade de campo (figura 7), verificou-se
que não houve diferença entre os
tratamentos. No entanto dentro dos tratamentos
mamona e mistura de espécies
ocorreram diferenças entre os anos de avaliação,
sendo que nestes dois tratamentos
houve maior retenção de água no ano de
1997, mostrando assim aumento nesta
característica ao longo do período avaliado.
Com relação à capacidade de retenção
de água do solo, nas profundidades estudadas,
pode-se observar que no ano de 1995
ocorreu maior retenção na profundidade
de 0-0,10 m, sendo essa significativamente
maior em relação à outras profundidades.
No ano de 1997 já não se observou
diferenças significativas entre as profundidades.
Dentro de cada profundidade ocorreram
diferenças significativas entre os
anos em 0-0,10 e em 0,20-0,40 m, sendo
que em 0-0,10 m a maior retenção foi no
ano de 1995 e em 0,20-0,40 m no ano de
1997.
Figura 7. Retenção de água no solo a 0,06 bar, em pomar cítrico, para os diferentes tratamentos, no
início (1995) e após 3 anos de experimentação (1997). Letras diferentes, em cada tratamento, diferem
entre si ao nível de 5% de probabilidade pelo teste de Tukey.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Adubação verde em Citrus 277
O maior valor para retenção de água no
solo, na profundidade de 0-0,10 m, pode
estar relacionado às melhorias na estrutura
proporcionada pelos tratamentos. Na profundidade
de 0,10-0,20 m não se nota
marcantes alterações na porosidade do
solo, o que não proporcionaria grandes
alterações na retenção de água. FARIAS et
al. (1985) comentam que quando não ocorrem
alterações marcantes na porosidade, é
lícito supor que também não ocorrerá alterações
semelhantes na retenção de água.
A macroporosidade menor na camada
de solo de 0,10-0,20 m mostrou que há
uma maior relação entre massa/volume do
solo, demonstrando a degradação das condições
físicas. Este comportamento refletiu
na menor retenção de água na mesma
profundidade do solo.
Analisando-se todas as características
determinadas em conjunto, nota-se que na
profundidade de 0-0,10 m ocorreram melhorias
dessas, ao longo dos três anos, já
para as outras profundidades ainda não se
observou essa melhoria para todas as características,
porém verifica-se a diminuição
da densidade do solo e aumento da porosidade
total, indicando assim efeito benéfico
dos tratamentos sobre estas características
do solo.
Apesar de não ter havido diferença significativa
para as características avaliadas
com relação aos adubos verdes e testemunha
utilizados no presente experimento, as
espécies feijão de porco (Canavalia ensifor -
mis L DC), mamona (Ricinus communis L) e
labe-labe (Lab-lab purpureum L.) têm se
mostrado mais promissoras na recuperação
da melhor distribuição de tamanho de
poros e retenção de água no solo.
Figura 8. Retenção de água no solo a 0,06 bar, em pomar cítrico, em diferentes profundidades, no
início (1995) e após 3 anos de experimentação (1997). Letras maiúsculas diferentes, as profundidades
diferem entre si, dentro de cada ano. Letras minúsculas diferentes, as os anos diferem entre si
dentro de cada profundidade, ao nível de 5% de probabilidade pelo teste de Tukey. CV (%) = 9,92;
DMS (ano dentro de profundidade) = 1,71, DMS (profundidade dentro de ano) = 2,05.

278 CRISTINA ALVES et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
CONCLUSÕES
Com base nos resultados do presente
experimento, pode-se concluir que:
• a porosidade total, densidade do solo
e retenção de água foram alteradas com o
uso dos adubos verdes, sendo estas alterações
benéficas para o desenvolvimento das
plantas de Citrus;
• as diferenças entre as alterações, causadas
pelas espécies de adubos verdes, não
foram significativas, necessitando, portan-
to, de um período maior de estudo para
verificar a variação espacial e temporal dos
tratamentos investigados;
• apesar do comportamento dos adubos
verdes ter sido semelhante quanto as
modificações na porosidade do solo, densidade
do solo e retenção de água, observouse
que as espécies feijão de porco, mamona
e labe-labe, demonstraram-se mais promissoras
na recuperação das características
físicas estudadas.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Adubação verde em Citrus 279
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Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 281-288
ISSN: 0213-4497
Identification of ambiguous fossil bone
remains following 13 C and 15 N isotopic
signals on bone collagen
Aplicaciones inmediatas de las señales
isotópicas δ 13 C y δ 15 N obtenidas en colágeno
óseo de restos fósiles: identificación de
ejemplares con caracteres ambiguos
VILA TABOADA, M. 1,2 ; LÓPEZ GONZÁLEZ, F. 2 & GRANDAL d'ANGLADE, A. 2
A B S T R A C T
In this paper we deal with an useful application of isotopic studies on fossil bone
remains. Following δ 1 3 C and δ 1 5 N signals recorded in bone collagen, it is possible to classify
into the proper taxon some doubtful remains. Thus, three fossil ribs from Liñares
site (Galicia, NW Iberian Peninsula) have been correctly classified as belonging to C e r v u s
e l a p h u s L., taking into account both some previous works on its isotopic signatures as
well as morphological data.
Key words: Ursus spelaeus, Cervus elaphus, Ursus arctos, stable isotopes, δ 1 3 C, δ 1 5 N .
(1) Author for correspondence
(2) Instituto Universitario de Xeoloxía Isidro Parga Pondal. Facultade de Ciencias. Campus da Zapateira s/n.
Universidade da Coruña. E-15071. A Coruña. Galicia. Spain (xeoloxia@udc.es)

282 VILA TABOADA et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
INTRODUCTION
Carbon and nitrogen stable isotopes
are extremely useful for different biological
fields, for instance, in order to determinate
animal paleodiets and their relationship
with the habitat and ecosystem
changes (AMBROSE, 1991; AMBROSE
& DE NIRO, 1989; BOCHERENS et al.,
1991; BOCHERENS et al., 1994;
BOCHERENS et al., 1995; BOCHE-
RENS et al., 1996; BOCHERENS et al.,
1997a; BOCHERENS et al., 1997b;
BOCHERENS et al., 1999; CERLING &
HARRIS, 1999; CORMIE &
S C H WARCZ, 1994; FERNÁNDEZ
MOSQUERA, 1998; FERNÁNDEZ
MOSQUERA et al., 2000; HOBSON &
MONTEVECCHI, 1991; KOCH et al.,
1997; VILA TABOADA et al., 1999;
WANG & CERLING, 1994; WANG et
al., 1994). Some striking works on this
topic have been, for example, when using
nitrogen and carbon collagen δ 15 N as a
proxy for paleoprecipitation levels following
analyses on fossil kangaroos ranging
a specific period of time (GRÖCKE et al.,
1997). Or when revealing strong marine
and El Niño effects on island food webs
(STAPP et al., 1999), and also when reflecting
African winter quarters when examined
across a migratory divide in different
bird subspecies (CHAMBERLAIN et al.,
2000).
In this paper, carbon and nitrogen stable
isotopes in bone collagen are proposed
as paleontological tool in order to classify
ambiguous fossil remains, when metric or
anatomical comparisons are not significant
enough, or when fragmented specimens
have lost they key characters. This
issue will be focused on two Pleistocene
mammals: Cervus elaphus L. and Ursus spe -
laeus Ros.-Hein., and the distinction between
their anterior ribs.
The starting point of this suggestion
comes from those plurispecific sites as
Liñares (LÓPEZ GONZÁLEZ et al. ,
1997) and the need of a new criterion in
order to clarity difficult identifications:
for instance, those generated by the genera
Bos and Bison (LÓPEZ GONZÁLEZ et
al., 1999 and included references).
The rich site of Liñares (Lugo, Galicia,
NW Spain) has provided with fossil bone
remains from several species as large bovid
(LÓPEZ GONZÁLEZ et al., 1999), wild
boar (Sus scrofa), horse (Equus caballus),
though most of the remains belongs to red
deer, 50.0 %, (Cervus elaphus) and cave
bear, 30.9%, (Ursus spelaeus) (GRANDAL
d'ANGLADE & LÓPEZ GONZÁLEZ,
1998). This site has been dated by 14 C
AMS at 35.220 ± 1.440 years Before
Present [yBP] (GRANDAL d'ANGLADE
et al., 1997) and >38,000 yBP (GRAN-
DAL d'ANGLADE & LÓPEZ
GONZÁLEZ, 1998).
It has been selected three ribs for this
isotopic study, firstly identified as belonging
to Ursus spelaeus regarding their anatomical
description. They show strong
and little arched body. Their articular
head is at an almost right angle, level with
the rib tuberosity. The problem lies in
that these three ribs are the most anterior
of the thoracic cage, just where it is most
difficult to distinguish between U. spelaeus
and Cervus elaphus ribs. Towards posterior
positions, the ribs from each species are
getting more and more different, espe-

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Identification of ambiguous fossil bone remains 283
cially at the body, the articular head and
the articular surface. In any case, the
a)
b)
metrical analysis is useful to carry the distinction
out.
Figure 1. (a) The three analysed fossil ribs showing where they were cut in order to extract collagen.
(b) Detail of one of the rib heads.

284 VILA TABOADA et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
SAMPLES AND TECHNIQUES
The studied ribs were, named as LXL-
400, LXL-372 and LXL-399, were provided
by the Laboratorio Xeolóxico de Laxe.
Their preservation condition was fairly
good.
As %N is a first indicator about collagen
preservation, 0.5 mg of bone powder
(got after cleaning by sandblasting, alternative
acetone/distilled water sonicating,
sewing, crashing and finely ground) was
analysed in a Carlo-Erba 1108 Elemental
Analyser with analytical reproducibility
better than 0.1 %. Once those bones not
suitable enough for isotopic determination
were evaluated (IACUMIN et al.,
1997), we followed a common collagen
extraction method (BOCHERENS et al.,
1997b), based on alternative reactions and
filtratings with HCl and NaOH, lyophilising
and analysed by SIRMS (Stable
Isotopic Rations Mass Spectrometry).
Carbon and nitrogen isotope measurements
were performed on a Finnigan Mat
Delta Plus spectrometer joint to an
Elemental Analyser Carlo-Erba 1108 with
analytic reproducibility better than 0.1‰
for carbon, and 0.2‰ for nitrogen.
Results, δ 13 C and δ 15 N, are referred to
international stardards: PDB (Pee Dee Bee
limestone) and atmospheric N 2 , respectively.
The atomic ratio of the heavy isotope
to the lighter one (R X = m X/ n X, m>n ) in
the sample is compared to the one of a
standard material. The difference between
both, "δ", can be calculated following this
formula:
δ(‰)= [(R sample - R stamdard )/R stamdard]x1000
The computer program Statgraphics
Plus 3.0 for Windows has been used for statistical
analysis.
RESULTS AND DISCUSSION
After considering which bones were
confident enough for isotopic studies,
following the atomic [2.9-3.6] C/N atomic
ratio (DE NIRO, 1985), the initial
number of 3 samples was reduced to 2.
Data and information available about
their origin are shown in table 1.
In order to classify fossil remains as
belonging to a particular species taking as
a basis isotopic values, some previous references
are necessary. Literature provides
with a lot of data from cave bears
(BOCHERENS et al., 1994; BOCHE-
Table 1. Site information and isotopic data of bones whose isotopic information is proper for
palaeoenvironmental inference. Absolute ages are shown as an average value, see exact radiocarbon
datings in Sample and Techniques. [*] above sea level; [#] Kiloyears Before Present.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Identification of ambiguous fossil bone remains 285
RENS et al., 1997b; BOCHERENS et al.,
1999; FERNÁNDEZ MOSQUERA,
1998; LIDÉN & ANGERBJÖRN, 1999;
NELSON et al., 1998; VILA TABOADA
et al., 1999) ranging very different timespans,
individual age stage and type of
site. The Cervus elaphus isotopic record is
not so plentiful (BOCHERENS et al.,
1997a; IACUMIN et al., 1997; NOE-
NYGAARD, 1995; VILA TABOADA et
al., 1999), though rich enough to characterize
our specimens.
Due to the high variability of the isotopic
data for Ursus spelaeus –depending on
the environment conditionings, diet and
dormancy period (FERNÁNDEZ MOS-
QUERA et al., 2000)- and also to the existence
of isotopic data of both species at
Liñares (VILA TABOADA et al., 1999),
we will only take these as reference for the
statistical tests. Figure 2 shows a graphic
approach to both species, even adding -in
a indicative way- some data from fossil
Ursus arctos (VILA TABOADA et al. ,
1999) coming from a near site. Thus, it is
shown that different species (spelaeus-arc -
tos) from the same genus (Ursus) have no
reason to show close values and that such
values depend on the ecological niche and
metabolism natural for each species.
Thus, the comparison of these isotopic
values with those previously published for
this site clearly shows (Kruskal-Wallis
test, p-value

286 VILA TABOADA et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
a)
Figure 3. Box and Whisker plot for 13 C and 15 N depending on the species. (a) 13 C (b) 15 N. All
data come from Liñares site. Notches mark the median, whereas dots show the sample mean. Bars
length represents the standard deviation.
CONCLUSIONS
This paper shows a new application of
stable isotopes as identification tool at
species level, when morphometric determination
is not possible. The increase of
isotopic database in different species, proper
age stage assignments of the specimens,
as well as good datings for each
sample will allow to rise the reliability of
b)
the identifications and also the accuracy of
the paleoenvironmental reconstructions.
ACKNOWLEDGMENTS
The authors are very grateful to the
Laboratorio Xeolóxico de Laxe for providing
highly valuable fossil samples and to Prof.
J.R. Vidal Romaní and D. Fernández
Mosquera for improving early versions of
this paper with their comments.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Identification of ambiguous fossil bone remains 287
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Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 289-299
ISSN: 0213-4497
Age structure and sex ratio of cave bears in
the Zoolithenhöhle, southern Germany
Estructura de edades y proporción de sexos del
Oso de las Cavernas de Zoolithenhöhle,
Alemania
A B S T R A C T
WEINSTOCK, J.
This paper reports the results of the study of age and sexual composition of the cave bear
(Ursus spelaeus) ‘population’ of the Zoolithenhöhle, a classic cave site in Bavaria, southern
Germany. Radiocarbon dating indicates that the assemblage dates to c. 29-24 ka
B P. The osteometrical analysis shows that the great majority (ca. 90%) of the bears denning
in the site were females. The tooth eruption and wear reveal the presence of a larg e
proportion of young and some mature animals but a marked paucity of very old adults.
The reason(s) for this very skewed sex ratio and the almost total absence of senile individuals
is unclear.
Key words: cave bears, demography, sexual dimorphism, ageing, Germany
Department of Archaeology. University of Southampton, Southampton SO17 1BJ, UK
E-mail: j.weinstock@soton.ac.uk

290 WEINSTOCK, J. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
INTRODUCTION
In the last 20 years there has been an
interesting shift in cave bear research
(both Ursus spelaeus and U. deningeri) from
almost purely anatomical and palaeopathological
questions to more palaeobiologicaly
oriented studies such as those focusing
on demography, diet, or evolution.
Witness to this shift are the numerous
publications based on Austrian, British,
Spanish, and Turkish collections (e.g.
ANDREWS & TURNER, 1992;
FERNÁNDEZ MOSQUERA, 1998;
G R A N D A L -d' A N G L A D E , 1 9 9 3 ;
G R A N D A L -d' A N G L A D E & V I D A L
R O M A N Í, 1997; G R O I S S , 1 9 9 4 ;
RABEDER, 1983, 1991; REISINGER &
HOHENEGGER, 1998; STINER, 1998;
STINER et al., 1998; TORRES PÉREZ-
H I D A L G O, 1984; TORRES PÉREZ-
HIDALGO et al., 1991). It is only though
understanding of the palaeobiology of this
taxon that we will be able, eventually, to
explore some of the many questions that
remain to be answered, such as the reasons
for its relatively restricted (basically
European) geographical range, or the
cause(s) for its extinction.
I n t e r e s t i n g l y, southern Germany,
while being one of the ‘classic’ cave bear
areas, has not contributed much to this
new research. It was, in fact, in southern
Germany that the earliest discoveries of
cave bear bones were made by J. Esper in
1774, and the holotype specimen of Ursus
spelaeus comes from the Zoolithenhöhle
(also known as the Gaillenreuth cave), a
site in the Franconian Jura in south-eastern
Germany (ROSENMÜLLER &
HEINROTH, 1794). Some sites in the
Swabian Alb (Baden-Württemberg ,
south-western Germany), notably the
Bärenhöhle-Hohlenstein in the Lone
Valley and the Sibyllenhöhle near the
town of Kirchheim/Teck (figure 1), have
been famous for their vast amount of cave
bear remains since the second half of the
19th century, when they were presented in
publications by O. FRAAS (1862) and E.
FRAAS (1899) respectively. In spite of
this long history, very few investigations
on cave bears (either Ursus spelaeus or U.
deningeri) from southern Germany have
been carried out – or published – in the
last few decades (see BOESSNECK & von
den D R I E S C H, 1973; W E I N S T O C K,
2000a).
One of the reasons for the paucity of
studies on cave bears from southern
Germany is probably the destruction or
dispersal of some of the most important
collections, such as that of the old excavations
at the Zoolithenhöhle, the
Bärenhöhle and the Sibyllenhöhle.
According to K.-D. Adam, former curator
of Quaternary Mammals in the State
Museum for Natural History in Stuttgart,
Germany, large parts of the collections
from the last two of these sites were lost,
or selectively removed, so rendering any
study at the population level useless
(K U RT É N, 1976). Nonetheless, these
collections remain of value
(WEINSTOCK, 2000a). In this contribution,
however, I concentrate on the material
from the Zoolithenhöhle that was
recovered from more recent excavations by
Heller and Groiss in 1971 (HELLER,
1972; GROISS, 1979). While the investigation
of this material has not yet been
completed, enough preliminary informa-

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Age structure and sex ratio of cave bears 291
Figure 1. Map of Germany showing the locations of the Zoolithenhöhle, Bärenhöhle and
Sibyllenhöhle.
tion is available to suggest some very interesting
patterns in the sex ratio and age
structure of this population.
THE ZOOLITHENHÖHLE
The Zoolithenhöhle is located near
Burggaillenreuth (470m above sea level)
in the Franconian Alb, Bavaria. The structure
of the Zoolithenhöhle is complicated
(figure 2). The entrance is located in the
North and from here a large chamber
extends south for about 40m. Beyond runs
a maze of irregular chambers, which are
often interconnected through narrow,
sometimes vertical passages. The cave
owes its name to the word ‘zooliths’ that
E S P E R (1774) coined to denote the
remains of extinct mammals he found in
the cave. He realized that the vast majority
of the finds belonged to bears.
According to H E L L E R (1972), the
remains of more than 1000 individuals
were recovered at the site. From the very
abundant faunal material from the early
investigations, the whereabouts of only a
small fraction is known (HELLER, 1972;
Groiss, personal communication). In
1971, new excavations were carried out in
a number of different areas which had not
been dug or disturbed previously
(G R O I S S, 1972). Again, considerable
quantities of faunal material dating to the
last glacial were recovered, consisting
mostly of Ursus spelaeus, but also including
other taxa, notably Gulo gulo, Canis lupus,

292 WEINSTOCK, J. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figure 2. The Zoolithenhöhle (after NIGGEMEYER & SCHUBERT, 1972).
Crocuta crocuta, and Panthera leo (HELLER,
1972; GROISS, 1979). Absolute radiocarbon
dates from two different locations
within the cave range from ca. 29-24 ka
BP (GROISS, pers. comm.).
METHODS
Among the Ursidae, males are always
larger than females. This size difference is
apparent in the width and depth of the
long bones. However, the degree of sexual
dimorphism varies, according to species,
between 10-20% to 50% (STIRLING,
1993). A clear sexual dimorphism exists
also in the canines (KOBY, 1949). Thus
osteometrical data can be used to establish
the relative proportions of both sexes in an
assemblage. In this investigation, measurements
were taken on a number of postcranial
limb elements showing fused
epiphyses (humerus, radius, intermedioradiale,
astragalus, metacarpus II-V, and
metatarsus II-IV), as well as on the lower
and upper canines. Measurements were
taken with a pair of digital callipers to the
nearest 0.1mm following the definitions
of GRANDAL-d'ANGLADE (1993) and
von den DRIESCH (1976).
The distribution of absolute values in
some measurements of postcranial elements
shows an overlap between males
and females, however, bivariate plots can
usually separate between the sexes accurately
and absolutely, and can thus be used
to calculate sex ratios. Sex ratios were cal-

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Age structure and sex ratio of cave bears 293
culated for each of the postcranial elements
and the canines. It must be stressed
that different skeletal elements can, and
often do, show somewhat varying sex
ratios, not only in bears but in ungulates
as well (c.f. GRANDAL-d'ANGLADE &
VIDAL ROMANÍ, 1997; WEINSTOCK,
2000a, 2000b; see below). These variations
may sometimes be related to sample
size but they are also a result of the fact
that different skeletal elements represent
somewhat different age classes
(WEINSTOCK, 2000b).
The age structure was analysed using
the method developed by STINER (1994,
1998). In this method, each tooth is assigned
to one of nine different categories or
cohorts (I-IX, from young to old) according
to its stage of eruption and/or its
occlusal wear (figure 3). Stage I, for example,
includes all permanent teeth from the
germ stage to those with root formation
up to 50% complete. Stage II comprises
Figure 3. Wear stages (cohorts) of M1 (after STINER, 1998).
teeth which are fully (or nearly) erupted,
their roots more than 50% complete, but
with no visible wear on their occlusal surface.
By stage III, some wear of the occlusal
enamel is evident but little or no dentin
is exposed. At the other extreme, stages
VIII and IX include teeth which are
very heavily worn, with little or no enamel
remaining on its occlusal surface, and
where the pulp cavities are frequently
exposed (S T I N E R, 1998). These nine
cohorts can be collapsed into three age
stages: juvenile (I-III), prime adult (IV-
VII), and old adult (VIII-IX) (STINER,
1998).
In the Zoolithenhöhle mandibles and
loose mandibular teeth are much more
abundant than maxillaries and maxillar
teeth, and therefore the age structure
analysis was based only on the former. It
must be stressed that mandibles and loose
teeth from individuals in cohorts I and II
(i.e. very young animals) are less resistant

294 WEINSTOCK, J. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
to mechanical damage than those in older
cohorts and therefore this age group may
be underrepresented due to post-depositional
events.
RESULTS
Sex ratios
As mentioned above, not all of the
Ursus skeletal elements from this site have
been investigated yet. Nevertheless, preliminary
results show a very clear trend
concerning sex-ratios. Canines, metapodials,
humeri, and radii all indicate that
adult and subadult males were very rare at
the site (figure 4 and table 1). The percentage
of females fluctuates according to
skeletal element varying between 81%
and 96% (mean = 90%; median = 87%).
It must be stressed that no part of the
material retrieved in the 1971 excavations
at the Zoolithenhöhle has been subsequently
lost, in contrast to the other south
German sites. This is important as it
demonstrates that a very biased sex ratio
need not be attributed to post-excavational
factors.
Age structure
The large numbers of mandibles and
quantity of dental material present at the
Zoolithenhöhle allow a reliable analysis of
the age structure of the bears (figure 5).
figure 5 shows the relative frequencies of
nine age cohorts (STINER, 1994, 1998)
based on the three mandibular molars. In
these graphs, loose teeth are disregarded;
their inclusion, however, leads to identical
results. A number of facts are apparent.
The distribution is clearly unimodal with
the peak at cohort III. These are probably
older juveniles which had just become
independent from their mother.
Somewhat older individuals (stage IV) are
also well represented. Prime adults other
than those in stage IV (V-VII) are, however,
very rare. New-born and very young
Table 1. Number of bones from male and female cave bears and relative abundance of females in
the Zoolithenöhle. Counts made from bivariate plots.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Age structure and sex ratio of cave bears 295
Figure 4. Examples of bivariate plots of different skeletal elements used to calculate sex ratios.
animals (stages I-II) are relatively scarce.
Since the fragile mandibles and bones of
individuals in these age categories - especially
in stage I - are more prone to mechanical
destruction than those of older animals,
this could have taphonomic rather
than behavioural or demographic causes.
All in all, juveniles (stages I-III) comprise
62%-87% of the assemblage – depending
on which tooth is being analysed.
However, the most striking characteristic
of the age structure of the cave bears from
the Zoolithenhöhle is the almost complete
absence of very old individuals (stages
VIII-IX). These age classes are usually
well represented at other sites regarded as
hibernation dens, such as the Bärenhöhle-
Hohlenstein (WEINSTOCK, 2000a) and
Yarimburgaz (STINER, 1998).
DISCUSSION
The interpretation of the sex ratio and
age structure of the cave bear assemblage
from the Zoolithenhöhle in palaeobiological
terms is not straightforward. On the
basis of their location beneath a steep
ledge, finds from the original excavations
(ESPER, 1774) were regarded as being
rests from individuals which, while roa-

296 WEINSTOCK, J. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figure 5: Age structure histogram for the
Zoolithenhöhle bear population based on eruption
and occlusal wear of mandibular molars.
‘Young’ (stage III) and animals slightly older
(Stage IV) comprise most of the population.
Neonates (stages I-II) and 'prime adults' (stages
IV-VII) are very rare, while 'old adults' (stages
VIII-IX) are virtually absent.
ming around the cave, accidentally tumbled
down and either died from the fall or
were unable to climb out (KURTÉN,
1976; ZAPFE, 1954). The more recent
excavations show, however, that the
taphonomic history of many of the finds is
probably more complicated. The larg e
accumulations of bear bones in some parts
of the cave are regarded as being caused by
water transport (G R O I S S, 1972). The
sources of these accumulations, nonetheless,
are skeletons of bears that died elsewhere
inside the cave (GROISS, 1972).
Did most of these bears therefore perish
during hibernation? The relatively common
presence of mandibles with erupting
permanent canines would seem to point in
this direction. In Ursus arctos the eruption
of this tooth takes place between 12-14
months of age (DITTRICH, 1960). Since
brown bears are born in winter
(November to February), these mandibles
represent individuals who died during
their second winter. Likewise, mandibles
with still unerupted M1 (i.e. younger than
5 months) also suggest winter mortality.
If mortality did occur during hibernation,
the age-at-death profile should be Ushaped,
corresponding to an attritional
mortality (S T I N E R, 1994, 1998).
However, as Figure 5 shows, this is not the
case. On the other hand, while it is conceivable
that some bears were attacked by
other predators during hibernation, the
mortality profile in the Zoolithenhöhle
does not take the 'living structure' pattern
which would be expected in that case
(STINER, 1998).
Perhaps the most puzzling aspect of
the assemblage is the very biased sex ratio
in the cave, with females comprising between
82%-96%, depending on the skeletal
element analyzed. Great variability in
cave bear sex ratios has been observed between
assemblages from different sites (e.g.
KURTÉN, 1976; WEINSTOCK, 2000a)
but has not yet been satisfactorily explai-

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Age structure and sex ratio of cave bears 297
ned (WEINSTOCK, 2000a). The assemblage
from the Zoolithenhöhle shows that
this variability cannot be dismissed as a
product of post-excavation factors; it must
have some palaeobiological significance.
ACKNOWLEDGEMENTS
Many thanks are due to Prof. Th.
Groiss for allowing me to examine the
material from the Zoolithenhöhle and to
Aurora Grandal for the invitation to make
a contribution to this volume. Special
thanks are due to J. Sofaer-Derevenski for
commenting on the manuscript and for
the camomile tea.

298 WEINSTOCK, J. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
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Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 301-310
ISSN: 0213-4497
New excavation campaigns in the Upper
Pleistocene cave bear site Potocka zijalka,
Slovenia - state of investigation
Nuevas campañas de excavación en Potocka
zijalka, Eslovenia (Pleistoceno Superior): estado
de la investigación
A B S T R A C T
PACHER, M.
Potocka zijalka is a unique site with rich archaeological and palaeontological remains.
From 1997 onward new excavation campaigns were carried out in co-operation with the
Institute of Geology in Ljubljana and the Institute of Palaeontology in Vienna. This
paper comprises the state of investigation and gives a short overview of major discussion
points concerning the role of Palaeolithic man and cave bears at this site.
Key words: Upper Pleistocene, cave bear, Upper Palaeolithic, large mammals, Potocka
z i j a l k a
Institute of Palaeontology. Althanstraße 14. 1090 Vienna, Austria

302 PACHER, M. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
GEOGRAPHICAL POSITION
Potocka zijalka is situated on the south
- western slope of the Olseva (1930m) in
the mountain range of the Karawanken in
Slovenia, near the Austrian border. The
cave is developed in Triassic limestone
(Dachsteinkalk). Its large entrance faces
southwards and lies at about 1700m above
sea level. The whole cave has a length of
115m.
Prior to the excavation of Srecko
Brodar the entrance had a width of 17m
and a maximum height of 6,20m (S. & M.
BRODAR, 1983). Large rocks divide the
entrance part into a western and eastern
section.
HISTORY OF INVESTIGATION
The cave was well known through the
decades by local people from Austria and
Slovenia. The history of investigation
began with unauthorized excavations.
Especially Josef C. Grosz, a student of
medicine from the nearby austrian village
of Vellach, collected cave bear bones in the
back of this cave from 1926 until 1928
(GROSZ, 1930). His activities led to a
dispute with Srecko Brodar. The latter
visited Potocka zijalka after coming to
known from unauthorized investigations.
Josef Bayer a prehistorian from Vienna
accompanied him (BAYER & BRODAR,
1928).
Srecko Brodar carried out the first official
excavations in Potocka zijalka induced
by the Museum of Celje. From 1928 until
1935 about one fourth of the cave sediments
became excavated (S. & M.
BRODAR, 1983:176). In course of these
campaigns a rich palaeontological material
mainly consisting of cave bear bones
has been recovered. Of even greater
importance are the archaeological remains
of Brodar’s excavation campaigns. It became
clear Potocka zijalka was not only a
rich cave bear site but also a unique
palaeolithic place.
Unfortunately most of the faunal
remains of Potocka zijalka have been destroyed
during the Second World War and
some artefacts are lost. The Collection
Grosz was therefore the only more numerous
complex of cave bear bones preserved.
This material consists of 935 identifiable
specimens (PACHER, 1998a) and of one
bone point (BRODAR, 1994). Today this
collection is stored at the Regional
Museum of Carinthia in Klagenfurt,
where more recently another very small
complex (collection Gressl) of brown and
cave bear remains from Potocka zijalka
was found in the depots. Beside climatological
and chronological aspects the gap in
the fauna material was one of the reasons
to start a new excavation campaign in
Potocka zijalka.
From 1997 onwards the Institute of
Geology in Ljubljana represented by Prof.
Dr. Vida Pohar carried out a new series of
excavations in co-operation with the
Institute of Palaeontology in Vi e n n a
under Prof. Dr. G. Rabeder (POHAR &
PACHER, 1997, PACHER, 2000a). In
order to find undisturbed layers we installed
four excavation areas in unexploited
parts of the cave. Especially area 2 and 3
yielded a rich material and interesting
finds.
Area 1 lies in the western part of the
cave and includes 2 square meters. We

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) New excavation campaigns in Potocka zijalka 303
recovered only a few identifiable bones
and some undistinguishable fragments
between large bloc debris. Therefore we
stopped excavating in this area.
In front of area 1 we started to clean a
SW-NE orientated section of 4 meters
length. Therefore it was necessary to excavate
an area of 4x2 meters in front of the
section. In these squares the border between
undisturbed layers and the end of
Brodar’s excavation trench was retrieved.
We tried to compare the stratigraphy
of our section with the sequence of layers
described by Brodar. Section 69-70 after
S. & M. BRODAR (1983) was used as
reference. Layers were less developed and
disturbed by large blocs in section SW -
NE. Nonetheless stratigraphy corresponds
more or less with section 69-70 (POHAR,
1998).
Area 2 was installed at the eastern side
of the cave. It comprises nine squares (R/Q
5 to R/Q 8 and R4). This part of the cave
is completely dry and also the sediments
are different from the western side. S. &
M. BRODAR (1983) already described in
detail the various sequences of layers in
Potocka zijalka. The large rocks between
the eastern and western side of this cave
might be responsible for this phenomenon.
They probably divided the entrance
part into two different sedimentation
areas.
Another interesting point concerning
the sedimentation history is the great
amount of small sized gravel ("Kleinkies")
in Potocka zijalka. According to S. & M.
BRODAR (1983) gravel can be found
mostly in the middle of this cave ranging
from the entrance part into the inside. It is
accompanied by cenozoic molluscs, fossili-
sed wood and remains of fossil crinoids.
During our excavation only small lentils
of gravel were retrieved in the area around
section SW-NE, a fact that coincides with
Brodar’s distribution pattern. BRODAR
(1960:123) discussed a possible input by
palaeolithic men but cenozoic gravel is
known from other caves in the region, too
(PAVLOVEC, 1998) and can be explained
by the geological history of this mountain
range.
Area 3 lies next to area 2 and consists
of 6 squares (T9/10 to V9/10). The rich
material of this area still needs to be analysed.
RADIOMETRIC DATA
By now seven 14 C - data are available
(see table 1). The first one is from a cave
bear bone of the Collection Grosz and was
made in course of the re-examination of
this material (PA C H E R , 1998a). The
others are from bones derived during the
new excavation campaigns.
Data from cave bears are derived from
two samples from the back of the cave and
four samples from area 2. The retrieved
results indicate a homogenous assemblage
of Ursus spelaeus in Potoka zijalka of upper
Middle Würmian age. This time span
coincides with dates obtained from
various alpine cave bear sites (see localities
in DÖPPES & RABEDER, 1 9 9 7 ) .
Furthermore the dates correspond with
the human use of Potocka zijalka, especially
the lower Upper Palaeolithic tradition
(Aurignacien).
Micro-mammal remains in Potocka
zijalka a numerous and revealed a great
variety of taxa. According to BRODAR,

304 PACHER, M. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Table 1. 14 C - data from Potocka zijalka.
S. & M. (1938) their remains could be
mainly obtained from the lowermost layer
9 as well as near large blocs. This observation
might indicate a transport of small
bones into the shadow of blocs. Yet only
one radiocarbon date from a mandible of
Microtus mirotus collected from the surface
at the back of the cave is available.
Nonetheless this sample gives evidence of
an unknown portion of micro-mammals
in Potocka zijalka accumulated during the
Upper Pleistocene.
STATE OF INVESTIGATIONS -
PALAEOLITHIC AND FAUNAL
REMAINS
Potocka zijalka is an important Upper
Pleistocene cave site. Various categories of
finds revealed many interesting aspects
contributing to our knowledge concerning
high alpine cave bear and
Palaeolithic sites. Brodar’s campaigns
yielded 305 stone artefacts whereas 80
specimens are determined as tools. The
majority of pieces are attributed to the
Aurignacien tradition and only some
remains revealed characteristics of the
Middle Palaeolithic Moustèrien tradition
or are untypical pieces (BRODAR, S. &
M. 1983). Potocka zijalka yielded also a
great amount of bone points. 130 bone
points are described, together with the
one of the collection Grosz (BRODAR,
1994) and two finds during the excavation
1997.
Because of certain characteristics revealed
by the Palaeolithic remains of this
site J. BAYER (1929) defined a distinct
Upper Palaeolithic tradition under the
term "Olschewien". Only 17km on air line
apart lies Mokriska jama, another cave site
ascribed to the Aurignaien tradition (M.
BRODAR 1960). HAHN (1977:81) and
M. BRODAR (1971) explain differences
in various assemblages of by a different
use of these sites. HAHN (1977:81) classified
Potocka zijalka as "kill site", because
bone points outweigh the number of
stone tools. A definition leading us to the
question of possible prey animals determined
in the material.
The fauna remains of Potocka zijalka is
characterised by the great amount of cave
bear bones. BRODAR, S. & M. (1983)
assume more than 1500 individuals preserved
in the assemblage. In addition to
cave bear eight taxa of other carnivores
and seven species of herbivores are determined
(see table 2). Furthermore
molluscs, fishes, amphibians, reptiles,
birds and a great diversity of micro-mam-

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) New excavation campaigns in Potocka zijalka 305
Table 2. Large mammals of Potocka zijalka and Mokriska jama.
mals are reported. Many of these small
animal remains were probably brought in
by owls (S. & M. BRODAR 1983) or
could have been hunting game of the
small carnivores evident in the fauna.
In this discussion special attention is
given to the large mammal remains,
although fishes, small mammals like hare
or marmot or birds are also possible prey
animals of Palaeolithic man.
Among large mammals carnivores outweigh
herbivores. According to
BRODAR S. & M. (1983) beside cave
bear 5 taxa of carnivores are reported from
layer 3 to 9, ascribed to the Pleistocene by
the authors. This list has to be completed
by wolverine (D Ö P P E S , 2000), first
determined during the new campaigns.
Brown bear is only obtained from the
Holocene layer 1. In general carnivore
remains in alpine cave bear sites are often
mentioned but seldom numerous. Their
occurrence is explained by a common use
of caves by various carnivores leading to
natural episodical input. In contrary to
our first impression (PACHER, 1998b)
there is no certain evidence for Panthera
spelaea in Potocka zijalka until today. Only
wolves are quite abundant in the fauna
material. Up to now 16 remains of 2 or 3
individuals are derived during the new
campaigns in the area around section SW
– NE, area 2 and 3. These animals are probably
responsible for typical gnawing
marks on numerous cave bear bones and
the origin of pseudo-artefacts discussed by
various authors (K O S , 1931; M.
BRODAR, 1985). The most famous piece
among these controversial specimens is
certainly a mandible of cave bear described
as bone flute (S. BRODAR, 1938:
153).
Herbivore remains are less frequent in
Potocka zijalka. The new campaigns revealed
only few fragments of small bones
until today. Omitting the remains of

306 PACHER, M. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
domestic cattle and roe deer of Holocene
layer 2 leaves 4 taxa ascribed to the
Pleistocene by BRODAR, S. & M. (1983).
Ovibos moschatus is evident by nine teeth of
one individual (R A K O V E C , 1 9 3 8 )
making it impossible to decide whether
humans or carnivores were responsible for
the input. The remains are described from
a layer without Palaeolithic artefacts.
Nonetheless the importance of this find
lies in the second evidence of musk ox in
the southern alpine region
(R AT H G E B E R , 1994: 30). The three
other taxa of herbivores are red deer, chamois
and an unidentified ruminant. The
first two are also evident in the Holocene
layer 2 and still belong to the modern
fauna of the region.
Unfortunately the majority of fauna
remains of Brodar’s excavation are lost,
thus it is not possible to calculate precise
numbers of elements preserved or to examine
bones for modifications due to
human activity. Taking into account a
transport of finds after deposition the evidence
of artefacts and fauna remains in the
same layer are yet not enough to prove
hunting game.
A comparison with the nearby cave site
Mokriska jama shows a similar fauna distribution
with a majority of cave bear
remains and few bones of other taxa
(R A K O V E C , 1967). In contrary to
Potocka zijalka the diversity in the fauna
material is low. Among other carnivores
Canis lupus is again most abundant. Pine
marten, brown bear and cave lion yielded
fewer elements. Herbivores are represented
by one species, only. Therefore Capra
ibex is the only possible hunting game
among Ungulates at Mokriska jama.
Palaeolithic man is also evident by
fewer artefacts than in Potocka zijalka.
Three stone tools and 24 chips as well as
nine bone points were retrieved from this
site (M. BRODAR, 1960).
CAVE BEAR REMAINS OF AREA 2
The cave bear remains of area 2 consist
of 9630 identified specimen (NISP), whereas
3017 bones are derived from adult
bears (31,33%), 3571 from juvenile individuals
of various ontogenetic stages
(37,08%) and 1208 remains are obtained
from neonates (12,54%). Furthermore
1834 isolated teeth (19,05%) comprising
878 permanent and 956 milk teeth
belong to the assemblage. The material
studied up to now revealed a minimum
number of 21 adult individuals (MNI) as
well as 51 juvenile and 63 neonate animals.
The overall preservation of bear bones
in Potocka zijalka is quite good, although
various observations indicate a secondary
deposition of cave bears in area 2. In the
uppermost layers small skeletal elements
like metapodials, rib-fragments and teeth
are frequent. Many specimen were vertically
orientated in the sediment
(PACHER, 1998b). Beginning with layer
3 and 4 the density of finds increased in
squares near to the middle of the cave,
indicating a transport of bones from the
back and middle of the cave towards the
side.
On the other hand area 2 revealed several
vertebrae in correct anatomical position
(see figure 1). As in the case of
Schwabenreith – cave these finds are no
proof of bear remains on primary deposi-

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) New excavation campaigns in Potocka zijalka 307
Figure 1. One layer of cave bear bones of area 2 (graphik: N. Frotzler).
tion (PACHER, 2000b) in regard to the
excavation area. Transport in Potocka
zijalka is also indicated by a dense pattern
of scratches on the surface of many bones.
Some of these scratches as well as rounded
edges might also be due to trampling.
Gnawing marks are evident on various
kinds of cave bear bones. The percentage
of gnawed bones is especially high in rips,
vertebrates, scapulae, femora and calcaneii.
A high degree of modified bones is
also evident in pelvis, ulnae radii and
tibiae. According to studies on the behaviour
of recent carnivores long bones and
elements of the shoulder- and pelvic-girdle
are often exposed to extensive gnawing
(HAYNES, 1983). Gnawing marks on
cave bear remains from Potocka zijalka are
mainly attributed to Canis lupus. Wolves
probably also produced bone fragments
revealing spiral fractures and cones, a type
of bone modification also attributed to
human activity. In general hunting of cave
bear by Palaeolithic man cannot be gene-

308 PACHER, M. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
rally excluded but has to be proved by
thorough investigations.
In contrary to the assemblage from
Hohle Fels in Germany (MÜNZEL &
LANNGUTH, 2001) the fauna material
from Potocka zijalka studied so far by the
author revealed no evidence for cave bear
hunting or butchering by Palaeolithic
man. As in many alpine cave bear sites the
influence of Palaeolithic man on cave bear
assemblages has long been overestimated
in course of the theory of specialised cave
bear hunters during the Middle and
Upper Palaeolithic (for a detailed discussion
see J E Q U I È R , 1975; PA C H E R ,
1997; PA C H E R , 2000c). The great
amount of bone points in Potocka zijalka
led also to the idea of cave bear bones as
raw material for the production of these
artefacts (S. BRODAR, 1957; MOTTL,
1966).
The material of Potocka zijalka revealed
many interesting aspect. Only with a
detailed taphonomic analyses in combination
with other investigations is it possible
find out more about site formation
processes, the role of various categories of
finds or to distinguish between human
versus carnivore influence on the assemblage
(MIRACLE, 1991: 208). One of the
most controversial aspects at this site is
certainly the role of Palaeolithic man and
cave bears.
ACKNOWLEDGEMENTS
We owe special thanks to the authorities
in charge in Slovenia, the Museum in
Celje as well as the Institute of archaeology
ZRC SAZU and all persons involved
for the permission to carry out excavations
in Potocka zijalka. Furthermore we have
to thank both Institutes and the Academy
of Science in Vienna for the financial support.
The latter also supported a first
analysis of the material.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) New excavation campaigns in Potocka zijalka 309
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Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 311-316
Fossil Brown Bears of Slovakia
Los osos pardos fósiles de Eslovaquia
A B S T R A C T
SABOL, M.
ISSN: 0213-4497
The fossil remains of bears are very frequently found in the karst sediments of the
Western Carpathians. Besides cave bears, two taxa of fossil brown bears (Ursus tauba -
c h e n s i s, Ursus arctos priscus) have been present in the Slovak territory during the Late
Pleistocene Period too. Recent European brown bear (Ursus arctos arctos) is appearing in
the Western Carpathians Mountains at the beginning of the Holocene or already at the
end of the Pleistocene Period respectively.
So far, osteological remains of arctoid bears have been described from 23 Slovak localities.
The most frequently, these remains belong to the taxon Ursus arctos ssp. or to the
recent subspecies Ursus arctos arctos. The fossil findings of brown bears from the Late
Pleistocene are less frequent.
Key words: brown bears, Late Pleistocene, Holocene, Western Carpathians, Slovakia
Department of the Geology and Paleontology, Faculty of Sciences, Mlynská dolina, SK-842 15 Bratislava,
SLOVAKIA

312 SABOL, M. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
INTRODUCTION
The fossil findings of representatives of
the family Ursidae are known in the territory
of Slovakia from sediments dated
from the Middle Miocene to the beginning
of the Holocene Period. They are
found relatively frequently, especially in
the karst sediments of the Late
Pleistocene. Most of these fossil remains
belong to cave bears (Ursus spelaeus), which
lived in the Slovak territory of the
Western Carpathians Mountains from the
end of the Middle Pleistocene to the end
of the Late Pleistocene. However besides
cave bears, two taxa of fossil brown bears
(Ursus taubachensis, Ursus arctos priscus)
have been present in the same territory
during the Late Pleistocene Period too.
Recent European brown bear (Ursus arctos
a r c t o s) is appearing in the We s t e r n
Carpathians Mountains at the beginning
of the Holocene or already at the end of
the Pleistocene Period respectively.
GEOGRAPHICAL DISTRIBUTION
OF FOSSIL BROWN BEARS IN THE
TERRITORY OF SLOVAKIA
As the first of fossil brown bears, probably
Ursus taubachensis (RODE, 1931)
rarely occurred in the Slovak territory
during the Last Interglacial. However, it
suddenly began dying out here by the end
of this warm climatic period or by the
beginning of the Last Glacial respectively.
Thus, the fossil findings of this bear species
have some stratigraphical value.
MUSIL (1996) has been described the fossil
remains from the Certova pec Cave as
U. cf. taubachensis. Probably, the fossil
remains of the arctoid ursid from the
Besenová-Bána travertine quarry belong
to this taxon too (see figure 1). This relatively
big bear species came from the
south, whereas it probably had reached the
southwestern areas as the first ones in the
Slovak territory.
The other relatively big bear taxon
from the arctoid branch of ursid phylog
e n y, which lived in the territory of
Slovakia during the Last Glacial Period,
was fossil subspecies Ursus arctos priscus
GOLDFUSS, 1822. The taxon probably
evolved from some local population of
brown bears in the territory of Middle or
Western Europe, but it is not descendant
of brown bears from southern Europe
(Ursus arctos arctos) (MUSIL, 1996). These
fossil brown bears, as large as a grizzly,
were rarely extended between paleopopulation
of cave bears (MUSIL, 1996) in the
extensive European territory of the
Paleoarctic area (SCHMIDT, 1970). They
lived in the same territory and in the same
environment (MUSIL, 1964) together
with them. However, there were ascertained
some morphological differences between
these single taxa, especially in the
shape of the both cranium and teeth.
These fossil brown bears have been extended
in Slovak territory especially in the
mountainous areas of the Middle Slovakia.
They expanded here probably from the
west (Moravia?), but it is not out of question
their next migration to the east. The
fossil remains of these ursids are not as
abundant as the ones of cave bears, but
they have been solitarily described as U.
arctos priscus or U. arctos cf. priscus from
some Slovak caves – the Vazec Cave, the
Vyvieranie Cave, the Lisková Cave

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Fossil Brown Bears of Slovakia 313
(SABOL, in press), the Kupcovie izbicka
Cave and probably from the Okno Cave
(SABOL, 1999) too (see figure 1).
However similarly to cave bears, these big
fossil brown bears began dying out in
Slovak territory at the end of the Last
Glacial too.
In the time between the end of the Last
Glacial Period and the beginning of the
Holocene Period (approximately 10 000
years BP) the recent European brown
bears (Ursus arctos arctos LINNÉ, 1758) are
appearing in the Slovak territory of the
Western Carpathians Mountains.
Similarly as brown bears from the Last
Interglacial (U. taubachensis), their presence
in the territory of Slovakia is also the
result of some migration waves of brown
bears from the southern Europe, probably
from the Balkan Peninsula (MUSIL,
1996). But to the different from the
Taubach bears, the recent brown bears
expand probably from the south-east in
the Slovak territory. The findings from the
Lukác Abyss can be the evidence of that.
They belong among the geologically
oldest (end of the Pleistocene – beginning
of the Holocene) osteological remains of
this subspecies in Slovakia. The biotope of
recent European brown bears consists of
coniferous and mixed forests in the near
inaccessible rocky terrain with sufficient
number of dry refuges (such as caves), and
the presence of water. The original distribution
(nearly in all Europe) of these
ursids is only insular and imperceptible in
the present in Western Europe, whereas
Slovakia makes the western boundary of
their more continuous distribution in
Eurasia (FERIANCOVÁ-MASÁROVÁ &
HANÁK, 1965). There live approxima-
tely 1.000 individuals in Slovak mountains
today. However, their distribution
here is restricted only to area of some
mountains (the Strázov Highland, the
Malá Fatra Mts., The Velká Fatra Mts.,
the Beskydy Mts., the Oravská Magura
Mts., the Choc Hills Mts., the Tatras Mts.,
the Low Tatras Mts., the Levoca Hills
Mts., the Slovenské rudohorie Mts., the
Polana Mts., the Stiavnica Hills Mts., the
Kremnica Hills Mts., the Vtácnik Mts.
and the Ziar Mts.) (FERIANCOVÁ-
MASÁROVÁ & HANÁK, 1965), whereas
it was much larger in the past (see figure
2). The fossil and subfossil findings of
osteological remains of these bears from
the Lukac Abyss, the Silická Brezová
(HOKR, 1951), the Bear Cave near Ruzín
(AMBROS, 1990), the Fox Cave in the
Little Carpathians Mts., the Bear Cave –
Huciaky, Klenovec, and the Sípová Cave
(see figure 1) are evidence of that. Also it
is not out of the question that findings
described only as Ursus arctos ssp. from the
Jasov Cave (VOLKO-STAROHORSKY,
1929), the N III Cave in the Belianske
Tatry Mts. (FEJFAR & SEKYRA, 1964),
Lucivná (SKUTIL, 1938), the Nová éra
Cave, the Belianska Valley, the Cervená
Magurka Cave, the Pod Úplazom Cave,
the Psie diery Cave and the Moldava Cave
probably belong to the representatives of
the subspecies Ursus arctos arctos too (see
figure 1).
CONCLUSION
On the basis of our knowledge about
fossil and subfossil taxa of brown bears we
are able to draw that these ursids were
relatively abundant in the Slovak territory

314 SABOL, M. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
of the Western Carpathians Mountains in
the past. They were relatively abundantly
represented to the rate of the single paleopopulation
states and to the rate of the
taxa in the single geological periods.
So far, their osteological remains have
been described from 23 Slovak localities.
The most frequently, these remains belong
to the taxon Ursus arctos ssp. or to the
recent subspecies Ursus arctos arctos. The
fossil findings of brown bears from the
Late Pleistocene are less frequent.
ACKNOWLEDGEMENTS
The author is indebted to the Grant
Agency for Science, Slovakia, for financial
support (project No. 1/6192/99).

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Fossil Brown Bears of Slovakia 315
Figure 1. Location of brown bear localities in Slovakia. 1, Belianska valley; 2, Besenová-Bána; 3,
Certova pec; 4, Cervená Magurka Cave; 5, Pod Uplazom Cave; 6, Vyvieranie; 7, Lisková Cave; 8,
Lukác Abyss; 9, Klenovec; 10, Kupcovie izbicka; 11, Bear Cave - Huciaky; 12, Moldava Cave; 13,
Fox Cave; 14, Okno; 15, Psie diery Cave; 16, Sipová Cave; 17, Vazec Cave; 18, Silická Brezová; 19,
Bear Cave near Ruzin; 20, Jasov Cave; 21, N III Cave; 22, Lucivná; 23, Nová éra Cave.
Figure 2. The geographical distribution of brown bears (Ursus arctos arctos) in the territory of
Slovakia. a) area of geographical distribution in the present. b) area of assumed geographical distribution
in the past

316 SABOL, M. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
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Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 317-323
ISSN: 0213-4497
Archaic and recent Ursus spelaeus forms
from Lombardy and Venetia Region (North
Italy)
Formas arcaicas y recientes de Ursus spelaeus en
Lombardía y la región de Venecia (Norte de
Italia)
A B S T R A C T
ROSSI, M. 1 & SANTI, G. 2
Some Ursus spelaeus Rosenmüller-Heinroth, 1784 cranial and mandibular remains
coming from Northern Italy (Lombardy Region -Buco dell’Orso Cave, Laglio, Como-)
and from Venetia Region (Cerè, S. Donà di Lamon and Velo), are biometrically analysed.
The compared fossils could be inserted in two typological forms: archaic and modern.
To the first belongs a part of Venetia Region remains and to the second, the Buco
dell’Orso Cave fossils and some of the Venetia Region caves too. The probable thesis of
derivation of U. spelaeus by U. arctos is mentioned, although the phylogenetic hypothesis
U. etruscus → U. deningeri → U. spelaeus, is still eff e c t i v e .
Key words: Ursus spelaeus, archaic and modern forms, comparison
(1) Museo Civico di Storia Naturale, L.go Adige, I-45100 Verona (Italy)
(2) Dipartimento di Scienze della Terra, Via Ferrata 1, I-27100 Pavia (Italy)

318 ROSSI & SANTI CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
INTRODUCTION
The Ursus spelaeus R o s e n m ü l l e r-
Heinroth, 1784 remains are very abundant
in the Northern Italy caves (SANTI
& ROSSI, in press, for a bibliographic
analysis), but the last discoveries taken in
the Venetia Region have shown the probably
presence of archaic elements of this
species. The fossils (about fifteen among
the skulls and mandibles) come particularly
from Cerè Cave, near Verona: this
cave is placed along the Falconi Vajo near
Ceredo (figure 1 A). Together with these
bear fossils, have been found a great quantity
of mammals remains that "…sembra
rappresentare in realtà più momenti del
Pleistocene" (BON et al., 1991, p.189).
Skulls and mandibular bears remains from
Cerè Cave are fragmentary, with the
exception of two skulls and one mandible,
partially deformed by fossilization process.
These ones have the typical "spelaeus"
characters, in particular those linked to a
more herbivorous diet.
1) DOME CONFORMATION OF
THE FRONTALS. This character is clearly
visible in some fossils (V 160 and V
162), less in the V 161 specimen because
of post-mortem process. The frontal
region convexity has been signalled in
some U. deningeri "modern" elements too
(KURTÉN, in TORRES, 1988), but not
in the "archaic" forms. Furthermore, in
lateral view a profile of the cranic vault little
convex, similar to the U. spelaeus one, is
evidenced. The small dimensions of the V
161 specimen suggest the possibility that
this fossil could belong to this species.
The lack of P 2 could not destroy this
hypothesis: in fact the U. deningeri dental
formula is very variable and the lack of
second premolar remain, as in this case,
has been signalled.
2) THE NASAL AREA, as in U. spe -
l a e u s, is lightly concave (MAZZA &
RUSTIONI, 1994).
3) THE ZYGOMATIC ARC presents
an arcuated profile with the convex boundary
in the upper side and the concave
below. Dorsally, the orbits’ profile of the
specimens as in U. spelaeus, is rounded and
a little protruding (TORRES, 1988, figure
1.8 a). On the contrary, in U. arctos is
protruding and triangular (T O R R E S,
1988, figure 1.9 a).
4) THE VERTICAL RAMUS of the
mandible has a posterior straight boundary
like the inferior side of the coronoid
crest that always link it vertically to the
horizontal ramus (cf. TORRES, 1988, figs
7.2 b, c).
Biometric data confirm the observations
following the morphology, but show
a decrease in size in comparison to the average
found in the classic speloid elements.
In particular, size is intermediate between
the typical U. spelaeus and U. arctos (figures
2-3). Biometric values show that the
skulls V 161 and V 162 (figure 2) and the
mandibles belonging to the more robust
elements (figures 3-4), fall in the field
defined by U. spelaeus. Graphic of the figure
3 shows the typical speloid characters:
in fact observing that the mandible V
4886 is the smaller among all the analysed
specimens, it is possible to extend similar
morphometric characters also to the other
mandibular remains. Therefore, considering
the assigned age of Cerè deposit
(BON et al., 1991) and the observed morphological
and biometric characteristics,

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Archaic and recent Ursus spelaeus forms 319
Figure 1. Geographic position of the fossiliferous localities of Cerè (Verona) (A) and Buco dell’Orso
(Laglio) (B) Caves.
it is possible to assign the analysed fossils
to the archaic forms of U. spelaeus, only
supposing, while waiting for new data,
the presence of U. deningeri.
The U. spelaeus remains from the Buco
dell’Orso Cave near Laglio (Como) (figure
1 B) have been studied by ROSSI &
SANTI (in press a) and by SANTI &
ROSSI (in press). The effected analyses
have demonstrated that the studied forms
fall well in the morphologic and biometric
spectrum typical of U. spelaeus, although
the reduced size could let think to U.
deningeri appurtenance (RABEDER, com.
pers.) with the exception of one maxillary
fragment. For it we have advanced an U.
arctos appurtenance.
Diagrams of figures 2-3-4 propose a

320 ROSSI & SANTI CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figure 2. Graphic relative to the relation between the Basal length and the Length of the dental row
(P 4 -M 2 ) (in mm) in bears skulls (by: ROSSI & SANTI, in press b, mod.).
Figure 3. Graphic relative to the relation between the Absolute length and Height of the vertical
ramus (in mm) in bears mandibles (by: ROSSI & SANTI, in press b, mod.).
first, meaningful comparison between the
cranial and mandibular morphometry of
the Buco dell’Orso Cave and Cerè remains
compared to the bears ones (U. spelaeus and
U. arctos) from venetian (Velo and S.
Donà) and foreign localities (Spain). We
put first is that we have utilised the main
meaningful parameters useful to this aim.
Therefore the few data available demonstrate
until now the clear difference of the
points’ position referred to Cerè and
Laglio fossils. Referring to diagram of
figure 2 the Laglio bears representative
points are placed in order to the boundary

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Archaic and recent Ursus spelaeus forms 321
Figure 4. Graphic relative to the relation between the Length of the dental row and Height of the
mandible below P 4 (in mm) in bears mandibles (by: ROSSI & SANTI, in press b, mod.).
of "spelaeus" dispersion data, while in the
other graphics are placed very well inside
the "spelaeus" cloud. The boundary position
of the Laglio skulls representative
points could have a logic explanation in
the consideration that the fossils should
belong to subadult forms and therefore
still not come to maturity. Considering in
particular both the Cerè bears, and the
Laglio ones, we found two well distinct
"spelaeus" types: the typical ones (main
part) and the forms that having also "spe -
laeus" morphologic characters, have partially
the arctoid ones (V 4886a and V 161
for example) (ROSSI & SANTI, in press
b). This "type diversity" could be explained
by the presence of U. spelaeus archaic
forms (supposing only the U. deningeri
presence) and more "modern" ones. To the
first should be referred a part of the considered
Cerè elements, and to the second,
those of the Laglio and others of the
Verona and Venetia region cave ones (figure
5).
Therefore with this first preliminary
comparison should confirm for the
moment, the hypothesis of the possible
presence of U. spelaeus archaic forms in the
Verona Region. Notwithstanding that on
the base of MAZZA & RUSTIONI’s
(1994) considerations a possible derivation
of U. spelaeus from U. arctos could be
advanced, morphologically and palaeogeographically
is more acceptable until now a
phylogenetic sequence U. etruscus → U.
deningeri → U. spelaeus with the new U.
arctos invasion in the Middle Galerian that
originated the Upper Pleistocene and
present arctoid forms (Petronio, pers.
com.).
ACKNOWLEDGEMENTS
We would like to thank Prof. Petronio
C. (Rome) for the useful advise and for the
critical reading of the manuscript.

322 ROSSI & SANTI CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figure 5. Cranial morphologic variation on the chronological base, by Ursus deningeri at Ursus spe -
laeus ("archaic" and "modern"). U. deningeri and U. spelaeus "modern" are reprised by STUART
(1982).

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Archaic and recent Ursus spelaeus forms 323
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metrico del craneo, 3-46. II- Estudio anatomico
y metrico de la mandibula, hioides, atlas y
axis, 220-249.

Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 325-340
ISSN: 0213-4497
Holocene Brown Bears (Ursus arctos L.) in
natural traps : exceptional sites of Mont
Ventoux (Vaucluse, France)
Osos Pardos holocenos en trampas naturales: los
yacimientos excepcionales de Mont Ventoux
(Vaucluse, Francia)
CREGUT, E. 1 & FOSSE, Ph. 2
with contributions by ARGANT, A. 3 ; ARGANT, J. 4 ; DEBARD, E. 5 ; DONAT-AYACHE, B.1;
MOURER-CHAUVIRE, C. 5 ; MEIN, P. 5 ; PHILIPPE, M. 6 & THINON, M. 7
A B S T R A C T
On the northern face of the mountain Mont Ventoux (Vaucluse, Southeastern France), a
dozen cavities and traps (called MV1, 2, 3, 4 ( = Aven du René-Jean), 5, 6 …) have been
recently discovered by speleologists, yielding rich Holocene faunal remains. Two sites
(MV2 and MV4, figure 1) have been excavated for 3 years (1997-1999) and appear to be
exceptional places for their archaeological records, containing both numerous remains
of brown bears and charcoal. These remains seem to have been accumulated during a
short time (Bronze Age ? to late Antiquity).
Here are presented some results of our first field investigations. Although these do not
strictly concern cave bears, they may be useful to paleontologists, archaeologists, taphonomists
and biologists working on (Pleistocene) bears.
Key words: Ursus arctos, Holocene, natural traps, France

Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 325-340
(1) Musée Requien, 67 rue Joseph Vernet, 84000 Avignon, France, musee; requien@wanadoo.fr
(2) ISEM, UMR 5554 CNRS, Laboratoire de Paléontologie, 1 Place E. Bataillon, case courrier 64, 34095
Montpellier cedex 5, France ; fosse@evol.isem.univ-montp2.fr
(3) UMR 6636-ESEP-GIRPPA, Institut Dolomieu, 15 rue M. Gignoux, 38031 Grenoble cedex, France ;
a.argant@wanadoo.fr
(4) Association de recherche paléoécologique en archéologie, Centre des Sciences de la Terre, Université
Claude Bernard Lyon I, 43, boulevard du 11 novembre 69622 Villeurbanne cedex.
(5) UFR des Sciences de la Terre Université Claude Bernard Lyon I, 43, Boulevard du 11 novembre, 69622
Villeurbanne cedex, France.
(6) Muséum d'Histoire naturelle 28, boulevard des Belges 69006 Lyon, France; museum@cg69.fr
(7) Institut méditerranéen d'Ecologie et de Paléoécologie, Faculté des Sciences et Techniques de Saint-
Jérôme, Botanique et Ecologie méditerranéenne, case 461, avenue Escadrille Normandie-Niemen, 13397
Marseille Cedex 20, France; michel.thinon@botmed.u-3mrs.fr

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Holocene Brown Bears in natural traps 327
THE MONT VENTOUX SITES : A
BRIEF PRESENTATION
The MV2 and MV4 sites are found at a
high altitude (1,650 m) and were formed
in Urgonian bioclastic limestone.
However, there are important topographical
differences between the two sites: MV2
has a long and narrow entrance gallery (60
m long) leading to a deep hole (28 m
deep), whereas the entrance of MV4 is a
small and narrow place (3 m long x 1-0.5
m width) which leads directly to a vertical
hole of 17 m depth (figure 2). The base of
the hole is a small trapezoidal room (10 x
5 m), containing thousands of faunal
remains.
Excavations have mainly concerned
MV4 site, where deposits have been exposed
1.50 m deep. Three stratigraphical
levels have been recognized:
• An upper level (average depth: 20-
30 cm), composed of medium sized limestone
gravel and without fine-grained sediment,
yielding numerous brown bear
remains. Skeletons are completely disarticulated
and most of them belong to
adults;
• An intermediate level (70 cm) with
limestone gravel and black small sized
Figure 1. Location of Mont Ventoux natural traps. (Photos: Philippe Fosse)

328 CREGUT & FOSSE CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figure 2. Topography of Mont Ventoux natural traps. (redrawn from EVIN 1996 (MV2) and BOU-
CHET 1997 (MV4)).
sediments. This level yields both paleontological
material (essentially brown bear
and bats) and abundant charcoal. Most of
the bear skeletons belong to young individuals
and have been discovered along the
walls, often covering major concentrations
of charcoal. Some of the thin bones (skulls,
scapulae) have been broken by rockfalls;
• A lower level (30-40 cm deep) containing
only large sized limestone gravel.
This level has so far not yielded any brown
bear remains.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Holocene Brown Bears in natural traps 329
MORPHOMETRICAL CHARACTERS
OF BROWN BEAR REMAINS
In each site, the brown bear (Ursus arc -
tos L.) is the commonest species (table 1)
and has been found in unexpected quantity,
especially in the MV4 locality. In a
surface of 12 square meters, 6000 bones
and teeth belonging to 120/150 individuals
have been discovered; an estimate of
300/500 bears is possible for the complete
sequence. A major concentration of bones
is noticeable, especially in the northern
squares.
By the morphological characteristics of
both cranial and postcranial elements
(shape of skulls, presence of premolar
raws, slenderness of long bones), the bear
at the Mont Ventoux sites is identified as
a medium-sized Ursus arctos, similar to
modern southern European specimens.
Skulls of adult individuals (n=7) present a
regular profile and not a strongly vaulted
forehead as found often in Ursus spelaeus
(figure 3). Variability in form and profile
of the skulls is noticeable, in accordance
with descriptions from modern samples
(ERDBRINK, 1953; COUTURIER,
1954; KOHL & SEPSI, 1997; CHESTIN
& MIKESHINA 1998 …). Other phenetic
parameters, such as presence/absence of
some premolars can be observed but
without any precise subspecific or biochronological
information. Upper and lower
Table 1. Faunal list of Mont Ventoux (=MV) natural traps. X = presence ; NISP/MNI.
Identifications made by E. CREGUT (ungulates and carnivores), C. MOURER-CHAUVIRE (birds)
and P. MEIN (bats).

330 CREGUT & FOSSE CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figure 3. Adult and non adult skulls from Mont Ventoux natural traps. Scale = 10 cm. (Photos :
Philippe Fosse).
first and third premolars are present (indicating
an attribution to Ursus arctos) but
in different proportions (tables 2-3). These
differences might be interpretated either
as standard intrapopulational variability
(BALLESIO, 1983: 12) or the presence of
two sub-diachronic populations. However,
the lack of teeth series for most of the
Pleistocene and early Holocene brown
bear populations (Taubach: KURT E N ,
1977; Jaurens: BALLESIO, 1983; Biache-
Saint-Vaast: AUGUSTE, 1996) does not
allow a closer analysis of the evolutionary
significance in relation to the presence or
absence of premolars. One might hypothe-

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Holocene Brown Bears in natural traps 331
Table 2. Presence (+) absence (-) of premolars in brown bear maxillae and mandibles from Mont
Ventoux natural traps. Data from DONAT-AYACHE (1997).
Table 3. Frequency of premolars in several modern and pleistocene brown bear populations.
Source: (1) BALLESIO, 1983; (2) ALTUNA, 1973; (3) TORRES PEREZ-HIDALGO, 1988; (4) KUR-
TEN, 1977; (5) AUGUSTE, 1995.

332 CREGUT & FOSSE CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
zise that the MV4 population is older than
the MV2 one.
Metrical comparison between modern
and fossil European brown bear populations
underlines the overall small size of
the Mont Ventoux specimens. Skulls are of
the same size as modern samples, although
slighly larger than female samples (figure
4). The attribution to the Holocene period
is confirmed by isolated teeth measurements
(tables 4–6). Lower carnassials present
metrical characteristics close to
modern Pyrenean and Basque populations,
which are in every case smaller than
Upper Pleistocene individuals (figure 5).
DNA studies have been undertaken (Y.
TABERLET, Grenoble) in order to precisely
locate the Mont Ventoux samples
within European populations.
GENERAL OVERVIEW OF BROWN
BEAR ASSEMBLAGES
Currently, Mont Ventoux traps are the
richest European sites with brown bear
remains. Other sites with Ursus arctos (fossil
or modern forms) are Eemian open-air
sites of Biache-Saint-Vaast, Ehringsdorf
Figure 4. Osteometric data of adult brown bear skulls (mm) from Mont Ventoux natural traps;
comparisons with pleistocene and holocene specimens. Source: ALTUNA, 1973; BOURDELLE &
DELIZIERE, 1949; CAMARRA, 1989; CAPASSO BARBATO et al., 1993; COUTURIER, 1954;
DONAT-AYACHE, 1997; KOHL & SEPSI, 1997; TORRES PEREZ-HIDALGO, 1988.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Holocene Brown Bears in natural traps 333
Table 4. Metrical data (in mm) for brown bear skulls and upper teeth of Mont Ventoux natural
traps. Data from DONAT-AYACHE (1997).
Table 5. Metrical data (in mm) for brown bear mandibles of Mont Ventoux natural traps. Data
from DONAT-AYACHE (1997).
and Taubach, and Upper Pleistocene cave
sites of Grimaldi (grotte du Prince),
Régourdou, Jaurens and Flavigny (table
7). Most Ursus arctos discoveries come
from (partial) isolated skeletons for which
chronological background cannot be refined
without radiometric data. All of skeletal
parts have been found (figure 6):
unfused bones of young individuals and
closed epiphyseal long bones of (sub)adult

334 CREGUT & FOSSE CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Table 6. Metrical data (in mm) for brown bear lower teeth of Mont Ventoux natural traps. Data
from DONAT-AYACHE (1997).
Figure 5. Osteometric data of adult brown bear lower carnassials (mm) from Mont Ventoux natural
traps; comparisons with pleistocene and holocene specimens.
skeletons are mixed and great concentrations
of bones do not allow a reconstruction
(refittings) of all individuals.
Young individuals are especially abundant,
most of them belong to new born /
first winter individuals (MV4 NISP=
4634; MNI= 87, table 8; MV2 NISP=
2000; MN= 30) whose ages have been
estimated from lower tooth eruption/wear
stages on known-age samples (DIT-

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Holocene Brown Bears in natural traps 335
Table 7. Frequency (NISP/MNI) of brown bear in Pleistocene/Holocene sites.
Figure 6. Frequency (%NISP) of skeletal parts of non adult and adult brown bear from MV4 natural
trap. NISP youngs = 4634; NISP adults = 900.
TRICH, 1960). Some age classes have
been rarely obtained because of the state of
mandible preservation (lack of teeth; presence/absence
of alveoles; state of eruption
slightly different (intermedial) of
DITTRICH’s one). Unworn milk teeth are
rare, whereas 6 weeks – 4 months old
(DITTRICH’ stages 4-6) followed by 5
months - 6 months old (DITTRICH’ stages
9-10) individuals are well represented

336 CREGUT & FOSSE CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
(table 8). Because birth of brown bears
occurs in January – February (PARDE &
CAMARRA, 1992: 10), DITTRICH’ stages
4-6 indicate March/May periods and
stages 9-10, July. It suggests both mortality
during and at the end of hibernation
(stage 4, 5 and 6) and during summer (stages
9, 10). The MV4 entrance may be seen
as a hibernation place for female bears
with their cubs; its characteristics (morphology,
size) are similar to pyrenean or
abbruzzean rockshelters used as winter
refuges (CAMARRA, 1987, 1989;
ZUNINO, 1986). Presence of bears
during summer might be explained either
by their behaviour (frequentation of the
highest zones of territory in search of food
and coolness) or by first human activities
in this area (refuge in front of clearings,
pastoralism …).
The 11 adult specimens are identified
by 900 bones and teeth. Material belongs
to subadult and young adult with unworn
permanent teeth. Size of upper and lower
canines suggest that females are more
abundant than males (figure 7). Long
bones extremities often present carnivore
activities: discrete pits near epiphyses,
grooves along diaphyses and deep furrows
into humerus/femur heads which have
been sometimes completly cancelled out
(figure 8). Some adult brown bears survived
to their fall and consume (semi)fresh
bones, by gnawing epiphysis.
CONCLUSIONS
Mont Ventoux sites contain one of the
richest brown bear samples in Europe.
Goals of studies on such original sites have
to draw up detailed data sheets both on
biological characteristics of bears (presence
of so many youngs suppose a recurrent
frequentation of these sites for a very long
period -several centuries?- by a same
population; inter site correlations …) and
Table 8. Age estimation of non adult brown
bears from MV4 site.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Holocene Brown Bears in natural traps 337
on methodological researches in bear
taphonomy (age estimations, anatomical
refittings …).
ACKNOWLEDGEMENTS
Aknowledgements are due to ONF
(Office National des Forêts) of Avignon to
authorize access to sites and to counciles of
Bédoin and Brantes, CDS 84 and
Speleological Group of Carpentras for
their kind and efficient assistance during
excavations. Many thanks to Alex
Chepstow-Lusty who has kindly reviewed
the english version of this manuscript and
to Laurence Meslin (ISEM-Montpellier)
for the figures.
Figure 7. Sexual dimorphism in modern and Pleistocene brown bear populations, based on
Transverse Diameters of Upper (above) and Lower (below) canines.

338 CREGUT & FOSSE CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figure 8. Brown bear gnawed femurs from MV4. Scale = 10 cm.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Holocene Brown Bears in natural traps 339
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Cave Bear ancestors
Los antepasados del oso de las Cavernas
A B S T R A C T
ARGANT, A.
ISSN: 0213-4497
The lineage of the cave bear Ursus deningeri --> U. spelaeus is well known, but to draw
a limit in this evolution is not easy. The real difficulty is met when this cave bear lineage
has to be linked to its ancestors... Dating physical methods, paleoclimatic and paleo
environmental data, works on teeth and bones morphology, progress in paleogenetics
are means our disposal to give essential information to phylogeny. A large collaboration
is needed. Practical information are given about a possible discussion group.
Key words: Cave Bear, phylogeny
CR CNRS. UMR 6636 - ESEP- Institut Dolomieu, 15 rue Maurice Gignoux F-38031 GRENOBLE Cedex

342 ARGANT, A. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
1. INTRODUCTION
The topic of cave bear ancestors is seldom
discussed. And yet it's an important
question which partly conditions our research.
The aim of this communication is to
review the subject and above all to launch
a debate and a discussion.
2. A PRECISE EXAMPLE
Circumstances have made me study
four important paleontological sites, rich
in Ursids remains, spanning a long period
of time, and well grouped together geographically
(Europe scale) (figure 1).
The elimination of some variable parameters
(geology, hydrology, major climatic
zone) is due to the geograhic proximity,
well knowing that at the time scale
used, some factors likely to vary always
exist ; such are the local climate (different
environments), the variations of the conditions
of fossilization and preservation specific
to each place, etc...
How to establish the phyletic links
between the four Ursids populations ?
What are the means currently at disposal
to scientists to base their research ? Most
of the studies are done on dental material
for classical reasons. Teeth which are harder
and more resistant are well preserved ;
their determination and comparison (morphology,
measurement) are easier, explaining
the large number of studies which
use them.
The lineage of the cave bear Ursus
deningeri --> U. spelaeus is well known: U.
spelaeus obviously succeeds without discontinuity
or break to U. deningeri. The
only difficulty encountered by the paleon-
tologist is to draw a limit in this evolution
to distinguish two chrono-species. The U.
deningeri from Château (Saône-et-Loire),
the U. spelaeus from Azé and the one, very
typical from the Balme à Collomb
(Entremont-le-Vieux, Savoie) constitute a
good illustration of this evolution. The
ancient form, U. deningeri, presents a combination
arctoid and etruscoid features
time and again reported, but already marked
spelean features. The real difficulty is
met when this cave bear lineage has to be
linked to its ancestors.
The large group of Ursids from the
Early Plio-Pleistocene, U. etruscus, widely
spread on a vast area, logically constitutes
the genetical reservoir from which the two
great species U. arctos and U. deningeri-spe -
aleus have their direct or indirect origin.
The basic question is to know if these two
lineages diverge from the U. etruscus form
in a distinct way, or if the lineage of the
brown bears emerges alone, and then, in
the process of evolution, sees some of its
populations evolve towards the cave bear.
U. etruscus is mainly found in open
sites. Probably, it didn't use caves to
hibernate. This explains the rarity of its
remains and sites. From the Saint-Vallier
bear to the Château bear, time is far too
long to reveal a direct link. The intermediate
forms between U. etruscus and U.
deningeri are lacking. This can be applied
to the whole Europe. This gap is easily
explained by several reasons : rarity of
sites, lack or scarceness of paleontological
material, or difficulty or poor reliability of
datings. This is why so many hypothesis
are always difficult to back up for the early
Pleistocene, almost one million years.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) The Cave Bears ancestors 343

344 ARGANT, A. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
3. DIFFERENT CURRENT PHYLE-
TIC APPROACHES
The main phylogenic interpretations,
which are currently met dealing with the
Eurasian bears, are summed up in the tree
diagrams of figure 2. They correspond to
ideas which were suggested a long time
ago and abundantly debated. Diagram 1,
that I approve, seems to be nowadays
widely accepted, without any absolutely
decisive arguments, particularly about the
relation between U. etruscus/ U. arctos/ U.
spelaeus.
4. SOME REMARKS
Why can't we conclude for so long ?
Three main reasons can be put forward:
- The rarity of Early and Middle
Pleistocene sites.
- The difficulty of dating these sites.
- The rarity of usable paleontological
material, since many of these ancient bears
didn't systematically use caves to hibernate.
Which relaible tracers record the Ursid
evolution and their phyletic links ?
The greatest importance has been
given up till now to dental studies. It
seems to me that we must go beyond that
stage and use all the avalable recorded
information : metapods, carpus, tarsus...
Fortunetly, they have been used more
often for some years.
Which new means are our disposal ?
- First, improvements of dating physical
methods. They are more numerous and
performing for the ancient periods and
some of them are more and more reliable.
- Then, all the paleoclimatic and paleo
environmental data now systematically in
the scientifically led excavations.
- The works of G. Rabeder since 1983,
using the teeth as precise tracers of the
cave bear evolution which is quantified by
morphodynamic index, a useful tool
(RABEDER, 1983, 1989, 1990, 1992,
1999...; R A B E D E R , et al., 2000;
ARGANT, 1995).
- Progress in paleogenetics, due to
improved techniques in mitochondrial
DNA analysis which can be traced back
up to 130,000 years.
5. CONCLUSION
The preceding remarks allow us to
reconsider phylogenetics on current basis.
A methodical and coordinate research can
already be organized at the European
scale. It must associate the two lineages
Ursus spelaeus and Ursus arctos which are
historically linked, and maybe the Ursus
stehlini/thibetanus one ? It's impossible to
ignore paleogenetic information which is
brought by the mitochondrial DNA, whithin
its application chronological limits.
They are the only ones able to give this
kind of essential information to phylogeny.
They should be carefully considered
and always controlled by paleontological
data.
The question is so wide that a large
collaboration is needed, on equal footing
and with mutual respect between the
teams dealing with Ursids.
As a discussion basis, I propose the
following phyletic tree (figure 3) which
includes the current information of the
mitochondrial DNA (LOREILLE, et al.
2001). The genetic distances suggest a

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) The Cave Bears ancestors 345

346 ARGANT, A. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figure 3 : phyletic tree proposed for discussion

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) The Cave Bears ancestors 347
divergence between U. spelaeus and U. arc -
tos between 1.2 et 1.6 million years, prior
to the divergence of the two Eastern and
Western lineages of U. arctos (TABERLET
& BOUVET, 1994). This allows us to rule
out the model of diagram 2 and reinforce
diagram 1 (figure 2).
It seems important to me that a dis-
cussion group, which could be called
"URSID", should set up on the Internet.
Then, more structured and official consultations
should follow on the interest and
the results. But, please, at first, contact
to express your
opinion about creating such a discussion
group. So long.

348 ARGANT, A. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
REFERENCES
ARGANT, A. (1995). Un essai de biochronologie à
partir de l'évolution dentaire de l'ours des
cavernes. Datation du site de la Balme à
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RABEDER, G.; NAGEL, D. & PACHER, M.
(2000). Der Höhlenbär. Hersg. und mit einem
Geleitwort von Wighart v. Koenigswald, J.
Thorbecke Verlag, Suttgart, 111 p.
TA B E R L E T, P. & BOUVET, J. (1994).
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Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 349-358
ISSN: 0213-4497
The problem of the species concept in the
phylogeny of the cave bears
El problema del concepto de especie en la
filogenia del Oso de las Cavernas
A B S T R A C T
VILA TABOADA, M. & GRANDAL d’ANGLADE, A.
This a short review of a series of concepts daily used in palaentology, trying to connect
them with their meaning in other fields of study in Biology. Firstly, it should be pointed
out if the concept of species comes from an empiric reality or if it has arisen from the
scientific need of assembling. The evolutive concept of speciation, as well as its
"methods" seem to be based in the term population. Hence, as meaningful discussions
on speciation require a common definition of its end result, namely species, a solution to
the tricky issue of defining species probably lies in a deeper knowledge of the processes
behind speciation itself.
Key words: species, species concept, chronospecies, cave bear phylogeny
Instituto Universitario de Xeoloxía Isidro Parga Pondal. Facultade de Ciencias. Campus da Zapateira s/n.
University of A Coruña. E-15071. A Coruña. Galicia. Spain. (xemarta@mail2.udc.es)

350 VILA TABOADA & GRANDAL d’ANGLADE CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
INTRODUCTION
It is well know the complexity of usual
phylogenetic disussions in living groups
such as Ursidae (panda, polar bear...). But,
when fossil taxa are involved, the problem
remains in the very concept of species.
It should be wondered whether the
concept of species comes from an empiric
reality or if it has arisen from the scientific
need of sorting out organisms. The
evolutive concept of speciation, as well as
its "methods" seem to be based in the term
population. Hence, as meaningful discussions
on speciation require a common
definition of its end result, namely species,
a solution to the tricky issue of defining
species probably lies in a deeper knowledge
of the processes behind speciation
itself (ÖDEEN 1996).
HISTORICAL EVOLUTION OF THE
SPECIES CONCEPT
Aristotle (384-322 BC)
An animal, an individual, cannot be
eternal, because the reality of every being
is found in its characters... which is specific
(eidei). And thus, it always exists a
genus (génos) for humans, for animals, for
plants.
Linneaus (1751)
There are many species which the
Supreme Being has created with a lot of
different forms. They, following the laws
of generation, produce other forms, but
always similar to themselves: thus, there
are as many forms as number of structures
before present.
The Linnaean species concept was that
species were static entities of fixed characteristics
which defined them as being part
of a group. He did not explicitly define
"species". Indeed, there is some conflation
between the Linnaean category "genus"
and what we consider a "species" or a species
taxon today.
Lamarck (1802)
Species is every collection of similar
individuals which the process of generation
perpetuates within the same stage.
Thus, the circumstances of their situation
do not change enough as to vary their costumes,
habits or form.
Darwin (1859)
It s absolutely undefined the number
of differences considered as necessary in
order to give the category of "species" to
two forms (...) I just consider the species
concept as something arbitrarely used for
a group of individuals with strong similarities,
but this concept do not differ of the
variety term which is given to less different
and variable forms.
Ernst Mayr (1942)
Species are groups of actually (or
potentially) interbreeding natural populations
which are reproductively isolated
from other such groups.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) The problem of the species concept 351
Theodosius Dobzhansky (1935).
Dynamic nature of the species concept
Species is a stage of evolutionary process
at which the once actually or potentially
interbreeding array of forms becomes
segregated in two or more separate
arrays which are physiologically incapable
of interbreeding.
Huxley (1942)
In general, it is becoming clear that we
must use a combination of several criteria
in defining species. Some of these are of
limiting nature. For instance, infertility
between groups of obviously distinct
mean type is a proof that they are distinct
species, although once more the converse
is not true. Thus, in most cases, a group
can be distinguished as a species on the
basis of the following points:
1.- a geographical are consonant with a
single origin
2.- a certain degree of constant morphological
and presumedly genetic difference
from related groups
3.- absence of intergradation with related
groups
In most cases a species can thus be
regarded as a geographically definable
group, whose members actually interbreed
or are potentially capable of interbreeding
in nature, which normally in nature
does not interbreed freely or with full fertility
with related groups, and is distinguished
from them by constant morphological
differences. Thus, we must not
expect too much of the term species. In
the first place, we must not expect a hard-
and-fast definition, for since most evolution
is a gradual process, borderline cases
must occur. And in the second place, we
must not expect a single or a simple basis
for definition, since species arise in many
different ways.
Smith (1994)
Species are distinguished on phenetic
differences, be they morphological,
physiological , biochemical, or genetic.
All characters that very among the specimens
under study are scored and a taxoncharacter
matrix constructed. This matrix
is the subjected to multivariate analysis in
order to identify discrete clusters of individuals
based on total morphological
variation. The smallest clusters recognisable
then are a species.
DIFFERENCES AMONG THE
CURRENT SPECIES CONCEPTS
Biologic
The Biologic Species Concept (BSC)
has undergone a number of changes over
the years. Du Rietz defined it (1930) as:
the smallest natural populations permanently
separated from each other by a distinct discon -
tinuity in the series of biotypes. Barriers to
interbreeding are implicit in this definition.
Some years later, Dobzhansky defined
a species as we have seen above, but
later (1951) he relaxed this definition to
the point that is substantially agreed with
Mayr’s (1942), which is the accepted BSC.
Strengths: fits within population genetics.
Gives an unambiguous empirical cri-

352 VILA TABOADA & GRANDAL d’ANGLADE CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
teria. It provides an important conceptual
framework for speciation
Weaknesses: Only really applicable to
the present (paleobiological work on evolution
cannot use this concept). Doesn’t
apply to asexual organisms (it is less useful
in botany). No evolutionary dimension
Phenetic
Cronquist (1988) proposed an alternative
to the BSC that he called a renewed
practical species definition: "the smallest
groups that are consistently and persistently
distinct and distinguishable by
ordinary means".
Strengths: is in fact the way we recognize
species differences. Works well for
sexual and asexual organisms. Applies
well to past species.
Weaknesses: does not connect with
genetics.
Comments: the requirement that species
be persistently distinct implies a certain
degree of reproductive continuity.
This is because phenetic discontinuity
between groups cannot persist in the
absence of a barrier to interbreeding. This
definition places a heavy, though not
exclusive, emphasis on morphological
characters. It also recognizes phenetic characters
such as chromosome number, chromosome
morphology, cell ultrastructure,
secondary metabolites, habitats and other
features.
Recognition
S t r e n g t h s: Fits within population
genetics (it is based on reproduction).
Complements the biological species
concept
Mate recognition can be more easily
determined than ability to breed (especially
in non-living species)
We a k n e s s e s: Isolation mechanisms,
which lead to speciation are more difficult
to conceptualise. No evolutionary dimension
Ecological
Strengths: it corresponds to the findings
of a considerable body of ecological
research which suggests that species
occupy "adaptative" zones which are determined
and reinforced by the resources
exploited an the habitats occupied
Weaknesses: Is only loosely connected
to genetics Is rigidly tied to ecological
niches determining species (consider that
even in different life stages an organism
will occupy different niches). Perhaps the
best that can be said is that ecological processes
influence phenetic and genetic
aspects of species. Has no evolutionary
dimension.
Cladistic/Phylogenetic
There are several definitions. All of
them assert that classifications should
reflect the best supported hypotheses of
the phylogeny of the organisms. There are
two types of phylogenetic species concepts:
1.- A species is the smallest cluster of
organisms that possesses at least one diagnostic
character. This character may be
morphological, biochemical or molecular
and must be fixed in reproductively cohe-

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) The problem of the species concept 353
sive units. it is important to realise that
this reproductive continuity is not used in
the same way as in the BSC. Phylogenetic
species may be reproductive communities.
Reproductively compatible individuals
need not have the diagnostic character of a
species. In this case, the individual need
not be conspecific.
2.- A species must be monophyletic
and share on or more derived character.
There are two meanings to monophyletic:
the first defines monophyletic group as all
the descendants of a common ancestor and
the ancestor. The second defines a
monophyletic group as a group of organisms
that are more closely related to each
other than to any other organism.
Strengths: A clear evolutionary dimension.
Establishing phylogenies and, hence
branching points uses micro (e.g. DNA)
and macro characteristics. It is the richest
concept in palaeontological studies.
Weaknesses: Only a very small number
of lineages have been uncovered given the
detail required for this approach.
Disconnected from population genetics
SPECIATION PROCESS
Speciation is a special case in the evolution
of biological diversity.
Traditionally, we know evolution as the
process where new forms of life are shaped
through selective screening of biological
variation, is this a real concept ? How does
speciation modify taxa ? Is it done by
small, almost unnoticeable steps, ofter
caller "missing links", as envisioned by
gradualists ? or is evolution less gradualistic
? To the modern synthesis it is natural
to extrapolate microevolutionary change
to explain evolution on all taxonomic
levels. But to "pluralists" like S.J. Gould
crossing the level of species requires the
postulate of a different process: macroevolution.
Macroevolution, as Gould sees it,
is signified by large and sudden change,
greater than what would be expected from
allopatric divergence alone (Ö D E E N,
1996)
It should be reminded, no matter the
mode of speciation, the four forces which
lead evolution: m u t a t i o n, m i g r a t i o n,
selection and genetic drift. All of them,
are finally reduced or constraint by the
first one: mutation, its different rates and
its relationship with the other.
Mechanisms that prevent gene exchange
have been broadly termed i s o l a t i n g
mechanisms. Some authors include in this
category all factors that prevent gene
exchange, even geographical and spatial
isolation. Such geographically separated,
or allopatric, populations, obviously do
not have the opportunity for gene exchange,
and it has been debated whether, given
the opportunity, many of them would
remain reproductively isolated. Another
question related to allopatry is the speciation
due to founder effect (originated from
only a few coloniser individuals) and bot -
tleneck (group which has been substantially
diminished in size). Other authors have
therefore proposed that the term isolating
mechanisms be restricted to those that
prevent gene exchange among populations
in the same geographic locality, that is,
mechanisms that isolate sympatric populations.
The latter have been classified by
Mayr into two categories: i) before fertilization
(premating), as seasonal or habitat
isolation, behavioural or sexual isolation

354 VILA TABOADA & GRANDAL d’ANGLADE CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
and mechanical isolation. ii) after fertilization
(p o s t m a t i n g) as gametic mortality,
zygotic mortality or hybrid inviability
and hybrid sterility (STRICKBERGER,
1990).
The rate at which new taxa form is difficult
to determine, as evolutionary rates
differ even within phylogenetic groups.
These inconsistencies probably relate to
variations in selection pressures on the
population at different times. Whether or
not microevolutionary forces inducing
change within species are identical to
macroevolutionary forces generating new
species is a matter of contention
(STRICKBERGER, 1990).
FOSSILS, URSIDS AND FOSSIL
URSIDS
For the Paleontology, the presence of
the time dimension makes it impossible
to apply the commonly accepted biological
species concept. Thus, the
Evolutionary Species Concept (ESC) was
defined by Simpson as "a single lineage of
a n c e s t o r-descendant populations which
maintains its identity from other such
lineages and which has its own evolutionary
tendencies and historical fate"
(SIMPSON, 1961).
As fossil material carries the dimension
of time, it often shows sequences of species
that are obviously related to one another,
that follow one another in time, and are
generally interpreted as evolutionary lineages.
Thus, according KURTÉN (figure
1) it is no doubt that Ursus savini-Ursus
deningeri-Ursus spelaeus form a sequence of
evolutionary descent as well as a sequence
of related species in time.
Evolutionary changes may occur in
species even if a speciation event (split)
does not occur. This kind of categorization
results in naming chronospecies. Unlike
biological species, chronospecies are arbitrary
divisions of a single evolutionary
lineage, defined on the basis of morphological
change (figure 2).
Although the criteria used to delimit
chronospecies boundaries are not described
in his formal definition, Simpson suggests
that morphologic differences between
species should be at least as large as
those between living species of the same
taxonomic group. In our example, those
differences should be similar to these
found between the living representants of
the genus Ursus (U. arctos, U. americanus,
U. maritimus...)
But what are, in the cave bears, these
morphological differences? Sometimes the
difference between U. deningeri and U. spe -
laeus is defined by the variation of some
continuous features, like the progressive
reinforcement and doming of the skull
and the jaw, or discrete ones, like the loss
of the three anterior upper and lower premolars.
Continuous features are often difficult
to be used as taxonomic character. The
variability of size and morphology is a
constant in U. spelaeus and U. deningeri,
even into the same population. This
intraspecific variability is increased due to
sex dimorphism or the existence of dwarf
forms, like in high alpine populations.
Moreover, some sites from the Middle
Pleistocene show intermediate forms between
both species, whatever it means
(A LT U N A, 1972; RABEDER &

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) The problem of the species concept 355
Figure 1. Phylogeny of Ursids. Adapted from KURTÉN (1976). There is a clear difference between
U. deningeri and U. spelaeus.
Figure 2. Rapid and large morphological changes
in a single evolving lineage may lead to
define different species (a and b) in successive
geological intervals, wich are called chronospecies.
The boundary between a and b is often
subjective, but in any case it should be well
defined.

356 VILA TABOADA & GRANDAL d’ANGLADE CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figure 3. Phylogeny of Ursids. Adapted from MAZZA & RUSTIONI (1994). U. deningeri and U.
spelaeus are considered as a same group.
T S O U K A L A, 1990; A R G A N T, 1991,
AUGUSTE, 1992).
The discrete features could be more
conclusive. But the study of the jaws of
the Savini’s bear from Bacton reveals the
lack of the first, second and third premolar
as a general feature. And concerning U.
deningeri, even some Mosbach’s skulls and
jaws present a long diastema with no anterior
premolars. These ones are seldom present
and, when present, the percent varies
from one population to another.
There is no doubt that the only reliable
studies on Cave Bear phylogeny would be
those based on a large number of samples.
There is a lack of such studies that should
be solved. But, despite of many paleontologists
still consider both bears as separated
species, there are other well documented
papers on Ursidae phylogeny that consider
both bears as the same "group", i.e.,
the same species (MAZZA & RUSTIONI,
1994) as is shown in figure 3.
Taking into account the definition of
chronospecies, it is clear that only the
morphological differences between two
groups from a single lineage are concluding
for establish two different species.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) The problem of the species concept 357
The stratigraphic position of the bone
remains gives not enough evidence to
make a separation. Moreover, the morphological
change must be cuantified. In this
basis, it is not possible, at present time, to
afirm that U. spelaeus and U. deningeri are
different species. Even KURTÉN (1976)
left room for some doubt on this issue.

358 VILA TABOADA & GRANDAL d’ANGLADE CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
REFERENCES
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S T R I C K B E R G E R, M.W. (1990). E v o l u t i o n.
Boston: Jones & Bartlett Pub. 579 pp.

Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 359-364
ISSN: 0213-4497
Phylogenetic Problems of the Alpine Cave-
Bears
Problemas filogenéticos de los Osos de las
Cavernas Alpinos
A B S T R A C T
RABEDER, G. & NAGEL, D.
The metric and morphological characteristics of 23 alpine cave bear fauna are been studied
and compared with the normal lowland form. The phylogenetic conclusions are
drawn: 3 new subspecies?
Key words: Alpine cave bears, phylogeny, taxonomy
Institute of Paleontology, University of Vienna, Althanstraße 14, A-1090, Vienna, AUSTRIA

360 RABEDER & NAGEL CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
INTRODUCTION
Large quantities of fossil teeth and
bones have been found in caves throughout
Europe. They belong to the so-called
cave-bear. These animals probably used
caves as hibernation places, which would
explain the mass occurrences of skeletal
remains. More than 30 cave sites are
known in Austria alone and some of these
caves are situated at an altitude of 2.000m
or more.
The rapid evolution from the Middle
Pleistocene Deninger bear, U. deningeri, to
the more recent cave bear, U. spelaeus, was
the central focus of many publications
(e.g. EHRENBERG, MOTTL, KUR-
TEN, MUSIL, etc.). This evolution from
an omnivorous ancestor to a herbivorous
cave bear took less than 150.000 years.
Radiocarbon and uranium-series dates
constrain these palaeontological results.
This evolutionary speed is only challenged
by micromammals.
The high alpine cave bears remains are
smaller in size than the comparable ones
found in lowland sites. This was the reason
that EHRENBERG (1926) addressed
them as" high alpine small form"
(Schreiberwand-Höhle: 2200m and
Salzofen: 2005m), which lead to a controversially
discussion.
The existence of such a small form was
very much doubted by some scientists.
They suspected a dominance of females
over males in these caves which would
give the impression of a "small form" – not
a dwarf form! Cave bears had an obvious
accentuated sexual dimorphism, in which
females were about 15 % smaller than
males, based on the comparison of canines.
The difference is even less when it comes
to body mass.
METHOD AND RESULTS
The shifting of morphological features
during a geological time-period is an evolutionary
process. The so-called
Morphodynamic method quantifies this
process. On the fourth premolar, for example,
the increase of cusps per tooth and the
enlarging of the occlusal surfaces – suited
to grinding functions – is an adaptation to
a more herbivorous way of live. The comparison
of the evolutionary level of the
fourth upper and lower p4 results in a
P4/4-Index. In diagrams, the P4/4 –Index
versus the standardised dimensions of
teeth - e.g. mean value of length of m1
(figure 1) or m3 (figure 2) in percent to
Gamssulzen standard (RABEDER, 1999)
- results in five units. They are characterised
in a provisional taxonomic frame as
follows (figure 3):
U. deningeri d e n i n g e r o i d e s M O T T L ,
Repolusthöhle
A small form of U. deningeri. The fauna
from the Repolust cave is presently determined
as "late Middle Pleistocene" because
of uncertain Uranium-Thorium data.
U. deningeri n.ssp., Conturineshöhle
A small high alpine cave bear, combining
features from the Deninger bear with
typical U. spelaeus characteristics. U. denin -
geri features are P3, length of m3, metapodials;
U. spelaeus feature is the spelaeoid
P4/4-index, higher then in Early
Würmian U. spelaeus-faunas. The separation
probably occurred during the denin-

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Phylogenetic problems of the Alpine Cave-Bears 361
Figure 1. Scatter diagramm of m1 length (in percent to mean m1 length from Gamssulzen cave)
versus p4/4 index.
Figure 2. Scatter diagramm of m3 length (in percent to mean m3 length of Gamssulzen) versus
p4/4-index.

362 RABEDER & NAGEL CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figure 3. Proposed phylogeny of the Alpine cave bear group.
geri-level. The Conturines bears are dated
into the Middle Würm. A connection
with U. d. deningeroides is possible. If the
cave bear remains from the
Schreiberwandhöhle, Brettsteinhöhle and
Chilchi-Höhle belong to this new species
cannot be answered yet.
The "Drachenloch-bears"
Bears from high alpine caves of the
western part of Switzerland (Drachenloch,
Wildkirchli, Sulzfluh) show morphological
results as the "normal" cave bear. They
are from the Riss-Würm or Early Würm,
indicated by the present taxonomic knowledge.
U. spelaeus n.ssp., Ramesch-cave
The evolutionary level of these bears is
the result of a regressive evolution. This is
the conclusion from many data of the twometer
high profile in the Ramesch-
Knochenhöhle.
From approximately 35.000 years on,
both mean size and morphodynamic indices
of the premolars declined in the upper
parts of the Ramesch profile. A possible
reason was a change to colder climate.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Phylogenetic problems of the Alpine Cave-Bears 363
U. spelaeus n.ssp., Gamssulzenhöhle
Large cave bears of a high evolutionary
level immigrated into the alpine region
between 38.000 and 35.000 years before
present. They didn’t mix with the U. spe -
laeus n.ssp. from the Ramesch-cave living
in the same area. This bear is known only
from alpine caves of the East Alps
(Gamssulzenhöhle, Potocka, Mokriska)
and West Alps (Schnurenloch). Bears of
lower altitude with such a high evolutionary
level were not described yet.
We hope to get new insights into the
very complex taxonomy of the alpine cave
bears by investigating the postcranial skeletons
more thoroughly and by including
cave bear DNA data, currently under
investigation by the ancient DNA group
of the Max-Planck society.

364 RABEDER & NAGEL CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
REFERENCES
EHRENBERG, K. (1992). Die Ergenbnisse der
Ausgrabungen in der Schreiberwandhöhle am
Dachstein. Paläont. Z., 11 (3): 261-268, Berlin.
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Pleistocene cave bear. – Acta Zool. Fennica, 95:
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Südostösterreich. Mitt. Mus. Bergbau, Geol. Tech.
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MUSIL, R. (1980/81): Ursus spelaeus, der
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R A B E D E R, G. (1999). Die Evolution des
Höhlenbärengebisses. Mitt. Komm.
Quartärforsch. Österr. Akad. Wiss. 11: 1-102,
Wien.

Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 365-371
ISSN: 0213-4497
The Evolution of Metapodial Bones in the
Cave Bear Group and its biostratigraphical
Implications
La evolución de los metápodos en el grupo del
Oso de las Cavernas y sus implicaciones
bioestratigráficas
A B S T R A C T
WITHALM, G.
A short description of the methods is followed by some central results obtained from the
analyses of metapodial bones in the cave bear group from sites in Austria and Italy. The
evolution of metapodials shows, in general, a tendency towards increasing plumpness,
and backs the results obtained from the morphodynamic analyses of the teeth.
Key words: evolution, metapodials, Ursus spelaeus, Ursus deningeri
Institute of Paleontology, University of Vienna, Althanstraße 14, A-1090, Vienna, AUSTRIA

366 WITHALM, G. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
INTRODUCTION
Since the work done by TORRES
(1988) and KUNST (1989) there was not
too much attention drawn to the metapodial
bones of Ursus spelaeus and its predecessor,
Ursus deningeri.
Torres tried to provide a range of characters
to differentiate U. spelaeus from U.
deningeri and U. arctos as well as a general
description and comparison of the skeletal
elements of these animals, collected in
sites from Spain. Kunst tried to use the
metapodial bones to exemplify differences
between several cave bear sites of Austria.
RESULTS
The current investigation is aimed at
the evolutionary changes of the metapodial
bones throughout time by means of
morphometrics. Therefore eight different
measurements were taken and five indices
were calculated from 4459 metapodial
bones from U. spelaeus and U. deningeri
from eight different sites in Austria and
Italy.
The measurements are: proximal
width and depth, smallest diaphyseal
width and depth, distal width and depth,
distal epicondyleal width and greatest
length. The indices are: proximal area,
smallest diaphyseal area, distal area, index
of robustness and K–index, the latter
according to GUZVICA & RADANO-
VIC–GUZVICA (2000).
The sites from Austria and Italy are:
Hundsheimer Spalte, Repolust cave,
Schwabenreith cave, Ramesch cave,
Conturines cave (Southern Ty r o l ) ,
Figure 1. Measurements taken from metapodials.
Graphics: from TORRES (1988), altered.
Herdengel cave, Windener Bärenhöhle
and Gamssulzen cave.
Basic statistical analysis was carried
out on this data set to see wether there is
a possibility to sex a population or not, for
comparison with the results from
OSWALD (1999). The obtained results
are totally inhomogenous and so it is not
possible to sex a cave bear fauna by means
of metapodials. Further investigation showed
that there is a correlation between the
index of robustness, the K–Index and the
smallest diaphyseal area and the stratigraphic
position of the site. Therefore it is
not only possible to predict the age of a
cave bear population by analysing the evo-

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) The evolution of metapodial bones 367
Figure 2. Map showing the distribution of the sites in Austria and Italy.
lutionary level of the teeth, but also by the
analysis of the metapodial bones.
Special attention was drawn to the
analysis of the material from Ramesch
cave (Upper Austria), because of the long
period of time this cave was inhabited by
cave bears. At first this material was divided
into two parts corresponding to the
strata and the result was astonishing. In
contradiction to the results obtained from
the other sites, that is a trend towards
plumper metapodial bones with a gro-
Figure 3. Development of metacarpus (left) and metatarsus (right). Please note the astonishing difference
between the populations from Hundsheimer Spalte and Repolust cave as well as the decline
towards Conturines cave. Abbreviations: HH- Hundsheimer Spalte, RE- Repolust cave, SW-
Schwabenreith cave, CU- Conturines cave (Southern Tyrol, Italy), HD- Herdengel cave, RK-
Ramesch cave, WI- Windener Barenhöehle, GS- Gamssulzen cave.

368 WITHALM, G. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
wing smallest diaphyseal area, there was a
decline in the mean of the evolutionary
level in the upper part of the profile for
most of the metapodial bones. This decline
in dimensions is a phenomenon, which
was discovered first by RABEDER (pers.
comm.) when he analysed the evolution of
the teeth from the profile of the Ramesch
cave in relation to the strata. Now it becomes
more and more evident, that this
trend is not only visible in the evolution of
the teeth, but also in the evolution of
hands and feet of this cave bear population.
We assume that the reason therefore
is a climatic change towards colder conditions.
This reversion of the normal trend
towards bigger and plumper bears implies
some problems, especially for the prediction
of geological age. But it seems not to
be a general trend even if there seems to be
a similar trend in the profile of the
Herdengel cave but this can be due to a
lack of material.
In figure 4, left diagram, there is a very
interesting peak representing the position
of the bears from Conturines cave, followed
by those from Herdengel cave in
Lower Austria. Despite their age these
bears are plumper than one would expect.
The high position of the Herdengel cave is
an artefact, which is based upon the predominance
of young bears in the profile,
i.e. there are much more metapodial bones
from the upper parts of the profile and the
problem that there are not enough metapodial
bones to split the material. Here it
is clearly visible that plumpness is the
speciality of the Conturines bear whereas
the dimensions show a significant decline.
Figure 5 shows that there is neither an
obvious nor a hidden correlation between
average of the index of plumpness and the
altitude of the site, what could have been
a plausible assumption as well.
Another interesting fact is the big difference
between the bears from the
Hundsheimer Spalte (Lower Austria) and
those of the Repolust cave in Styria. For
stratigraphic and skeletal features the
bears from the Hundsheimer Spalte are
Figure 4. The left diagram shows the development of the overall index of plumpness. The right
diagram shows the development of the smallest diaphyseal area. Abbreviations: HH- Hundsheimer
Spalte, RE- Repolust cave, SW- Schwabenreith cave, CU- Conturines cave (Southern Tyrol, Italy),
HD- Herdengel cave, RK- Ramesch cave, WI- Windener Barenhöehle, GS- Gamssulzen cave.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) The evolution of metapodial bones 369
Figure 5. Index of plumpness versus altitude of site, left and index of plumpness and sex, right.
This diagram shows that there is obviously no correlation between the mean index of plumpness
of a cave- or deninger bear population and the altitude of the site. There is no correlation between
the index of plumpness and sex too.
known as U. deningeri, but they do have
nearly spelaeoid dimensions, and, in some
cases, they become even bigger than normal
cave bears do. The dimensions of the
bears from the Hundsheimer Spalte differ
from the deninger-bears from
Repolusthöhle (Styria) in a range from 6
% until 16,6 % ! These differences could
be sufficient to define a new species. The
really small deninger bears from the
Repolust cave are so different, that it
seems to be more correct to separate this
form the other deninger bears on the subspecies
level. I would like to suggest the
usage of the old terminus "deningeroides",
which was introduced into literature by
Maria MOTTL (1947). She used this term
to mark the peculiarities of this bear from
which she believed that it was a cave bear.
Now that it is clear that this bear belongs
to the species U. deningeri it should be
used for the same purpose. But now it will
be Ursus deningeri "deningeroides"
Furthermore, a really tiny metatarsal 5
was found in the material of the
Hundsheimer Spalte, which fits perfectly
well into the range of robustness of Ursus
arctos. But it is not only the plumpness,
which is responsible for the difference to
those of the cave bear, it is also the morphology,
showing all the features of a
modern brown bear. In respect to the age
of this site the metapodial in question is
described as Ursus cf. arctos, which is new
to the faunal list of this site as well as for
the Lower Pleistocene.
Another very interesting cave is the
Windener Baerenhöhle. There were two
different species of bears found: a big cave
bear and a very big brown bear. These

370 WITHALM, G. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
bears do not differ in greatest length of the
metapodial bones but in robustness and in
some morphological details of the diaphysis.
The brown bear was determined by
THENIUS (1956) and its name is U. arc -
tos priscus. It inhabited this cave about 17
ky and was thus much younger than the
cave bears. Further investigations, including
new 14 C-datings and DNA-Analyses
will shed some more light on this big
brown bear.
And last but not least there is the problem
of the bears from Conturines cave
(Southern Tyrol, Italy) showing characters
from U. spelaeus as well as from U. deninge -
ri. The peculiarities of these bears are the
significantly plumper and, in relation to
the rest of the body, bigger feet, in combination
with the well developed teeth and
a relatively common P3 (> 25 %).
Especially the metacarpal 1 and the metatarsal
1 show a tendency towards increased
plumpness. We should take into account
the smaller dimensions of these animals in
addition to their dental status and we have
a combination that makes this bear unique.
There is no doubt, that further investigation
in the Conturines bear will bring
more interesting results. In future it could
be possible to separate this bear taxonomically
as a new, persisting subspecies of U.
deningeri. See also RABEDER & NAGEL
(this volume).
CONCLUSIONS
The analysis of metapodial bones is
another method to determine the age of a
cave bear population in a biostratigraphic
way and might also shed some light on
some yet unsolved taxonomical problems
with diverging forms within the cave bear
group.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) The evolution of metapodial bones 371
REFERENCES
KUNST, G. K. (1992). Hoch- und spätglaziale
Großsäugerreste aus dem Nixloch bei
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GUZVICA, G. & RADANOVIC–GUZVICA, B.
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Cave Bear Metapodial Bones from North-
Western Croatia. Geol. zbor., 1 5: 17-19,
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MOTTL, M. (1947). Die Repolusthöhle, eine
Protoaurignacienstation bei Peggau in der
Steiermark. Verh. Geol. Bundesanst ., 1947: 200-
205, Wien.
OSWALD, J. (1999). Geschlechtsdimorphismen an den
Eckzähnen von Höhlenbären. Unpubl.
Diplomarbeit, 51 S., Formal- und Naturwiss.
Fakultät, Universität Wien.
RABEDER, G. (1999). Die Evolution des
Höhlenbärengebisses. Mitt. Komm.
Quartärforsch., 11: 1-102, Wien.
RABEDER, G & NAGEL, D. (2001). Phylogeny
and new taxonomy of Alpine cave bears. This
volume.
THENIUS, E., (1956). Zur Kenntnis der fossilen
Braunbären (Ursidae, Mammalia). Anz. Österr.
Akad. Wiss., math.-naturw. Kl., Abt. I, 165: 153-
172, Wien.
TORRES PEREZ-HIDALGO, T. de, (1988). Osos
(Mammalia, Carnivora, Ursidae) del
Pleistoceno de la Peninsula Ibérica. B o l e t í n
Geológico y Minero, X C I X / I – V I : 1 - 3 1 6 ,
Instituto Geológico y Minero de España,
Madrid.

Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 373-398
ISSN: 0213-4497
Pleistocene small cave bear (Ursus rossicus)
from the South Siberia, Russia
Un pequeño Oso de las Cavernas (Ursus rossicus)
del Sur de Siberia, Rusia
A B S T R A C T
BARYSHNIKOV, G. 1 , FORONOVA, I. 2
The skull, mandibles and cheek teeth of U. rossicus from four localities of the South
Siberia are examined. This species inhabited the steppe regions in early Middle and Late
Pleistocene. By odontological characters it is more close to U. r. rossicus from Krasnodar,
than to U. rossicus uralensis from Kizel Cave in Ural. Discriminant analysis, based on
measurements of lower cheek teeth of the cave bears from seven sites of Europe and
Siberia, demonstrated that U. rossicus most resembles morphometrically U. savini. As a
result of cladistic analysis employed 17 characters of skull, limb bones, and dentition, the
phylogenetic tree has been obtained for 7 species of the genus U r s u s. A four species of
the cave bears are included in the subgenus Spelearctos: U. savini, U. rossicus, U. denin -
geri and U. spelaeus.
Key words: cave bears, U r s u s, Siberia, Pleistocene, evolution
(1) Zoological Institute, Russian Academy of Sciences, Universitetskaya naberezhnaya 1, 199034 St.
Petersburg, Russia; e-mail: bgf@zisp.spb.su
(2) Institute of Geology, Siberian Branch of Russian Academy of Sciences, pr. Akad. Koptiuga 3, 630090
Novosibirsk, Russia; e-mail: foronova@uiggm.nsc.ru

374 BARYSHNIKOV & FORONOVA CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
INTRODUCTION
Small cave bear Ursus rossicus Borissiak,
1930 has been widely distributed in
Northern Eurasia in the Middle and Late
Pleistocene. In East Europe this species
was found in the south of Ukraine,
Northern Caucasus, Lower Volga River,
Bolshoi Irgiz River basin, Ural River and
in foothills of Ural Mountains
(BORISSIAK, 1932, VERESHCHAGIN
1959, 1982, K U Z M I N A, 1975,
BARYSHNIKOV et al., 1991). It is also
known from the plain areas of Kazakhstan
(KOJAMKULOVA, 1969). Two subspecies
were distinguished: U. r. rossicus from
Northern Caucasus (Krasnodar), Lower
Volga (Kopanovka) and adjacent plains,
and U. r. uralensis Vereshchagin, 1973
from Kizel Cave and other cave localities
of Middle and South Ural. The geography
of fossil findings points out that the small
cave bear was mainly a dweller of open
herbaceous areas including the steppe
ones. It did not evidently penetrate to
West Europe where its remains are not
recorded.
In Siberia, N. Vereshchagin first identified
U . r o s s i c u s by os penis from
Strashnaya Cave in Altai
(OKLADNIKOV et al., 1973). It was elucidated
later that small cave bear was distributed
over the whole of South Siberia.
It was recorded at Irtysh River (Omsk
Region), Ob River (Krasnyi Yar), Altai
Mountains (Strashnaya Cave, Denisova
Cave), Kuznetsk Basin (Bachatsk and
Mochovsky quarries), Yenisei River
(Kurtak) and in Transbaikalia (Tologoi on
Selenga River) (A L E X E E VA, 1980;
F O R O N O VA , 1982, 1999;
V E R E S H C H A G I N & T I K H O N O V,
1994; B A RY S H N I K O V, 1995). These
findings are also associated with the zones
of spreading of the Pleistocene grass communities.
ALEXEEVA (1980), who gave brief
characteristics of U. rossicus from Krasnyi
Ya r, came to the conclusion that the
Siberian bear had been more specialized to
consume plants than other geographic
races. In the later paper she (ALEXEEVA,
1996) proposed a new subspecies name U.
rossicus obensis, but did not give a diagnosis
and did not designate the type, which
makes this name not acceptible according
to the Code of Zoological nomenclature.
Vereshchagin & Tikhonov (1994) gave the
map of findings of the small cave bear in
Siberia. FORONOVA (1999, in press)
published the photographs and brief morphological
description of mandibles of U.
rossicus from Kuzbass localities. The complete
morphological analysis of the
Siberian material is still absent.
This paper presents the first detailed
description of skull fragments and teeth of
the small cave bear from the collection of
Zoological Institute Russian Academy of
Sciences in Saint Petersburg (ZIN) and
Institute of Geology (IG), and Institute of
Archaeology and Ethnography (IAE),
Siberian Branch of Russian Academy of
Sciences in Novosibirsk.
MATERIAL AND METHODS
The material studied contains the skull
fragment (ZIN 32748) and the right mandible
(ZIN 35075) from Krasnyi Yar in
Tomsk Province, the right mandible (IG
328) from Bachatsk quarry (figure 1) and

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Pleistocene small cave Bear 375
Figure 1. Right mandible of Ursus rossicus from Bachatsk quarry, IG 328. Lateral view.
the left mandible (IG 10128) from
Mokhovo quarry (figure 2) in Kemerovo
Province, 19 mandible fragments (IAE
36, 63, 81, 88, 89, 93, 122, 171, 235,
330, 331, 455 et al.) from Berezhekovo,
Kurtak archeological region, Krasnoyarsk
Territory (figure 3, 4), and also several isolated
check teeth and limb bones from
these localities. We have also used the
photograph of the skull from Kurtak,
kindly provided by Dr. Nikolai Ovodov
(Novosibirsk).
The material examined was compared
with the collections of Ursus savini
Andrews from Bacton Forest Bed and U.
deningeri von Reichenau from Westbury
Quarry Cave, England (Natural History
Museum, London) and Kudaro 1 Cave,
Caucasus (ZIN), U. rossicus uralensis from
Kizel Cave, Ural (ZIN), U. spelaeus
Rosemüller from Arcy-sur-Cure, France
(Laboratoire díEthnologie prehistorique,
Nanterre), from Odessa, Ukraine (ZIN
and University of Helsinki), and from the
Secrets Cave, Ural Mountain (our data).
For the cranial characters analysis, we
examined also skulls of recent U. arctos L.
and U. maritimus Phipps from ZIN collection.
We used the information on U. etrus -
cus G.Cuvier published by MAZZA &
RUSTIONI (1992). Additional data on
cave bear was obtained from Andrews
(1922), BORISSIAK (1932), RABEDER
(1983), RABEDER & TSOUKALA
(1990), M A Z Z A et al. (1995),
Baryshnikov (1998), VERESHCHAGIN
& BARYSHNIKOV (in press).
In the mode of measurements for skull
and mandible we follow von den
DRIESCH (1976). Cheek teeth were measured
following B A RY S H N I K O V
(1998). Dimensions were taken with dial
calipers with accuracy up to 0.1 mm. The
data were processed by Factor Analysis,
Cluster Analysis and Discriminant
Analysis from STATISTICA, 6.0. In

376 BARYSHNIKOV & FORONOVA CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figure 2. Left mandible of Ursus rossicus from Mokhovo quarry, IG 10128. Lateral view.
Figure 3. Fragment of right mandible Ursus rossicus from Berezhekovo 4, IAE 171. Occlusal view.
Discriminant Analysis, we used the forward
stepwise method. PAUP computer
program (version 3.1.1) was applied for
the phylogenetic analysis.
GEOLOGICAL SETTING AND
STRATIGRAPHY
The studied material is originated
from the famous localities of the
Pleistocene mammal fauna in the south of
Western and Middle Siberia: Kuznetsk
Basin, Krasnyi Yar at the Ob River, and
Kurtak archaeological region.
The Kuznetsk Basin is situated in the
southeast of the Western Siberia. It was
formed in the Late Cenozoic as an enormous
intermountain depression, restricted
by the Kuznetsk Alatau, Gornaya Shoriya,
and Salair Ridge. This region is one of the

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Pleistocene small cave Bear 377
Figure 4. Left mandible of juvenal Ursus rossicus from Berezhekovo, IAE 268. Occlusal view.
most biostratigraphically important in the
non-glacial zone of Northern Asia. Thick
Quaternary sediments (seven alternated
sub aerial and sub aquatic formations)
with a great number of fossil bone remains
uncovered in opencast coalmines. More
than 60 taxa of the carnivores, proboscides,
perissodactyls and artiodactyls of
various geological age were recorded here,
allowing reconstruction of the faunal history
in the south of Western Siberia from
the Early Pleistocene to Holocene, to trace
phylogenetic lines in basic mammalian
groups, and also to elucidate the successive
stages of their evolution
(FORONOVA, 1982, 1986, 1998, 1999,
in press).
The bear remains (mandibles and postcranial
elements) have been recorded in
the Kuznetsk Basin in situ at different
stratigraphical levels. The mandible IG
328 of Ursus rossicus was found in
Latyshovo levels of Kedrovka Formation
in Bachatsk quarry. Kedrovka Formation
represents bluish-gray loam and clay, plastic,
flaky, with wood debris, basal shingle
and hydromorphic fossil soils. These deposits
mainly have lacustrine-alluvial genesis,
fill the pits in lower layers and reach
the thickness of 45 m. In Kuznetsk Basin,
Kedrovka Formation is associated with
the most of Pleistocene large mammals
remains. In the morphology and ecological
peculiarities, recorded species from
lower and upper levels of this formation
belong to the different faunistic complexes.
In the basal part, represented by the
Krasnogorsk Member, the fossil remains
contain Gulo cf. schlosseri, Mammuthus tro -
gontherii (corresponding in its morphometrical
data to those of this species from
Süßenborn locality in Germany), Equus
mosbachensis, Rangifer sp., and a very large
bison, Bison aff. priscus. This fauna is correlated
with the Tiraspolian and Viatkian
faunas in East Europe and West Siberia
and the Cromerian faunas of We s t e r n
Europe.
The overlying Latyshevo Member contains
Ursus rossicus, Panthera spelaea,
Mammuthus aff. chosaricus, Equus aff. tauba -

378 BARYSHNIKOV & FORONOVA CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
chensis, E. ex gr. mosbachensis-germanicus,
Coelodonta antiquitatis, Cervus elaphus,
Megaloceros giganteus, Bison priscus. The
teeth of M. aff. chosaricus, in comparison
with its ancestor M. trogontherii, differ in
less enamel thickness, the length of plates
and larger plate frequency. Generally, the
species composition and evolutionary level
of the fauna representatives correspond to
the Holstein, which conform to Tobol
interglacial in Western Siberia.
The mandible IG 10128 was found in
the sediments of Krasnobrodsk Formation
in Mokhovo quarry. These are lacustrinealluvial
loam with ferruginous shingle at
its base and cryoturbations and frostwedge
casts in its upper part.
Accompanied fauna is represented by
remains of Vulpes vulpes, Panthera spelaea,
Equus przewalskii, Equus ex gr. gallicus,
Equus aff. hydruntinus, Coelodonta antiquita -
tis, Cervus elaphus, Megaloceros giganteus,
Alces alces, Rangifer tarandus, Bison priscus,
S a i g a sp., and Mammuthus primigenius.
Both thin and thick-enamel variations of
mammoth teeth can be distinguished. The
first group may correspond to the beginning
of the Weichselian, while the second
one having the radiocarbon dates 39.1,
31.9 and 28.9 thousand years belongs to
the Middle Weichselian (Karginsk) warming.
Creating of these formations finishes
apparently in the Late Weichselian
cooling, as evidenced by cryoturbation
features in the uppermost part of the
sequence.
The locality Krasnyi Yar that is the
place of finding the skull ZIN 32748 and
mandible ZIN 35075, is situated 0 t Ob
River in Tomsk Province. A lot of bones
have been gathered over several years on
the riverbank. These were not associated
with geological layers, but mainly originated
from the Middle and Late
Pleistocene levels. The degree of conservation
of the bones allows suggesting that
the main part of the bone assemblage had
been formed in the Later Pleistocene.
Castor fiber, Canis cf. lupus, Ursus cf. denin -
geri (large form), Crocuta spelaea, Panthera
spelaea, Equus caballus subsp., E. cf. prze -
walskii, E. hemionus, Dicerorehinus kirchber -
g e n s i s, Coelodonta antiqutatis, M e g a l o c e r o s
giganteus, Cervus elaphus, Alces alces, Bison
priscus, Saiga borealis were recorded here
(ALEXEEVA, 1980).
Kurtak archaeological region is situated
in the south of Middle Siberia, in the
Northern Minusinsk Basin. The sites were
discovered after the flooding of the Yenisei
River valley and forming of Krasnoyarsk
Reservoir. The thickest Quaternary sediments
of various origins are exposed in the
left riverbank, at Berezhekovo sites. There
are opened here the ancient alluvial deposits
of high Yenisei terraces, colluvial formations
(filling of the former ravines cutting
through terraces), and covering,
mainly eolian loess-like loams and sandy
loams, containing several paleosoil horizons.
At the present time these sections
have been examined geologically, archaeologically,
and paleontologically, and thermoluminescent
and radiocarbon data have
been obtained (DROZDOV, et al. 1990a,
1992; DROZDOV, et al. 1990b). The
bear remains described in this study, have
been found at the Berezhekovo 2,3 and 4
sites in the Middle and Late Quaternary
eroded brown loams, in the basement of
section, and on the river beach. There
were found remains (determineted by

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Pleistocene small cave Bear 379
I.Foronova) of Canidae gen. indet.,
H o m o t h e r i u m sp., Panthera spelaea,
Mammuthus primigenius, Mammuthus sp.,
Equus sp. (large form), Equus aff. hydrunti -
nus, Equus cf. przewalskii, Coelodonta anti -
quitatis, Cervus elaphus, Megaloceros gigan -
teus, Alces alces, Rangifer tarandus, Capreolus
capreolus, Ovis cf. ammon, Bos sp., Bison pris -
cus. The mandible IAE 36 was recorded in
Berezhekovo 2, IAE 1681 in Berezhekovo
4, IAE 93, 330, 331, 455 in Berezhekovo
3-4. These localities are also associated
with the Middle and Late Pleistocene
small mammals fauna (KRUKOVER &
CHEKHA, 1999).
DESCRIPTION
Skull
The skull of the bear from Krasnyi Yar
(ZIN 32748) has only the facial portion.
Cheek teeth are heavily worn. Their occlusal
surface nearly lost enamel, demonstrating
the patches of dentine. Small size and
slender canines (length at enamel border
16.3 mm, width 12.7 mm) indicate this
specimen as an old female.
Frontal bones are convex, abruptly raised
over the nasal bones. The postorbital
process is short but broad and blunt.
Orbits are placed closer than minimum
breath between orbits in the nominative
subspecies from Krasnodar (BORISSIAK,
1932). The orbit is comparatively large
(greatest diameter 52 mm) and directed in
its upper portion more anterior than in U.
arctos (ALEXEEVA, 1980). There are two
lacrimal foramina approximately equal in
size. The anterior root of the zygomatic
arch is thickened; its height equal to 40
mm. The infraorbital foramen is small,
situated over the posterior part of 1.
Nasal bones are short, narrow, in anterior
half being parallel to the palate. Their
anterior end is finished at the level of 4.
Nasal aperture is large, nearly as high as
broad. The palate is comparatively broad.
Its breadth increases greatly in front of the
anterior border of 4 (68.3 mm) to the
canine alveoli (89 mm). The distance between
medial margins of the latter exceeds
that between 2, resembling in this feature
the specimens from Krasnodar
(BORISSIAK, 1932). The length of incisors
row is 62.4 mm. The anterior premolars
P1-3 are absent; ALEXEEVA (1980)
mistakenly considered the alveolus of P3
as an anterior alveolus of P4. The length of
post canine diastema is 38.5 mm. The distance
from the level of P4 anterior margin
to I1 alveolus is somewhat shorter than
the length of P4-M2.
This specimen is peculiar in a rather
posterior position of incisive foramina,
which exceed beyond the level of posterior
edges of canines. This is not characteristic
for the cave bears and is probably caused
by the very old age of the individual.
The skull ZIN 32748 in its size and
morphology is similar to those of U. rossi -
c u s from Krasnodar and Kizel Cave
(BORISSIAK, 1932, VERESHCHAGIN
& BARYSHNIKOV, in press).
Measurements (mm): "snout" length -
138, length C1-M2 - 137.5, length P4-
M2 - 79.6, least breadth between the
orbits - 74.6, greatest palatal breadth - 84,
breadth at the canine alveoli - 89, breadth
between for. infraorbitale - 73.8, greatest
breath of nasal opening - 57.6.

380 BARYSHNIKOV & FORONOVA CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
The skull from Berezhekovo is compressed
and belongs to the young individual.
The palatine between posterior
molars is narrow. The anterior premolars
are absent.
Mandible
Most specimens have worn to heavily
worn cheek teeth. In Berezhekovo, only
three of 19 mandible fragments studied
may be attributed to young animals. The
specimen from Mokhovo quarry also
belonged to a young bear.
Males of U. rossicus were probably
much larger than females
(VERESHCHAGIN & BARYSHNIKOV,
in press), sexual dimorphism is shown
mainly in the canine size. In the material
investigated, three mandibles were attributed
to males due to their greater total
length and width of the lower canine
(table 1, 2).
Mandibles demonstrate structure and
size common to U. rossicus. Anterior premolars
p1-p3 are absent, the length of
diastema changes from 34.5 to 46 mm.
The body of the mandible is high; the line
of its inferior border is curved. The height
of the body is considerably decreasing
anteriorly, reaching its minimum at the
diastema. The angular process rising, the
condylar process is situated at the level of
articular surface. There are two mental
foramina, the posterior one being larger
and situating below p4, and sometimes it
is divided in several small openings.
By the total size and the length of the
dental row, the samples from Siberia are
very similar to those of U. rossicus from
Krasnodar (BORISSIAK, 1932) and from
Kizel Cave (table 3). They are somewhat
smaller on average than mandibles of U.
savini from Forest Bed, but this difference
is not statistically reliable.
Factor analysis has been carried out for
11 measurements of male mandibles. The
results are shown in the figures 5, 6 and in
Table 1. Sizes of mandibles in males of Ursus rossicus from the South Siberia.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Pleistocene small cave Bear 381
Table 2. Sizes of mandibles in females of Ursus rossicus from the South Siberia.
Table 3. Comparison of mandibles in Ursus rossicus.
table 4. In plote of the Factor 1 (c1-m3
length, m2 length, m2 width) and Factor
2 (m1 length), the samples are divided in
two groups. The first one comprises U.
savini from Forest Bed and U. deningeri
from Kudaro 1 Cave; the second contains
U. rossicus from Siberia localities and from
Kizel Cave (figure 5). In space of the
Factor 2 and Factor 3 (p4-m3 length, m1
width), the sample of U. deningeri appeared
to be separated from others (figure 6).
Despite the fact that we dealt with a
rather small collection, we can suggest a
morphometrical resemblance not only
between the U. rossicus from Siberia and
from Ural, but also the similarity of this
small cave bear with U. savini.
Dentition
Upper teeth. Upper cheek teeth of
the skull ZIN 32748 are heavily worn and
are not suitable for a morphological analysis.
Therefore only M2 has been measured
in this specimen. Additionally, three samples
of this tooth with obliterated occlusal

382 BARYSHNIKOV & FORONOVA CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figure 5. Plot of factor scores of Factor 1 and Factor 2 from principal component analysis of mandibles.
d- Ursus deningeri, Kudaro 1 Cave; f- U. savini, Bacton Forest Bed; k- U. rossicus, South
Siberia; z- U. rossicus, Kizel Cave.
Figure 6. Plot of factor scores of Factor 2 and Factor 3 from principal component analysis of mandibles.
The symbols are as in figure 4.
surface were recorded in Berezhekovo. On
a Berezhekovo skull, judging from photograph,
the upper molars bear numerous
additional tubercles.
M2. The greatest length and width of
this tooth is correspondent to those in U.
rossicus from Krasnodar and Kizel Cave
(table 5). The paracone is large, with a
blunt top. One specimen demonstrates the
lack of the additional tubercle in front of
the paracone, which is represented on the
teeth from Krasnodar (B O R I S S I A K,
1932) and is commonly present in U. spe -
laeus. The metacone is undivided, conside-

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Pleistocene small cave Bear 383
Table 4. Correlations of characters with the first three principal components for mandibles.
Table 5. Comparison of cheek teeth in Ursus rossicus.
rably smaller than the paracone, and its
apex is moved anteriorly. The row of lingual
tubercles in all specimens is heavily
worn. In U. savini, this tooth is on average
somewhat shorter and narrower, and in
U. deningeri from Westbury, it is, on the
contrary, longer and wider, but in both
cases the differences are not statistically
reliable. It differs more noticeably with
that of M2 in U. spelaeus from Odessa,
where it is apparently larg e r
(BARYSHNIKOV, 1998).
Lower teeth. The lower cheek teeth
are more numerous; all of them were retained
in mandibles and show the various
degrees of crown abrasion. Relative values
of the average length for p4, m1, m2 and
m3 are 16,3-27,7-29,1-26,9%. For this
index, the small cave bear from Siberia is
similar to U. rossicus from Kizel Cave and
Krasnodar, although the former has relatively
longer m1 (29,1%). All the cave
bears show m1 on average is shorter than
m2, with exception for U. savini, having

384 BARYSHNIKOV & FORONOVA CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
in contrary m1 longer than m2 (a primitive
character inherited from U. etruscus).
p4. The crown is of the equal width in
the anterior and posterior parts. The protoconid
is high, blunt-pointed, and
without crests. Its base bears two large
adjacent cusps on the lingual side (paraconid
and metaconid), these sometimes
being linked with a small denticle (figure
7, 8). The paraconid commonly extends in
front of the protoconid. A slender ridge
runs from the metaconid posteriorly. The
posterior tooth part is abruptly bent backward,
without additional tubercles, which
are recorded in the Krasnodar specimens
(BORISSIAK, 1932). There are two wellseparated
roots.
The multiple discriminant function
analysis based on three measurements
(greatest length, greatest width, and distance
between paraconid and metaconid
tips) was carried our for six samples: U.
savini (n=10), U. deningeri (n=8), U. rossi -
cus, Siberia (n=5), U. spelaeus from Arcysur-Cure
(n=41), from Odessa (n=40), and
from Secrets Cave (n=13). The results of
this analysis are present in figure 9, which
shows the centroid of each group plotted
onto the first two canonical variates. A little
over 85% of dental variation is explained
by the first canonical axis, 13% by the
second. The first canonical variate discriminates
greatest width, on the second
canonical variate including greatest
length (table 6). The bivariate plot of centroids
clearly shows an ordination into 2
separate groups, with savini/deningeri
samples on the one hand and all the other
samples on the other. Squared
Mahalanobis distances between members
of these groups are high (from 5.59 to
14.5). In the second group, which contains
U. rossicus from Siberia, the distances
are lower (less than 3.87). The Siberian
sample shows statistically reliable differences
only from U. deningeri (p

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Pleistocene small cave Bear 385
Figure 8. Lower cheek teeth p4 (a-d) and m1 (eg)
of Ursus rossicus from South Siberia. Lingual
view. a-c, e-f - Berezhekovo, d- Bachatsk, g-
Mokhovo.
Figure 9. Plot of centroids for each locality on the plane canonical variate 1 and 2 for p4.
Table 6. Correlations of canonical variate for p4.

386 BARYSHNIKOV & FORONOVA CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Based on the results of this analysis, we
may conclude that p4 proportions in U.
rossicus are similar to those of U. spelaeus,
being different with those U. savini, and
more sufficiently from U. deningeri.
Among teeth of U. rossicus studied, the
mean of the greatest length is at a maximum
in Krasnodar and minimum in
Kizel Cave (table 5), and the differences
between them are reliable for this measurement
(p

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Pleistocene small cave Bear 387
Figure 10. Plot of centroids for each locality on the plane canonical variate 1 and 2 for m1.
Table 7. Correlations of canonical variate for m1.
samples with the exception of U. rossicus
from Siberia/U. savini. Thus the m1 proportions
among U. rossicus are rather different,
but demonstrate more resemblance
with those in U. savini, than with other
cave bears (in the least degree with U. spe -
laeus).
In the samples of U. rossicus, the longest
m1 has been recorded in Kizel Cave
(table 5), however its differences in this
measurement with Siberian and
Krasnodar specimens are not statistically
reliable.
In U. spelaeus, the crown is most
narrow at the trigonid and talonid junction
but in U. rossicus, U. savini and U.
deningeri, this place is approximately as
wide as trigonid. U. etruscus, U. maritimus
and U. arctos show the complicated metaconid
and entoconid, the latter consisting
of one or two cusps. Cave bears demonstrate
a trend toward further development
of entoconid portion. In U. rossicus, U.
savini and U. deningeri, it is formed by two
or three adjacent tubercles, while in U.
spelaeus the entoconid more often has a
shape of two large well-separated tubercles
of almost equal height. Thus, U. rossi -
cus demonstrates a rather primitive m1
structure.
m2. This tooth is rectangular in shape,
with talonid wider than trigonid. The

388 BARYSHNIKOV & FORONOVA CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
protoconid is undivided, situating below
the metaconid. The latter is divided in
two or three nearly equal cusps, the middle
one being the longest. This tubercle is
not moved medially, which often takes
place in U. spelaeus. The hypoconid is
wider than the entoconid. The latter is
longer than hypoconid and consists of two
l a rge and well-separated tubercles.
Sometimes an additional denticle between
the metaconid and the entoconid occurs.
The discriminant analysis based on
seven measurements (greatest length,
labial length of trigonid, lingual length of
trigonid, labial length of talonid, lingual
length of talonid, width of trigonid, and
width of talonid) was carried out for seven
samples: U. savini (n=11), U. deningeri
(n=31), U. rossicus from Siberia (n=9) and
from Kizel Cave (n=13), U. spelaeus from
A r c y - s u r-Cure (n=43), from Odessa
(n=37), and from Secrets Cave (n=8). The
results of this analysis are presented in
figure 11. More than 76% of dental variation
is explained by the first canonical
axis, 11% by the second. The first canonical
variate discriminates labial length of
talonid, greatest length and width of trigonid,
on the second axis lingual length of
talonid contributes to discrimination
(table 8). The plot of centroids demonstrate
an ordination into 3 separate groups: 1)
U. savini and U. rossicus, 2) U. deningeri,
and 3) U. spelaeus. Squared Mahalanobis
distances between the first and second
groups (from 2.95 to 6.74) are approximately
the same to those between the second
and third ones (from 4.57 to 8.94). In the
first group, both samples of U. rossicus
situate more close with one another
(Mahalanobis distance 1.75), than to that
of U. savini (5.76, 5.81). Statistically reliable
distances (p

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Pleistocene small cave Bear 389
Figure 11. Plot of centroids for each locality on the plane canonical variate 1 and 2 for m2.
Table 8. Correlations of canonical variate for m2.
The discriminant analysis based on
four measurements (greatest length,
length of talonid, greatest width, and
width of talonid) was carried out for six
samples: U. savini (n=11), U. deningeri
(n=47), U. rossicus, Siberia (n=6), U. spe -
laeus from Arcy-sur-Cure (n=41), from
Odessa (n=42), and from Secrets Cave
(n=8). The results of this analysis are presented
in figure 12. Nearly 74% of dental
variation is explained by the first canonical
axis, almost 16% by the second. The
first canonical variate discriminates includes
all measurements (table 9). The plot of
centroids clearly shows an ordination into
2 separate groups, with all samples of U.
spelaeus on the one hand and all the other
examined samples on the other. Squared
Mahalanobis distances between samples of
these groups are rather low (from 2.59 to
5.06). In the first group, all the samples
distribute very close to one another
(Mahalanobis distances from 0.16 to
1.65). Differences between the samples of
U. rossicus and U. spelaeus are statistically
reliable (p

390 BARYSHNIKOV & FORONOVA CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figure 12. Plot of centroids for each locality on the plane canonical variate 1 and 2 for m3.
Table 9. Correlations of canonical variate for m3.
demonstrates the largest m3 in three samples
examined of U. rossicus (table 5), only
the specimens from Krasnodar and Kizel
Cave reliably differ in the greatest crown
width (P

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Pleistocene small cave Bear 391
Figure 13. Similarity dendrogram of samples of genus Ursus based on length and width means of
lower cheek teeth p4, m1, m2 and m3.
ples from Siberia and Krasnodar constitute
one cluster, while the sample from
Kizel Cave groups with that of U. savini.
The obtained results of the discriminant
analysis show the resemblance of U.
rossicus with U. savini in proportions of the
lower molars m1, m2 and m3. However in
proportions of the lower premolar p4, the
former species is more close to U. spelaeus.
The enlargement and complication of p4
may be treated as a specialization of U. ros -
sicus to consume rough herbaceous food.
Postcranial skeleton
The isolated limb bones of a small
cave bear have been found in Mokhovo
quarry and in Berezhekovo. To identify
their sex we used the data on the size sex
dimorphism in U. rossicus, established for
the sample from Kizel Cave (see
VERESHCHAGIN & BARYSHNIKOV
in press). The specimens examined resemble
in size the corresponding bones from
Kizel Cave (table 10). The single fourth
metacarpal, unlike those from Kizel Cave,
does not have the incision on the distal
articulate ridge.
CLADISTIC ANALYSIS OF CAVE
BEARS
The subgenus Speleartos E.Geoffroy,
1833 includes four species: U. savini
Andrews, 1922 (early Middle
Pleistocene), U. deningeri von Reichenau,
1904 (Middle and Late Pleistocene), U.
rossicus Borissiak, 1930 (Middle and Late
Pleistocene) and U. spelaeus Rosenmüller,
1794 (late Middle and Late Pleistocene).
The first and fourth species are found in
Europe only, the both others are found in

392 BARYSHNIKOV & FORONOVA CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Table 10. Sizes of limb bones in Ursus rossicus from South Siberia.
the many localities of the Northern
Eurasia.
We scored seven ursid taxa and 17 characters
of skull, cheek teeth, limb bones,
and body size (see table 00). We used U.
etruscus G.Cuvier, 1823 as an outgroup.
This species is considered to be ancestral
both for the cave bears and the recent species
of the genus Ursus (U. arctos and U.
m a r i t i m u s) (E R D B R I N K, 1953,
KURTÉN, 1968).
Characters. 1. Frontal profile: gentle
(0), steep, so the frontal bones are strongly
raised over the nasal bones (1).
2. Nasal bones: long, terminating
anteriorly over the posterior edge of the
upper canine (0), short, the anterior end
situated over 4 (1).
3. Condylar process: lies at the level
with the occlusal surface of the lower
cheek teeth (0), elevated higher than the
level of the latter (1).
4. Body of the mandible: relatively
low, its inferior border being straight (0),
high, and the inferior border is curved,
forming a prominence under m2 (1).
5. Entepicondylar foramen of humerus:
present (0), absent (1). Among recent
bears this foramen is observed in primitive
Ailuropoda and Tremarctos, and is absent
in the representatives of all other genera.
In U. etruscus, this feature varies (MAZZA
& RUSTIONI, 1992).
6. Metacarpal and metatarsal bones:
short (0), relatively long (1).
7. Ridge of the distal articulate surface
on metacarpal and metatarsal bones:
round, without incision (0), with small
incision on the distal border (1).
8. Premolars P2-3/p2-3: present completely
(0), present partly (1), absent (2).
9. Anterior premolars P1/p1: present
(0), absent (1).
10. Protocone of P4: simple (0), subdi-

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Pleistocene small cave Bear 393
vided or associated with additional tubercles
(1).
11. Medial wall of the metacone P4:
without tubercle and enamel fold (0),
those present (1).
12. Talon of M2: short and relatively
narrow (0), long and moderately wide (1),
long and very wide, its inner field with
large rugae (2). The genus Ursus is characterized
by the elongation of 2 talon,
which is secondary reduced in U. martimus
(MAZZA, et al. 1995).
13. Lower carnassial tooth m1: large,
longer than m2 (0), slender, shorter than
m2 (1).
14. Lower premolar p4: simple (0),
complicated with labial cusps (paraconid
and metaconid) (1), complicated with
labial cusps and additional tubercles (2).
15. Endoconid of m1: usually with a
single tip (0), with two tips or comb-shaped
(1).
16. Talonid of m3: not developed (0),
wide, separated from trigonid (1).
17. Body size: medium or small (0),
large (1).
Results. The data matrix was run by
heuristic search option of PAUP and one
tree was produced (TL=23, CI=0.826,
RI=0.852). A parsimony analysis resulted
in the phylogenetic hypothesis shown in
figure 14.
Among the selected features of the
group U r s u s a r c t o s / m a r i t i m u s p l u s
Spelearctos character 5 are here considered
equivocal, but character 8(1) is considered
an unambiguous synapomorphy. Both
peculiarities separate this group from primitive
ursids.
Monophyly of the subgenus Spelearctos
is supported by 12 synapomorphies. These
confirm the distinct taxonomic status of
this subgenus. Peculiarity of the cave
bears is caused by the high rate of their
morphological evolution, and mainly by
changes of their masticatory system, provoked
by transition from omnivorous to
chiefly vegetable diet.
Relationships within S p e l e a r c t o s a r e
determined by two synapomorphies (characters
14(2) and 3). These indicate the
further specialization of the cave bears to
various plant food.
The obtained phylogenetic tree generally
agrees with the data on the sequence
of cave bear species appearance in the geological
record. U. spelaeus, for example,
seems to be not only the most advanced
but also the youngest among them.
DISCUSSION
Our investigation confirms that U. ros -
sicus was widespread in South Siberia in
Middle and Late Pleistocene. In proportions
of the cheek teeth, the Siberian bear
is more similar to the nominative subspecies
than to U. rossicus uralensis. Therefore,
the range of the nominative taxon included
the steppe zone from Ukraine to the
Northern Caucasus in the west to
Kazakhstan and south of Middle Siberia in
the east. The specimens from the Middle
and Late Pleistocene do not show sufficient
differences, possibly the former are
somewhat larger.
BORISSIAK (1932: 190) suggested U.
rossicus was a steppe race of the cave bear,
which had more progressive dental structures
than in U. spelaeus from Europe.
However, archaic characters of its dentition
allow him to treat these bears as a

394 BARYSHNIKOV & FORONOVA CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Table 11. Character matrix for genus Ursus.
parallel branch, originating from the common
ancestor.
The obtained results partly support the
Borissiak opinion. U. rossicus has a specialized
lower premolar p4. The trend to
complication of this tooth among cave
bears is demonstrating by U. savini (see
ANDREWS, 1922), reaches its greatest
development in U. rossicus and U. spelaeus.
U. deningeri, in contrast, demonstrates
simplification of p4. The morphology of
the other lower cheek teeth in U. rossicus is
rather primitive and consequently, the
Figure 14. Proposed phylogenetic hypothesis
for the genus Ursus according to either accelerated
(ACCTRAN) optimization (L=23,
CI=0.826, RI=0.852). See text for the description
of inferred synapomorphies 1-17.
Character matrix is in table 11. Symbols: *parallelism,
R- revers.
level of differentiation of its dentition
does not exceed that in U. savini/deningeri.
Judging by material examined, published
data (B O R I S S I A K , 1 9 3 2 ,
VERESHCHAGIN & BARYSHNIKOV,
2000), and distribution, we can imagine
that U. rossicus was a small bear of 1.5 m
in length and 0.8 m in height in scapular
area. It seems to have been relatively sluggish
and fed mainly on the vegetative
parts of plants, roots, berries, fruits, and
occasionally invertebrates, smaller vertebrates,
and carrion. This bear inhabited
the open landscapes of plains and lower

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Pleistocene small cave Bear 395
mountains, where its small height allowed
it to hide from enemies in grass and relief
cavities. For over wintering, it evidently
dug earth dens at slopes and ravines, using
caves rather seldom.
The phylogenetic analysis carried out,
demonstrated the systematic unity of the
cave bears. They may be treated either as a
subgenus of Spelearctos within the genus
Ursus, or as a distinct genus as has been
repeatedly proposed by different authors
(BORISSIAK, 1932; VERESHCHAGIN,
1973; BARYSHNIKOV, 1998). Such a
point of view may be supported by the fact
that distinctions, which subdivide the sister
species-group (U. arctos and U. mariti -
mus), are quite often considered to be the
generic ones (for example, ELLERMAN &
MORRISON-SCOTT, 1966; McKeNNA
& BELL, 1997).
Our phylogenetic hypothesis (figure
14) is topologicaly identical with the
phylogenetic tree for the genus Ursus presented
by MAZZA & RUSTIONI (1994).
THESE authors interpreted the hypothetical
ancestors for (deningeri + spelaeus) +
(artos + maritimus), and for arctos + mariti -
mus clades as belonging to "Ursus gr. arc -
tos". The latter was originated, in their
opinion, from the early Ursus aff. etruscus,
which was more omnivorous than the later
U. etruscus. Really, the brown bear retained
in dental morphology many features,
which are primitive for the cave bears.
However, the hypothesis of the origination
of the both cave and polar bears from
U. arctos, is unacceptable in our opinion,
because if this a case U. arctos would represent
the paraphyletic association (see also
TALBOT & SHIELDS, 1996).
The evolutionary scenario, which we
reconstruct for the cave bears, suggests
their wide distribution in Eurasia and
rapid adaptive radiation. We agree that
they originated in the end of the Early
Pleistocene. Among Spelearctos, a small U.
savini seems to be the most ancient, retaining
to a considerable degree the omnivorous
characters of dentition (the lower carnassial
tooth being large; additional
tubercles on molars are slightly developed).
It was probably a forest species
mainly. Its remains are recorded only in
Europe (England, Austria), but we believe
it may be found also in Asia. To this species,
probably, belongs also U. "etruscus"
gombaszoegensis from Gombaszog, in dentition
of which one may recognize the tendency
to U. savini and in some degree to
U. deningeri (KRETZOI, 1938).
In the early Middle Pleistocene, U. ros -
sicus and U. deningeri appeared. The former
retained a small size and settled the
Asiatic steppes. It did not reach the skeleton
proportions of U. spelaeus, but its
cheek teeth were already partly specialized
for consuming vegetable food.
U. deningeri, in contrast, was an inhabitant
of the forest and forest-steppe landscapes
of Europe, Caucasus, Central Asia
and south of Siberia. Its size has increased.
The crowns of the upper and lower molars
became more complicated but even the
latest representatives of the species did not
reach the level of complication observed in
U. spelaeus.
In the late Middle Pleistocene, the
forms transitional to U. spelaeus had appeared
in Europe, this species predominating
in the Late Pleistocene faunas. These
were very large bears, inhabiting various
plain and mountain biotopes. In compari-

396 BARYSHNIKOV & FORONOVA CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
son with U. rossicus and U. deningeri, it
shows the further strengthening of masticatory
structures, which were necessary for
more effective fragmentation of plant
food. This contributed to the successful
competition of U. spelaeus with other
omnivorous large mammals of the Late
Pleistocene and species penetration far to
north, up to the Northern Ural
(Medvezhiya Cave at 620 N; see Kuzmina
1971).
ACKNOWLEDGEMENTS
We express our gratitude to Prof. N.
Vereshchagin (St. Peterburg), Dr. A.
Lister and Dr. A. Currant (London), Dr. F.
David (Paris), Dr. A. Forsten and Dr. M.
Fortelius (Helsinki) for the help in study
the collections. We are also obliged to
Prof. N. Drozdov and Dr. N. Ovodov
(Krasnoyarsk), Dr. A. Averianov and Dr.
N. Abramson (St. Petersburg), and Dr. E.
Alexeeva (Izhevsk) who contributed in
this investigation. Dr. Svetlana
Baryshnikova (St. Peterburg) assists us in
the work with manuscript. Dr. I. Barnes
(Oxford) improved the English version of
the paper. Photographs were made by
P.Labezkyi (Novosibirsk). We thank Dr.
Aurora Grandal d’Anglade (La Coruña) for
the wonderful organization of the Cave
Bear symposium and editing our manuscript.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Pleistocene small cave Bear 397
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Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 399-405
ISSN: 0213-4497
A review of the cave bear sex dimorphism
Revisión del dimorfismo sexual del Oso de las
Cavernas
A B S T R A C T
GRANDAL d'ANGLADE, A.
In this paper the influence of sex dimorphism in the population of cave bears from Cova
Eirós (Triacastela, Galicia, Spain) is reviewed. The study will be centred in the skull, jaw
and teeth, and principally in those parts that are commonly considered as not markedly
d i m o r p h i c .
Key words: Ursus spelaeus, sex dimorphism, Eirós cave
Instituto Universitario de Xeoloxía Isidro Parga Pondal. Campus da Zapateira s/n. Universidade da Coruña.
E-15071. Galicia. SPAIN

400 GRANDAL d’ANGLADE, A. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
INTRODUCTION
The sex dimorphism in the cave bear
was studied extensively (KOBY, 1949;
K U RT É N 1955, 1976; G R A N D A L,
1993; REISINGER & HOHENEGGER,
1998). Undoubtfully the cave bears, like
the extant members of the genus Ursus,
presented a well marked sexual dimorphism.
However this dimorphism does
not affect all bones of the skeleton with
the same intensity.
In bears, the transversal diameter of
the canines (upper and lower) presents
generally a complete separation of the ranges
of variation for both sexes. This would
be a "complete" sex dimorphism (as defined
by KURTÉN, 1955) and it is a very
accurate method for sexing skulls and jaws
of a cave bear population. When, in a
given measurement, the standard ranges
of males and females overlap, then the sex
dimorphism is "partial", according to
KURTÉN (1955) and the sexing of the
sample becomes more difficult, and often
impossible.
Consequently, in our opinion, metric
comparisons between different populations
lose all their value, as one cannot distinguish
between differences produced by
a real eco-geographic variation, and those
arising from the existence of a different
sex ratio in each deposit. Even in the case
of larger sized samples, the sex ratio is not
always comparable in each deposit (for a
review of differences in sex ratio see
WEINSTOCK, 2000).
In this paper we will present first the
size differences between sexes studied on
the sexable remains for the population of
Eirós, and then we will consider the sexual
dimorphism in the cheek teeth. finally we
will consider the differences in the sex
dimorphism between populations.
The skulls and jaws of the cave bears
from Eirós
The main problem when studying cave
bear populations in statistical terms, is the
often small number of complete bones for
an accurate analysis. Even in a site with a
good preservation of the remains, such as
Eirós, the sample is scarce. Figure 1 shows
the ratio diagrams of some measuremets of
the skull and jaw of the cave bears from
Eirós. The average of female values is
expresed as a percent from the averages of
males that are the 100%. Number of cases
is 8 female skulls, 5 male skulls, 10 female
jaws and 5 male ones.
Ratio diagrams of skull and jaw show
the difference between females and males
from Eirós. Female skulls and jaws are clearly
smaller than those from males, but
not all measurements reflect the sexual
dimorphism in an equal proportion.
Concerning the females, the upper and
lower canines show an important degree of
sex dimorphism, whilst the cheek teeth
length is more close to that of males. The
diastema is proportionally longer in females
because of the more slender canine and
shortened cheek teeth. This feature is
more marked in the maxilla.
The female jaws present a narrower
condylus than those from males, being the
difference of averages even greater than
the difference of averages in the lower
canine.
The frequency distribution of these
commented measurements are presented
in figure 2. The distribution of the diastema
length shows the striking feature alre-

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) A review of Cave Bear sex dimorphism 401
Figure 1. Ratio diagrams of skulls and jaws from the cave bears of Eirós
ady commented. In all other cases, bar
diagrams show not normal distribution,
but clear bimodality.
The sex dimorphism in the cheek teeth
The histograms of the length of the
cheek teeth rows in figure 2 show a marked
bimodality that allow us to affirm
that there is an, at least, partial sex dimorphism
in the size of the cheek teeth.
However, the study of the total length
of isolated specimens of cheek teeth (figu-
re 3) shows that the overlapping between
the female ranges and the male ones does
mask the possible bimodality and only in
the cases of the P 4 , M 1 and M 2 the distribution
is clearly not normal.
How does this affect to the study of the
population? There are an important point:
if the sex distribution is balanced (about
50% males and 50% females) then it
should be possible to assume that the difference
in the size of the cheek teeth due

402 GRANDAL d’ANGLADE, A. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figure 2. Frequency distribution of some measurements of the skull and jaw of the cave bear from
Eirós
to sex dimorphism could be bypassed. But
this balanced ratio is not always present in
the cave bear populations (K U RT É N,
1955; TORRES et al., 1991; ANDREWS
& TURNER, 1992; GRANDAL &
VIDAL, 1997; GRANDAL & LÓPEZ,
1998; REISINGER & HOHENEGGER,
1998; W E I N S T O C K, 1999, 2000;
GRANDAL et al., 2000). Thus, a predominance
of males in the population would
lead to a increment in the average values,

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) A review of Cave Bear sex dimorphism 403
Figure 3. Frequency distribution of total length of each cheek teeth (upper and lower) of the cave
bears from Eirós
whilst a predominance in females would
decrease the average.
The influence of sex dimorphism in
different populations
Another important question that
should be examined is the possibility of
the existence of a different degree of sex
dimorphism in different populations.
Figure 4 shows the ratio diagrams for
some of the measurements of skulls and
jaws from four different sites. Specially in
the jaw, the different incidence of sex

404 GRANDAL d’ANGLADE, A. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figure 4. Compared ratio diagrams of skull and jaw from four cave bear populations
dimorphism in each population is well
marked. This is an interesting matter that
should be studied with more detail. One
of the possible explanations could be the
effect of sexual selection, more marked in
those sites corresponding to a non favourable
environment, although this hypothesis
must be tested further on.
ACKNOWLEDGEMENTS
This paper is a contribution to the
Research Project XUGA PGIDT 00
PXI16201PR.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) A review of Cave Bear sex dimorphism 405
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Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 407-414
ISSN: 0213-4497
The Ursus spelaeus disappearance
archaeologically registered in the Northeast
of Catalonia
Registro arqueológico de la desaparición de
Ursus spelaeus en el Noreste de Cataluña
A B S T R A C T
MAROTO, J.; RAMIÓ, S. & SOLÉS, A.
The extinction of Ursus spelaeus remains controversial. In this paper, data from two
archaeological sites from NE Iberian Peninsula are presented. Thus, the Middle-Upper
Paleolithic term is thoroughly analysed by combining radiocarbon datings, palaeontological
remains and archaeological findings.
Key words: Ursus spelaeus , Palaeolithic, Ermitons cave, Arbreda cave, Archaeology
Àrea de Prehistòria, Universitat de Girona, Plaça Ferrater Mora, 1, 17071 Girona. SPAIN

408 MAROTO et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
INTRODUCTION
The fossil register shows a plentiful
presence of the Ursus spelaeus on the
Middle Palaeolithic in Europe, but during
the Upper Palaeolithic a progessive declive
was registered, which inevitably took
the Ursus spelaeus to its extintion
(A LT U N A, 1971; P R AT 1 9 7 6 ;
GAMBLE, 1986; GUÉRIN & PATOU-
MATHIS, 1996). In order to explain the
reasons of extintion of the Ursus spelaeus
we will provide data concerning the transition
between the Middle and Upper
Palaeolithic based on two archaeological
sites, the Arbreda Cave and the Ermitons
Cave (Catalonia), located on the Northeast
of the Iberian Peninsula, one of the meridional
areas of distribution of this
Ursidae.
THE ARBREDA CAVE
Natural surroundings and Site’s
Excavation
The Arbreda Cave belongs to the
group of the Reclau Caves (Serinyà). These
caves are located at a heigh of 200 and 210
metres, and they open to a cascading travertine
backing the west margin of a
plain, the Pla d’Usall, formed by limestone
of lacustrine origin and constituent of a
small but relative abrupt talus.
The territory as easily accessible and
offers many natural resources within an
hour radius: the great plain of the Pla
d’Usall, the Lake of Banyoles and the
swamps that surround it, a long stretch of
the middle Fluvià river, and the valley of
the Ser river with a variety of relifs, from
subtile to abrupt. The site is also located
at about 3 hours from the relevant natural
north and south passway along the
Prelitoral Catalan Depressions, and near
the Fluvià river, which also serves as a
natural way into the inland territories, as
the massif of Alta Garrotxa, for exemple.
Digging was undertaken by J.M.
Corominas on 1972 and 1973. Since
1975, excavations have been systematic,
but with a few interruptions. Nowdays,
the excavations are supervised by
Professors Narcís Soler and Julià Maroto,
from the University of Girona.
The stratigraphic sequence of the site
is complete, for its chronology includes
from Middle Palaeolithic (approximately
100.000 years) to well into Upper
Palaeolithic (about 15.000 years ago).
The Levels of Middle Palaeolithic
The diggings have not yet reached the
lower levels of the stratigraphic sequence
of the site, which we only know from the
1972-73 sounding (Alfa Sector). The
constant presence along the Mousterian
register of the Ursus spelaeus is evident on
the work of ESTÉVEZ (1987) about the
fauna materials corresponding to this
sounding.
Level I (recent Middle Palaeolithic
known from new excavations) is dated
with 14 C AMS in 39,9 ± 0,6 ka (average
resulting from four datings).
Excluding the rabbit, abundant but
only partly hunted, the presence of carnivores
dominates (MNI=28). Within them
we mostly find Ursus spelaeus predominant
over the ungulates (MNI=14) (Table 1).

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) The Ursus spelaeus disappearance 409
The cave bear is represented by 21
individuals: 16 fetals-newborns-infantils,
2 juvenile, 2 adults (1 male, 1 female) and
1 senile. With this information we infer
that the cave was used by bears as an
hibernation and breading site when it was
not occupied by the Neanderthals. The
abundance of Ursus spelaeus (together with
other carnivores as the wolf, fox, hyena,
lynx and wild cat) seems to indicate a low
frequency of human presence during
Middle Palaeolithic.
None of the carnivores remains show
any anthropic activity, for this reason we
think they have a clear paleonthologic
character. On the other hand, some of the
ungulates remains (deer, horse, large bovine)
show evident signs of having been
consumed and digested by some carnivore.
But the percentage of ungulates remains
into the cave brought by carnivores is still
unknown.
Regading burned remains 5% of the
total remains, we were able to verifly that
they belong strictly to ungulates.
Cultural material is essentially represented
by the lithic industry, typical of the
Middle Palaeolithic (Mousterian), mostly
cut in quartz and quarzite, found locally
and made by the Neanderthals (Maroto et
al., 1996).
The Levels of Upper Palaeolithic
Level H (inicial Upper Palaeolithic
known from recent excavation) is dated
with 14C AMS in 38,3 ± 0,5 ka (average
resulting from four datings).
Again, rabbits are is the most dominant,
but this time, this species shows evidence
of anthropic activity. Disregarding
rabbit, contrary to the period mentioned
in the previous section, the presence of
ungulates dominates, even though the
amount of individuals found is approximatly
the same (MNI=15). The number
of ungulates double the number of carnivores
(MNI=6).
The Ursus spelaeus is registred only
with 5 deciduous teeth. The presence of
wolf, fox, hyena and lynx is found with
equally low frequency (table 1).
There is a remarcable increase of anthropic
signs documented on the fauna, specially
among the ungulates (horse, roe
deer, deer and large bovine) as well as
among the carnivores. At this level, the
anthropic fauna is most significant in relation
to the nonanthropic.
The material culture of this period suffers
at this level a clear rupture in comparison
to the culturewhich is closer to the
Middle Palaeolithic.
At the Level H, the culture material
corresponds to early Aurignacian, with a
lithic industry manufactured with foreign
flint possibly, fruit of the first modern
humans in Europe (M A R O T O et al. ,
1996).
On the other levels of the Upper
Palaeolithic there is a complete disappearance
of the cave bear, and the presence of
the rest of the great carnivores (ESTÉVEZ,
1987; GALOBART et al., 1996).
THE ERMITONS CAVE
Natural surroundings and Site’s
Excavation
The Ermitons Cave (Sales de Llierca) is
located inland of the calacareous massif at
the Alta Garrotxa, belonging to the most

410 MAROTO et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Table 1. Arbreda Cave, levels I and H. Number of Speciments and Minimum Number of
Individuals of large and medium mammal fauna species, excluding the rabbit.
oriental sectors of the Prepyrenean. The
cave is located at a altitude of 400 metres,
95 above Sant Aniol stream. These situation
is different from the Reclau Caves,
the surrounding relif is extremely abrupt
due to the lithology (mainly of massive
limestone) and to its intensely folded and
broken structure.
Deep-carved rivers are the only way of
penetration into the massif: you can get
into the massif from the Fluvià valley by
following the Llierca river and after taking
Sant Aniol stream upwards.
For these reasons our interpretation of
the human presence isn’t accidental, but
taking into account that you need two
hours, from the archeological site, to go
out of the massif and that the majority of
animals and the raw material come from
the surrounding of the cave, we think that
it was used as sporadic shelter for seasonly
hunting of the wild mountain goats
(Capra pyrenaica). The Ermitons Cave was
excavated by Muñoz & Pericot between
1970-71.
In 1996, J. Maroto began renewed

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) The Ursus spelaeus disappearance 411
excavations. Stratigraphic sequences contain
material from final Bronze Age and
Neolithics in the upper strata. In the
lower strata they contain material of the
Middle Palaeolithic.
The strata of the Middle Palaeolithic
A predominance of anthropic remains
is the main characteristic of the fauna of
this stratum VI. The wild mountain goats
is more abundant than the other species (ª
85% NISP), but Ursus spelaeus, which is
paleontologic is also present (ª 8% NISP).
Stratum IV dated absolutely the 14 C
result 33.190 ± 660 BP, contain mousterian
industry.
In stratum IV we find predominance of
the cave bear (≈ 57%), which nonanthropic,
we also find some carnivores (hyena
and panthera, for exemple, ≈ 4%) and
goats (≈ 38%).
The bear bones findings are well distributed
over the animal’s entire body. We
find offsprings, adults and senile individuals.
With this information we infer that
the cave was used by bears as an hibernation
and breeding site (MAROTO et al.,
1996).
DISCUSSION
The documented register at both
archeologic sites –Arbreda Cave and
Ermitons Cave– indicates that the arrival
of the first modern human from the begining
of the Upper Palaeolithic was very
influencial over the frequency and distribution
of the cave bear in Catalonia, and
probably also in other areas nearby. The
Modern humans would adopt a different
model of settlement in territory than the
Neanderthals. The Modern humans would
occupy the caves with continuosly, which
implies a greater pressure for the large carnivores
that inhabit of the caves.
In this way, in the Arbreda Cave, we
observe that within a short time (around
1.500 years according to 14 C dating) the
cave bear evolves from being the most
represented great mammal to practically
disappearing from its register. On the
other hand, the transition from Middle to
Upper Palaeolithic in theses sites, does not
have a correspondence with a climatic
change according to the palinologic
(BURJACHS & RENAULT-
M I S K O V S K Y, 1992; B U R J A C H S,
1993), anthracological (M. Ros), fish-fossil
(MUÑOZ & CASADEVALL, 1997),
amphibian and reptile (Fèlix), bird
(GARCIA, 1995), chiropter and insectivore
(Galobart), and rodent studies
(ALCALDE, 1987).
At stratum IV at Ermitons Cave, posterior
in time to the documented disappearence
of the Ursus spelaeus in the neighbouring
Arbreda Cave, still of
Neanderthal culture, cave bears are plentifully
present.
We could postulate the hypothesis that
cave bears and Neanderthals followed the
same steps at the beginning of Upper
Palaeolithic. Territorial pressure of
Modern human beings would have directed
them to more marginal areas, as for
example Alta Garrotxa.
In regions netx to Aude and the
Cantabric we find parallels to the fact that
has been explained above and that reinfor-

412 MAROTO et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
ces the hypothesis that we had forseen for
Catalonia.
In Aude, the Tournal Cave (Bize-
Minervois) presents Middle Palaeolithic
levels (33.650 ± 1250 BP) with
Mousterian industry (TAVOSO, 1987).
From the study by PAT O U - M AT H I S
(1994) we know that during these mousterian
levels the Ursus spelaeus is more frequent
than the rest of carnivores (70% of
these in the richer level) and that it is the
second after the horse if we take into
account all the fauna.
Above these Aurignacians levels to be
found, with a cultural break. In these
levels cave bears are absent or at last present
with an anecdotical number of
remains (2 maximum); the anthropic
fauna is mainly represented by horses,
large bovines and rein deers.
STRAUSS (1982) studied the intensity
of use of Cantabric caves from the relative
presence of carnivores which has been
estracted from archeological sites.
If carnivores are well represented this
fact is taken as a prove of a less frequent
use of this sites by human beings. The
author infers that during Middle
Palaeolithic there is a tendency as time
passes by that goes from what he names
"partial time" caves, which means that
they are both used by carnivores and
human beings, to the "full time occupation"
by human groups during the Upper
Palaeolithic.
In the same Cantabric area we have a
concrete example in the Ekain Cave
(ALTUNA & MERINO, 1984). While in
the X level there has been 1109 remains of
Ursus spelaeus registered and in the IX
level (transition Middle Palaeolithic /
Upper Palaeolithic) there has been a total
amount of 248, in the posterior levels of
Upper Palaeolithic there has been hardly
any register (level VIII, 0 remains; level
VII, 3 remains; level VI, 7 remains; level
V, IV and III, 1 remains and in the level II,
note one).
Finally we think that this fact concerning
territorial pressure from Modern
human towards cave bears taking must be
into account, but other factors should not
be excluded in the explanation of the great
cave ursidae extinction.
ACKNOWLEDGEMENTS
This research has been sponsored by
PB97-0656 del Ministerio de Educación i
Cultura.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) The Ursus spelaeus disappearance 413
Figure 1. Geographic situation of Ermitons Cave and Arbreda Cave in the northeast of the Iberian
Peninsula.

414 MAROTO et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
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Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 415-422
ISSN: 0213-4497
A palaeobiological approach to the cave
bears from Liñares and Eirós (Galicia,
Spain)
Una aproximación paleobiológica a los Osos de
las Cavernas de Liñares y Eirós (Galicia,
España)
A B S T R A C T
LÓPEZ GONZÁLEZ, F. & GRANDAL d'ANGLADE, A.
The sites of Liñares and Eirós are closely situated in the NW of Spain and both contains
a large number of Ursus spelaeus remains. However, the chronology of these sites is different
and correspond to different climatic conditions. Once considered the effects of the
preservational biass in the deposit, the demographic particularities of each population
can be explained in terms of the different climatic conditions suffered by the studied
cave bear populations.
Key words: Cave bear, demography, paleobiology, Galicia
Instituto Universitario de Xeoloxía Isidro Parga Pondal. Facultade de Ciencias. Campus da Zapateira s/n.
University of A Coruña. E-15071. Galicia. SPAIN

416 LÓPEZ GONZÁLEZ & GRANDAL d’ANGLADE CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
INTRODUCTION
The Cave Bear became widely distributed
throughout Europe during the
Pleistocene The findings are restricted
almost exclusively to calcareous areas, and
more specifically in karstic cavities which
they tended to occupy during hibernation.
The westernmost limit of the distribution
reach Galicia, in the NW of the Iberian
Peninsula, the Eirós Cave (GRANDAL
d’ A N G L A D E, 1993), in the Serra de
Rañadoiro. The second of the Galician
sites considered in this paper, the Liñares
Cave, is situated in the Serra do Courel
(Figure 1).
Figure 1. Geographic situation of the studied sites.
The structure of the populations is different
in both caves. For the interpretation
of this structure, a detailed taphonomic
study must be carried out previously in
order to avoid the misinterpretation of the
data produced by the preservational biass.
The taphonomical processes implied in
the formation of the deposits differ from
one cave to the other, and were described
extensively in previous papers (
GRANDAL d’ANGLADE & V I D A L
ROMANÍ, 1997; LÓPEZ GONZÁLEZ et
al., 1998, GRANDAL d’ANGLADE et
al., 2000). They can be summarized as
follows:
In the deposit of Eirós the bones are

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) A palaeobiological approach to the cave bears 417
well preserved, and not rounded. In some
cases anatomic connections are preserved,
though in an approximated way
(GRANDAL d’ A N G L A D E & V I D A L
ROMANÍ, 1997). There are no indications
of selection by size in the deposit of
the bones, that can be interpreted as a
zone of occupation of the bears during the
dormancy period (G R A N D A L
d’ANGLADE, et al., 2000).
In Liñares the studied area corresponds
to a deposit placed in a lateral hole
running downwards, progresively narrow
and filled in with limestone and slate
blocks, clays and bones, intercalated with
thin stalagmitic floors (L Ó P E Z
G O N Z Á L E Z, 1996; L Ó P E Z
GONZÁLEZ et al., 1997). The bones and
the blocks moved down, together with the
clay, along this hole by gravity and sporadic
slides. A marked difference is observed
on the position of the bones: the large
ones, like cave bear skulls, were found at
the beginning of the hole, almost closing
the entrance, whilst the smaller were in
lower positions, reflecting a strong selection
of sizes along the slope. Most of the
smallest bones (most of the juvenile
remains included) seem to have been lost
downwards. This fact must be taken into
account when a demographic study is
made.
CHRONOLOGY AND ENVIRON-
MENT
In order to make a paleobiological
interpretation it is necessary to have accurate
datings of the deposit, and to know
that all the bones involved in the study
correspond to more or less contemporary
individuals, and not to an acretional deposit
with different levels that represent a
large timespan. The chronology of the studied
sites is different: Eirós corresponds to
a cold phase in the Oxigen Isotopic stage
2 (24,090 ± 440 years BP) whilst Liñares
corresponds to a warmer phase in the stage
3 (35,220 ± 1,440 years BP) (figure 2).
The cave bears are suposed to be indifferent
to the environmental conditions
and not conditioned by the biotope
(TOEPFER, 1963). They seem to respond
to climatic changes not by means of
migration, such as other large hervivors,
but with different periods of dormancy.
For instance, in American black bears
periods from 5 to 7 months in cold regions
(ROGERS, 1987) to cases where there was
no dormancy at all (HELLGREN &
VAUGHAN, 1987) have been documented.
H o w e v e r, the cold glacial periods
would produce a strong impoverishment
of the Cave bears' biotope. The presence of
large areas covered by ice and the changes
in the vegetation would lead to scarcity of
food or different food sources, that would
have a direct influence in the survivorship
of the populations.
SEX RATIO
Distribution of the populations by sex
was calculated from the sexable pieces
with almost complete reliability: skull,
jaw, limb bones, and canines. The results
are shown in table 1. The sex ratio is different
in both populations. According to
several groups of sexable remains (table 1)
the sex ratio is balanced in Eirós and more
biased towards females in Liñares.

418 LÓPEZ GONZÁLEZ & GRANDAL d’ANGLADE CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figure 2. Climatic changes during the Upper Pleistocene and Holocene, and the chronology of the
studied sites
In Eirós a slight predominance of
females over males can be seen, though the
difference is not significant. Only in the
case of the limb bones is the difference
between the sexes found to a degree greater
than that expected (50% 50%). The
population of Liñares shows a greater
number of females than males. The skull,
canines, and limb bones show a high proportion
of females in the population. This
is not the case of the jaws, that give a contradictory
result. All but two skulls
correspond to female bears, whilst the
number of male jaws is slightly higher
than those of females. The sexing was
carried out by the transversal diameter of
the canine.
The interpretation of the sex ratio in a
cave bear site is not simple. It has been
suggested that the caves of smaller dimensions
could be occupied preferredly by
females with their young, whereas those of
greater development they would be lived
by males (KURTÉN, 1958) However, in
the cases studied here, both caves could be
considered "small". Another explanation
for the different sex ratios was proposed by
REISINGER & HOHENEGGER (1998),

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) A palaeobiological approach to the cave bears 419
Table 1. Sex distribution in the populations of Eirós and Liñares, according to various kinds of
sexable remains, in absolute values (a. v.) and percents (%). Data from GRANDAL d’ANGLADE &
VIDAL ROMANÍ, 1997, GRANDAL d’ANGLADE et al., 2000.
according to whom the females would
occupy the highest caves, whilst the males
would prefer caves at lower altitudes
above sea level. At first sight, this could
be the explanation for the difference
observed between Liñares (1,100 m.a.s.l.)
and Eirós (780 m.a.s.l.). However, the
comparison in this terms is not accurate,
since both sites are not contemporary.
A more accurate palaeoecological
interpretation can be made taking into
account the chronology of both sites, and
the different climatic conditions, would
provide a better aproximation to the phenomenon.
STINER (1998), according to
the ecology of present ursids, propose a
model to explain the differences in sex
ratio. During the tempered times with
abundance of nourishing resources, the
males undergo very brief periods of dormancy
whereas the females have to remain
more months in the cave to give birth the
young and to feed them until (partial)
weaning. This supposes a more a longer
occupation of the cavity by the females,
that therefore would have more probabilities
of dying inside the cave that the
males, who already would have left it
before. This would be the case in Liñares.
Nevertheless, during cold global episodes,
such as in Eirós, the individuals of both
sexes would undergo an equally long dormancy
and the probabilities of dying
within the cave would be also even.
MORTALITY PROFILES
In Eirós the proportion between adults
and juveniles depends on the type of bone
considered (table 2). Regarding the results
obtained for some of the strongest remains
such as skulls and long bones, the juveniles
represent a high percent of the population
(60-80 %). However in some of the
most fragile juvenile remains such as scapulae,
pelvis or jaws, the proportion
decreases considerably. In our opinion,
this would be the result of a process of
fragmentation that affected the more delicate
bones that was not detected in previous
studies. The causes of this fragmentation
are not known for the moment, but
could be due to trampling or as a diagenetic
process.
In Liñares the percent of adult individuals
is much greater than that of juveniles,
as is shown in table 2. This is not common
in most of the Cave Bear sites. In our

420 LÓPEZ GONZÁLEZ & GRANDAL d’ANGLADE CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Table 2. Percent of juvenile and adult individuals in the populations of Eirós and Liñares, according
to the most reliable kind of remains.
opinion, this phenomenon may be caused
by two reasons: First, because of the process
of washing that affected the filling
(LÓPEZ GONZÁLEZ, 1996, L Ó P E Z
GONZÁLEZ et al. 1997). According to
this, most of the smallest remains, including
the juvenile ones, would have been
lost towards the lake at the bottom of the
hole. This would be the reason why only
the bigger remains of the juveniles have
been found, whilst the smaller bones such
as phalanges or metapodials are inexistent
(LÓPEZ GONZÁLEZ et al., 1997,
GRANDAL d’ANGLADE, et al., 2000)
A more accurate method to determine
the age at death of the bears can be the
analysis of the degree of formation and
wearing of the teeth. Only a very few studies
of this tipe were made on cave bear
populations (ANDREWS & TURNER,
1992; D E B E L J A K, 1997; G R A N D A L
d’ A N G L A D E & VIDAL ROMANÍ,
1997; S T I N E R, 1998; W E I N S T O C K,
1999, 2000 and this volume), although
the results can be highly significative.
Figure 3 shows the grouping into
development and wear stages (percents) of
cheek teeth from Eirós and Liñares. Also
the age groups calculated from these stages,
according to the method proposed by
ANDREWS & TURNER (1992).
FIG. 3
The mortality profile in Eirós is biased
towards juveniles, whilst in Liñares there
are more senile individuals. It is necessary
to remark that the degree of wearing is not
sinonimous of the age, but should be
correlated. Also, the "age" is not necessaryly
equivalent in both populations.
If the bears have a mainly herbivorous
diet, as was proposed by many authors
(KURTÉN, 1976, BOCHERENS et al.,
1994; B O C H E R E N S et al., 1997;
FERNÁNDEZ MOSQUERA, 1 9 9 8 ;
N E L S O N et al., 1998; LIDÉN &
A N G E R B J Ö R N , 1999; V I L A
TABOADA et al., 1999), the changes in
the vegetation could become decisive for
the survivorship of the populations.
Studies on stable isotopes of N were made
on Eirós and Liñares and show an inequivocally
herbivorous diet (FERNÁNDEZ
MOSQUERA, 1998; VILA TABOADA et
al., 1999).

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) A palaeobiological approach to the cave bears 421
Figure 3. Wear stages and mortality profiles of the studied populations according to the cheek teeth
wearing. The number of specimens is 240 in Eirós and 102 in Liñares. Data from Eirós are from
GRANDAL d’ANGLADE & VIDAL ROMANÍ, 1997. Wear stages: 1, germen; 2, unworn; 3,
slightly worn, 4, heavily worn. Age groups: I, neonates; II, juveniles; III, prime adults, IV, senile
individuals.
The changes in the vegetation from the
Liñares time to the Eiros time are known
to be from open woodlands to steppe-like
with predominance of grass (HUNTLEY,
1988, WATTS, 1988). Grass are more
abrassive than other herbaceous plants
because of their siliceous stems. Thus, a
high percent of cheek teeth with heavy
degree of wearing could be expected in
Eirós, independently of the age at death of
the bears.
However, the interpretation of these
profiles indicates that, at the age of death,
the bears from Liñares had more worn
cheek teeth than those from Eirós. The
hypotesis of the abrassive diet as a cause of
death in Eirós can be rejected. The death
in Eirós has another explanation, and it
was most probably due to the shortage of
food supplies, combined with the inexperience
of younger bears, that produces a
lack of fat reserves to overcome the long
winter dormancy. The milder climate conditions
in Liñares would allow the bears to
reach an older age.
ACKNOWLEDGEMENTS
This paper is a contribution to the
Research Project XUGA PGIDT 00
PXI16201PR. It is also a part of the
Doctorate Thesis of one of the authors (F.
LÓPEZ GONZÁLEZ).

422 LÓPEZ GONZÁLEZ & GRANDAL d’ANGLADE CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
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Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 423-429
ISSN: 0213-4497
Dental wear and grit ingestion in extant
and extinct bears from Northern Spain
Desgaste dentario e ingestión de partículas
minerales en osos actuales y extintos del Norte
de España
A B S T R A C T
PINTO LLONA, A. C. & ANDREWS, P. J.
The dental morphology of the cave bear Ursus spelaeus (Rosenmuller & Heinroth, 1794)
indicates its specialisation as a vegetation eater. Although vegetal matter plays also an
important role in the diet of most living bears, the dental wear exhibited by cave bears
d i ffers qualitatively from that seen in brown bears even on gross inspection. The diet of
the extant brown bear Ursus arctos (Linnaeus, 1758) is well known from present-day studies
involving direct observation as well as scat analysis. The ingestion of tubers and
other gritty foods has repeatedly been suggested as the cause for the extreme wear observed
on cave bear teeth. In this work we seek to analyse the modes and degrees of enamel-wear
in brown and cave bears from Northern Spain with the objective of shedding
some light on the cave bear diet as regards to grit ingestion. We examine the incidence
of gross wear features and enamel micro-fractures on the bear molars, and from this it
is concluded that the cave bears analysed here did not ingest gritty foods and seemed to
avoid putting into their mouth any object at all soiled with gritty dirt.
Key words: Ursus spelaeus, Ursus arctos, dental wear, diet
Palaeontology Department, The Natural History Museum, Cromwell Rd, London SW7 5BDUNITED
KINGDOM

424 PINTO & ANDREWS CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
INTRODUCTION
In recent years, dental wear studies
have been increasingly employed to assess
different ingestion behaviours in mammals,
extant as well as extinct
(TEAFORD, 1988; KING et al. 1999).
This is based on the fact that many abrasives
contained or associated with the diet
leave marks on the teeth, and different
patterns of dental wear reflect the behaviours
that produced them.
The study of dental wear yields therefore
information on behaviours related to
nutritional habits. Enamel is a harder
substance than most food items, which
nevertheless produce alterations on it.
Grit is certain to contain substances harder
than enamel, and the different quantities
of ingested grit are bound to show in
dental wear studies. Grit ingestion has
been repeatedly suggested as the main
cause for the extreme wear on Cave bear
teeth (K O B Y, 1940, 1953; S T I N E R,
1997).
On the other hand Brown bear diet is
known from several studies, and it does
involve the ingestion of roots, tubers and
gritty foods in varying degrees, and the
ingestion and processing of hard substances
is reflected in the wear of teeth as
micro-fractures or enamel chipping. This
degree of wear can be seen clearly at low
magnification with the binocular microscope.
The wear on teeth of extant brown
bears of known diet is compared with that
one of Holocene brown bears and cave
bears from the same geographical region.
MATERIALS & METHODS
We have analysed the first lower M1
throughout our samples: Cave bears from
Troskaeta Ko-kobea (Basque Country) (21
specimens), Tito Bustillo cave (Asturias)
(6 specimens) and Cova Eirós (Galicia) (5
specimens); fossil brown bears from several
caves in Asturias (SH5: 3 specimens,
CCV: 1 specimen, LCF: 1 specimen) and
extant brown bears from Asturias, from
private hunters collections (12 specimens).
The original teeth have been replicated
employing high precision techniques
(KING et al., 1999), and our analysis
have been carried out on these replicas.
Every cusp (paraconid, protoconid,
entoconid, metaconid, hipoconid and
hipoconulid) of the M1 has been individually
looked at throughout the light
microscope, and the following macro-wear
features have been recorded for each individual
cusp:
a) Tip cusp loss (rough wear)
b) Discrete ante-mortem enamel microfractures
Figure 1 is a sketch of a right M1,
naming the cusps and their orientation.
Figure 2 gives the distribution of foodstuffs
throughout the year in the diet of
European Ursus arctos according to
COUTURIER (1954).
According to COUTURIER (1954),
roots and tubers account for a 13,2% of
the foodstuffs ingested yearly by European
brown bears. Particularly important are
the tubers of Conopodium majus, that are
the staple from mid May to mid July.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Dental wear and grit ingestion 425
Figure 1. Right first low M1 of Ursus. As seen
from the lingual side.
ANALYSIS
Figure 2. Extant European brown bear diet (COUTURIER, 1954).
The breakage of the enamel on cusp
tips produces a rough morphology due to
enamel micro-chipping, and this generally
happens early during the life of the
brown bears. Figure 3 is a sample of these
enamel micro-fractures as they appear on a
present day brown bear (specimen COC-
002) from Asturias. This specimen is two
years old and shows a high degree of enamel
fractures, both on cusp tips and also
generally affecting all the oclusal surface.
Figure 4, below, is the graphic representation
the data obtained for cusp-tip
loss with rough topography. Greatest
modification is seen on Holocene brown
bears, followed by present day brown
bears. Cave bears show consistently low
values for this kind of tooth wear. This

426 PINTO & ANDREWS CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figure 3. COC-002. Extant brown bear from Asturias, two years old. Enamel microfractures.
figure strongly suggests that this degree
of damage is related to grit ingestion in
brown bears, and the lack of similar
damage to cave bear teeth indicates that
they did not eat food encrusted with grit.
Discrete chips in the enamel may be
produced by the ingestion of very hard
substances, presumably grit amongst
them. Figure 5 below is the graphic representation
of the data obtained for these
discrete ante-mortem enamel fractures.
Again cave bears display consistently
low values. Only the mesial cusps are
affected in our reduced sample of
Holocene brown bears. The low M1 of
extant brown bears is affected by enamel
chipping in all the cusps.
SUMMARY AND DISCUSSION
It has been suggested that the extreme
wear on cave bear teeth is due chiefly to
the ingestion of grit associated to roots
and tubers. In this paper we analyse and
compare the presence and degree of enamel
chipping on the oclusal surfaces of
extant brown bears of known diet with
that of fossil brown bears and extinct cave
bears from the same geographical area.
Firstly we revise (binocular lens) separately
each cusp tip in the low M1 of the
bear teeth (paraconid, protoconid, entoconid,
metaconid, hipoconid and hipoconulid)
analysed. We record whether the tip
of these cusps appear broken acquiring a
rough morphology, and conclude that
while a very high proportion of brown
bears –fossil as well as extant- do show
this alteration, the presence of enamel
cusp tip loss by cause of enamel microfractures
(rough topography) is almost negligible
in cave bears.
Secondly we record (binocular lens
again) any microfracture or enamel chip
appearing elsewhere on the cusp surfaces
–that is, not in cusp-tips. While all the

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Dental wear and grit ingestion 427
Figure 4. Lower M1 from brown and cave bears. Cusp tip loss with rough morphology.
Figure 5. Enamel chips on the low M1 of Ursus.
cusps in extant brown bears have some
enamel chipping, fossil brown bears show
these chips only in the anterior cusps (trigonid).
The presence of enamel chipping
in cusp surfaces other than cusp tips is also
negligible in the case of the cave bears
Ursus spelaeus.
If we accept that the enamel chipping
documented here for Ursus arctos correlates
with the 13,19% tubers and roots that
they are known to ingest yearly
(COUTURIER, 1954), it has to be concluded
that the consumption of these
foods by the cave bear Ursus spelaeus was
much lower and indeed negligible, and
can not be the cause of the intense wear
seen on cave bears.

428 PINTO & ANDREWS CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
ACKNOWLEDGEMENTS
This research has been made possible
thanks to research projects subsidized
firstly by the Fundación Oso Pardo and
the Fundación para la Investigación
Ciencia y Tecnología (FICYT) of Asturias
and later by a joint agreement by DuPont
Ibérica, Fundación Oso de Asturias and
The Natural History Museum (London).
Our thanks also to Sociedad de Ciencias
Naturales Aranzadi and to the Laboratorio
Xeolóxico de Laxe, that hold many of the
cave bear collections studied here, and to
the Federación Asturiana de Espeleología
and its members, that helped to locate fossil
brown bear specimens. We are grateful
to Dr. T. King for her kindly teaching us
high resolution tooth replicating techniques.
Also to the Photo Unit of the
Natural History Museum (London) that
photographed the specimens displayed in
this paper. Dr. J. Naves provided advice
and relevant literature on the subjects tackled.
To all of them, our heartfelt thanks.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Dental wear and grit ingestion 429
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Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 431-439
ISSN: 0213-4497
Cave bear's diet: a new hypothesis based on
stable isotopes
La dieta del Oso de las Cavernas: nueva
hipótesis basada en isótopos estables
VILA TABOADA, M.; FERNÁNDEZ MOSQUERA, D. & GRANDAL d’ANGLADE, A.
A B S T R A C T
The Ursus spelaeus diet has always been a controversial topic in Paleontology. Both, morphometric
and isotopic studies, have raised the hypothesis of herbivorism for this extinct
ursid that belongs to the order Carnivora. However, the specific composition of its diet
is still in doubt. In this paper, and dealing with stables isotopes of 1 3 C and 1 5 N in bone
collagen, we point out the possibility of Ursus spelaeus feeding basically on nitrogen
fixing plants, because of its low δ 1 5 N signature, the lowest one among the published data
from other Pleistocene herbivores.
Key words: Ursus spelaeus, δ 1 5 N, bone collagen, diet, nitrogen-fixing plants.
Instituto Universitario de Xeoloxía Isidro Parga Pondal. Facultade de Ciencias. Campus da Zapateira s/n.
University of A Coruña. E-15071. Galicia. Spain. (xemarta@mail2.udc.es)

432 VILA TABOADA et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
INTRODUCTION
The cave bear presents a specific tooth
morphology with wide grinding surfaces,
and muscle insertions in the skull and the
jaw which show a great biting power,
which is the reason why it is thought to
follow a basically herbivorous diet
(KURTÉN, 1976). In recent years, different
approaches have been followed as to
the reconstruction of this species´ diet
through the analysis of stable isotopes,
usually 13 C and 15 N, preferably in bone
collagen and in dentine collagen and
hydroxyapatite (B O C H E R E N S et al. ,
1994; B O C H E R E N S et al., 1997;
FERNÁNDEZ MOSQUERA, 1 9 9 8 ;
N E L S O N et al., 1998; LIDÉN &
A N G E R B J Ö R N, 1999; V I L A
TABOADA et al., 1999). The results derived
from these studies can be summed up
in the following points:
a) Preferably herbivorous diet based on
C 3 plants.
b) Marked lactation effect, which causes
an increase in δ 15 N values in bone
collagen of young individuals, and in dentine
values of young and adult individuals,
the latter of which maintain the lactation
signature due to non- renewing of dentine
collagen after weaning.
c) In some cases, there is a hint of a
possible influence of winter dormancy on
isotopic signatures (BOCHERENS et al.,
1997; FERNÁNDEZ MOSQUERA,
1998; VILA TABOADA et al. 1999). This
fact has been confirmed in Fernández
Mosquera et al. (2001).
It is know that isotopic analysis of animal
nitrogen can also be used to reconstruct
aspects of the diet when potential
food resources had different 1 5 N / 1 4 N
ratios (AMBROSE & DE NIRO, 1989).
Isotopic ratios for nitrogen and carbon are
presented as δ values where
δ= ( R s a m p l e / R s t a n d a r d )-1 x 1000, being
R= 15 N/ 14 N and 13 C / 12 C, respectively.
The relative amount of both nitrogen
stable isotopes ( 15 N y 14 N) vary in soils
and tissues, due to the fact that their isotopic
compositions depend on the 15 N
inputs into the system as well as on the
fractionations of each physic and/or
physiologic process. Nevertheless, it can
be noticed a clear enrichment in 15 N as we
get higher trophic levels. This enrichment
ranges from 2.8 up to 5.7‰ for terrestrial
ecosystems (BOCHERENS et al., 1997).
It is assumed, as typical fractionation, the
value 3 ‰ (KOCH et al., 1994), which is
added to every step of the trophic chain
(figure 1).
Nitrogen isotopes distinguish plants,
such as legumes, that have symbioses with
atmospheric nitrogen-fixing bacteria from
those that do not. The δ 15 N values of
fixing plants average around 0‰ whilst
other plants have higher average δ 15 N
values (SCHOENINGER & DE NIRO,
1984), although some of the variation in
plant δ 15 N values may be due to variation
in soil δ 15 N values. The biological nitrogen
fixation causes a decrease in 15 N in the
tissues of fixing-plants related to those
from no fixing (KOCH et al., 1994). In
this process of fixation, the atmospheric
nitrogen is enzymatically converted into
organic nitrogen, included in aminoacids,
nucleotides and other molecules. Fixation
may be caused by a symbiosis of nodules
in the roots of several plants (for instance,
the family Fabaceae) with some bacteria of

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Cave bear’s diet 433
Figure 1. Relationship between different trophic levels and 15 N in terrestrial trophic chains
(Adapted from KOCH et al., 1994).
the genus Rhizobium, although it may also
be a non symbiontic fixation, carried out
by aerobic bacteria as A z o t o b a c t e r, by
Cianobacteria and there is also a fixation
due to the rain (STRASBURGER et al.,
1994).
Regarding the δ 1 3 C signature, it
mainly reflects the type of photosynthetic
plants which are primery producers in the
food web. Herbivore’s δ 13 C bone collagen
allow us to estimate the amount of C 3 and
C 4 plants in the diet because of their very
different isotopic signals. Herbivores feeding
on C 3 plants, which are all the trees
and herbaceous plants from cold and temperate
climates, will show δ 13 C values
around -20‰. On the other hand, herbivores
feeding on C 4 plants, which are tropical
herbaceous plants, will show δ 13 C
values around -8‰. As the fractionation
step is larger between plants and herbivo-
res than between herbivores and the rest of
trophic levels, the δ 13 C signature provides
little information about the diet of omnivores
and carnivores.
PLEISTOCENE HERBIVORE’S ISO-
TOPIC SIGNATURES
We have assembled published isotopic
carbon and nitrogen data from bone collagen
of fossil European Pleistocene herbivores.
Only adult individuals have been
taken into account. We have no used data
from present specimens because most of
the papers do not specify anything about
diet, so it could be no natural. Thus, a preliminary
plot would be:
In figure 2 we have assembled data
from the following papers: Bos primigenius
(n=36) from Marillac (BOCHERENS et
a l., 1991) and from Paglicci cave

434 VILA TABOADA et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
(IACUMIN et al., 1997); Equus caballus
(n=22) from Paglicci cave (IACUMIN et
al., 1997); Mammuthus primigenius (n=10)
from Yakutia (B O C H E R E N S et al. ,
1996); Coelodonta sp. i.e.: woolly rhinoceros
(n=5) from Kent Cavern
(B O C H E R E N S et al., 1995); R a n g i f e r
t a r a n d u s (n=5) from Marillac
(BOCHERENS et al., 1991); Ursus spelaeus
(n=20) from Liñares (VILA TABOADA et
al., 1999); Ursus spelaeus (n=12) from
Alpine sites (F E R N Á N D E Z
MOSQUERA et al., 2001); Ursus spelaeus
(n=12) from Divje Babe (NELSON et al.,
1998); Ursus spelaeus (n=8) from Eirós
(FERNÁNDEZ MOSQUERA, 1998);
Cervus elaphus (n= 32) from Paglicci cave
(I A C U M I N et al., 1997) and Liñares
(VILA TABOADA et al., 1999, 2001).
Other published data of Ursus spelaeus
have not been plotted to improve the cla-
rity of the graphic, since they show comparable
values to the plotted ones.
By taking into account that the typical
fractionation is 3‰ and that the interval
of Ursus spelaeus values is [0.81-5.53], it
could be inferred that the basis of the trophic
chain would show a negative δ 15 N,
corresponding to that of N 2 fixing plants,
from -1 up to +2, whereas the δ 15 N of non
fixing ones ranges from +3 up to +6
(LAJTHA & MARSHALL, 1994).
As the isotopic studies are from different
geographical locations: NW Spain
(FERNÁNDEZ MOSQUERA, 1998,
VILA TABOADA et al., 1999), Central
Europe (N E L S O N et al., 1998,
FERNÁNDEZ MOSQUERA et al. ,
2001), Pyrenees sites (BOCHERENS et
al., 1991, BOCHERENS et al., 1994),
Belgium (B O C H E R E N S et al., 1997,
BOCHERENS et al., 1999), we do not
Figure 2. 15 N versus 13 C from different fossil herbivores. Notice that Ursus spelaeus 15 N values
are clearly lower that the rest of herbivores, but data from reindeer (Rangifer tarandus). See
Discussion for further explanation.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Cave bear’s diet 435
have to take into account specifically site
factors as soil, altitude or endemic vegetation.
Thus, even the highest δ 15 N cave
bear values, which are related to the dormancy
length (F E R N Á N D E Z
MOSQUERA, et al., 2001) are always
lower than those from other herbivores,
but the reindeer (Rangifer tarandus L.)
DISCUSSION
Coeval isotopic signatures from different
species have been preserved in the
fossil remains from Liñares site (Lugo,
Galicia, NW Iberian Peninsula). Liñares
(G R A N D A L d ’ANGLADE & LÓPEZ
GONZÁLEZ, 1998) has provided with
contemporary specimens of both species:
Cervus elaphus and Ursus spelaeus {37,865 ±
2,070 years Before Present [yBP]; 37,690
± 1,955 yBP and >38,000 yBP for red
deer (LÓPEZ GONZÁLEZ et al., 1997)
and 35,220 ± 1,440 yBP and >38,000
yBP for cave bears (G R A N D A L
d’ANGLADE & LÓPEZ GONZÁLEZ,
1998)}. Then, they are supposed to feed
on the same ecosystem, i.e: they are members
of trophic chains based on the same
soil. By comparing adult specimens of the
same site and same time-span we can
remove the influence of soil δ 15 N variation.
It should be pointed out that the red
deer (Cervus elaphus) is a ruminant
(KOWALSKI, 1981) and this kind of herbivores
have rather low δ 15 N values whereas
the non-ruminant herbivores, specially
mammoth (Mammuthus primigenius),
present high δ 15 N values (BOCHERENS
et al. 1996 and included references).
As we have proposed before and consi-
Figure 3. Isotopic data of Cervus elaphus and
Ursus spelaeus from Liñares site. Data from
VILA TABOADA et al. 1999 and V I L A
TABOADA et al. 2001.
dering that: i) the typical frationation is
around 3‰, ii) δ 15 N values of Cervus ela -
phus from Liñares are [5.71-7.42] (n=8,
mean: 6.33, standard deviation: 0.53) and
iii) Ursus spelaeus δ 15 N values from Liñares
are included into the interval [2.11-3.61]
(n= 20, mean 3.03, standard deviation:
0.44), there is a difference of 3.3‰ between
the red deer and the cave bear δ 15 N
average.
This difference could correspond to the
one between fixing N 2 fixing plants,
whose δ 15 N ranges from -1 up to +2, and
non fixing plants, which range from +3
up to +6 (LAJTHA & MARSHALL,
1994). It could be possible that cave bears

436 VILA TABOADA et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
from Liñares (δ 15 N mean: 3.03‰) fed on
fixing plants whose δ 15 N was around 0‰.
Red deer would feed, mainly, on non
fixing plants as it makes, at present time,
and this differentiation in their diet could
explain such a difference in δ 15 N of both
herbivorous.
In addition some other issues lead us to
wonder about the possibility of cave bears
feeding on N 2 fixing plants.
I.- Vegetation
Our hypothesis of feeding on nitrogenfixing
plants (not only on Fabaceae) is
reliable because they are taxonomically
diverse trees, herbs and shrubs, occurring
in eight families and 23 genera
(SALISBURY & ROSS, 1992) including,
for instance, the genus Alnus, pollen from
which has been positively found in the
Ramesch site, Austrian Alps (FRANK &
RABEDER, 1997). This means that feeding
on N 2 fixing plants would not be a
restricted diet, because they range a wide
variability of forms, climates and conditions.
There are no pollen records published
for the best isotopically known sites:
Eirós or Liñares.
II.- Nutritional value
The nutritive value of nitrogen-fixing
plants is fairly rich, as much as
Graminaceae (cereals), and without the
problem of Silicium nodules, which many
Graminaceae (=Poaceae) show, and cause a
strong abrasion in the herbivore teeth. It
should be noted that the family of fixing
plants Fabaceae (legumes) provides with a
significantly higher amount of the essen-
tial aminoacid Lysine (G O N Z Á L E Z
MONTERO, 1995).
Whether cave bears ate fruits (more
protein storage than leaves or stems),
tubercules or other plant components is
not important for our isotopic discussion.
This is because the δ 15 N values are no
influenced by the amount of proteins, but
by the ratio of the two nitrogen isotopes,
which is similar in every vegetal tissue.
Thus, it is reasonable to think of cave
bears feeding on nitrogen-fixing plants
(no matter grazing, browsing or bitting)
which are more nutritive than any other,
and less negative than Poaceae for their
Carnivora-structure teeth.
III.- Dental wearing
The Cave Bear, despite belonging to
the Order Carnivora, is an hervivorous
whose dental formula lacks the three first
upper and lower premolars (in U. deninge -
ri P 3 and/or P 1 are sometimes preserved)
showing instead a long diastema. The
cheek teeth show rounded cusps, frequently
splitted into several cusplets, and
broad occlusal surfaces often covered by
tubercles, ridges and cusplets that enlarge
the masticatory surface to the detriment of
the cutting fuction of other carnivores
molars.
This morphological feature that gives
to the Ursus spelaeus cheek teeth a bunodont
appearance, very similar to those of
the omnivorous artiodactyl Sus, is not
correlationated with the structure of the
tooth enamel. The enamel of Ursus spelaeus
does not differ basically from that in other
carnivores. This vegetarian carnivore
retains the typical enamel of its phyloge-

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Cave bear’s diet 437
netic group (Von K O E N I G S WA L D,
1992).
As a direct consequence of such features,
cave bears teeth show a low strength
to the abrasion caused by a vegetarian
diet. The high degree of wearing in adult
teeth is a commpon characteristic in most
sites os this species. (KURTÉN, 1976).
A diet based in N 2 fixing plants would
cause a determined teeth wearing depending
on the kind of plants and depending
on which part of the plant. It is clear that
a diet based on Poaceae, with siliceous
stems and leaves, could cause a stronger
abrasion.
H o w e v e r, there are no comparative
studies about dental wearing among different
time-span and/or location sites other
than the presented in this volume
(LÓPEZ & GRANDAL, 2001). Besides,
there is not a study of the degree of wearing
and the age in years of the individuals.
The current research on dental microwearing
will hopefully clarify the Ursus
spelaeus diet, as it has happened with other
species (HAYEK et al., 1992).
IV.- Rangifer tarandus
We have noticed that the other fossil
herbivore with such low δ 15 N is the reindeer.
This striking fact is very interesting
if we bear in mind that current reindeer
show a very restricted diet: the reindeer
lichens (Genus C l a d o n i a, Subgenus
Cladina), which are are a good source of
energy.
How is this related to cave bears and
their diet if it is not possible to compare
such a different animals about their
physiology nor metabolism ?
On one hand we should remark that
lichens are a symbiosis between a fungal
member (Mycobiont) and an Green Algae
(Eukariota) or Cianobacteria. Thus, some
of them show the ability of fixing nitrogen.
Even though reindeers were thought to
feed only on Cladina lichens (non N 2 -
fixing), recent studies on present
American Rangifer tarandus (caribou) show
that although it appears to be able to
balance the low protein content of the
reindeer lichens by including in its diet a
portion of the nitrogen-fixing lichens of
the genera Stereocaulon and Peltigera which
have relatively high protein contents
(KLEIN, 1982).
Thus, the explanation of the low δ 15 N
of the Pleistocene reindeer plotted in the
figure 2 (B O C H E R E N S et al., 1991)
could be a lichen diet with a significant
nitrogen-fixing component. Even though
it is not a true neither reliable comparison,
the low δ 15 N of cave bears could also be
due to feed basically on nitrogen-fixing
organisms.
CONCLUSION
It is demonstrated that physiology and
metabolism are two important factors
when dealing with isotopic signatures. If
Cervus elaphus from Liñares, which –as
ruminant- is supposed to show low δ 15 N,
and presents a δ 15 N 3‰ higher than Ursus
spelaeus from the same site and absolute
age, we might infer that the extremely
low δ 15 N of cave bears could be due to
feed on nitrogen fixing plants.

438 VILA TABOADA et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
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Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 441-446
ISSN: 0213-4497
Ursus spelaeus and Late Pleistocene
associated faunal remains from Loutraki
(Pella, Macedonia, Greece)-Excavations of
1999
Ursus spelaeus del Pleistoceno Superior y fauna
asociada de Loutraki (Pella, Macedonia, Grecia):
excavaciones de 1999
A B S T R A C T
TSOUKALA, E. 1 ; RABEDER, G. 2 & †VERGINIS, S. 3
The large mammal assemblage from the bear-cave A in Loutraki, Pella, Macedonia,
Greece, mostly very well preserved, is described and analysed. Among Ursus spelaeus
remains, other large mammalian faunal remains, found up to 1999 (the excavation is still
in progress) in association with the cave-bears belong to: Crocuta spelaea, Panthera par -
d u s, Vulpes vulpes, Capra ibex, D a m a s p. One pyrite artefact, found also in association
with the ursid remains, adds great interest to this site. The preliminary study showed the
predominant presence of the cave-bear, while only very few specimens represent other
animals. The presence of abundant deciduous bear teeth, in spite of their fragility, is
remarkable. On some bones there are carnivore trace, either of other ursids or scavengers.
The taphonomical approach would show interesting results.
Key words: Large mammals, Late Pleistocene, Loutraki bear-cave, Macedonia, Greece
(1) School of Geology, Aristotle University, 54006 Thessaloniki, Macedonia, GREECE
(2) Institute of Paleontology, University of Vienna, Althanstraße 14, A-1090, Vienna, AUSTRIA
(3) Institute of Physical Geography, University of Vienna, AUSTRIA

442 TSOUKALA et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
INTRODUCTION
About 10.000 ursid bones, bone fragments,
and teeth from the Loutraki Late
Pleistocene cave-site besides other samples
representing large and small carnivores
and herbivores, have resulted from five
seasons of extensive excavations (1992-
1999), which were carried out under the
direction of Dr. Evangelia Tsoukala, in cooperation
with Ministry of Culture
(Ephory of Paleoanthropoly and
Speleology). The excavations of 1996 and
1999 were carried out also with the contribution
of Vienna University (Profs G.
Rabeder and S. Verginis).
LOCATION OF THE SITE
The cave-site of Loutraki (LAC: LOU-
TRAKI ALMOPIA CAVES) is located in
North Greece on the slopes of the Voras
mountain (2.524 m), very close to the former
Yugoslavian border, about 120 km
north-west of Thessaloniki. The caves
have been developed mainly in the north
side of the V-shaped Rema Nicolaou
gorge. It is a part of the "speleological
park", with very rich vegetation, in the
region of the Loutra spa.
GEOLOGY
The whole area is a fault ore-bearing
zone of NW-SE direction. The Rema
Nicolaou gorge consists of Maestrichtian
limestone with intense karstik phenomena
that have been caused due to the Tertiary
faulting of the area. The results of these
tectonic events are many fault surfaces.
The erosion resulted a depth of about
150m of this gorge, to the bottom of
which the Thermopotamus River is flowing.
The intense erosion of the gorge
may also show relatively recent (post-
Pliocene) elevation of the north part of the
great Loutraki fault. Extensional tectonic
events such as slide planes, high angle
normal faults and joints, as well as the erosion,
are the reasons of the vertical development
of the caves (MOUNTRAKIS,
1976). According to the speleological
research of the area the speleological park
complex consists of 6 caves, 4 rock shelters
(ambries), 2 potholes, many holes and cave
formations. The bear-cave A is at altitude
of 540m. In the broder area there are findings
dated to the Paleolithic or the Late
Neolithic period and of the Bronze Age
with many pottery-remains, while indications
of Roman habitation in the Almopia
plain have been noted. A rock shelter, 50
m West of cave A, at the same altitude,
presents on its base an old travertine layer,
as well as a very cohesive conglomerate,
remains of an old river bed, at the height
of about 70m from the surface of the river.
The thickness of this occurrence is 3-4m,
and consists of various stones and sand
deriving from the erosion of the surrounding
rocks. These stones are permeated
with CaCO 3 , giving a clast-supported
conglomerate, the imbrication of which is
not clearly shown. In some places it is
shown a flow direction opposite to the
today’s river flow direction. Thus the paleogeographical
structure was different in
the period of the old riverbed deposition.
There are 3 more old riverbed remains in
various altitudes. In one of the two potholes,
50m of depth, a recent human skele-

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Ursus spelaeus from Loutraki 443
ton was found and it belongs to a middleaged
man.
In the area extensive travertine occurrences
are due to the old geothermal
liquids or to the active thermal springs of
this area.
HISTORICAL OVERVIEW
The investigation of this area was started
in 1990, when the speleologist K.
Ataktidis showed to the first author fossil
bones, that were brought to light by treasure
seekers in the bear cave A. Then a
group of scientists visited the new site and
because of the great paleontological interest,
and permission for excavation was
asked from Ministry of Culture. The first
excavation circle started in 1992 by
School of Geology of Aristotle University,
also sponsored by the former community
of Loutraki, under the supervision of
Ephoria of Paleoanthropology and
Speleology (EPS) of Ministry of Culture,
in cooperation with Prof. G.
Chourmouziadis of Archaeology, with the
contribution of Prof. Eitan Tchernov. The
excavations were continued in 1993 and
1994 in cooperation with EPS (Dr. E.
Kambouroglou, archaeogeomorphologist).
In 1996 and 1999 the excavations
were carried out by Aristotle University,
EPS, with the contribution of the Vienna
University (Profs G. Rabeder, S. Verginis
and their team). The local authorities also
gave financial support, first of the former
Loutraki community and Physiographical
Museum of Almopia, and then by the
Aridea Municipality and the direction of
the Loutra spas company.
TECHNIQUE OF THE EXCAVA-
TIONS
The excavations in the bear-cave A
followed strictly the archaeological rules.
After the definition of 0 point, which is
common for the ABCD, KLMN and VW
block of squares, the orientated sontages
in the chambers have dimensions: 4x4 m
for the LAC II; 3x3 m for the LAC I; 1x1
m for LAC Ia; and 1x2 m for the LAC Ib.
The excavation started in 1992 first, in
the B10 square of chamber LAC II, with
only two layers with many fossil-findings.
In 1993 the excavations were continued in
the B10 and B11 squares as well as to the
trench-square D10 of the same chamber.
Three coordinates were measured for the
bones: the west east, the north south, the
depth from the 0 point, and to the long
bones the azimuth.
As it is shown, the brownish deposits
are rather homogenous, of a thickness of
about 70cm, mainly of silt sediments
deposited under calm conditions of the
paleoenvironment. All the material and
the sediment have been washed to two
double systems of sieves, one for micromammals
of 0.3mm diameter and the
other for large mammal remains of
0.5mm. During the last excavation, threesieve
system was used in order the material
of the latter sieve to be more homogenous,
the third one of 0.7mm. All this
material will be exhibited to a local
Museum among other archaeological and
local folkloric samples.
Over than 10.000 large mammal samples
were found, from the three block of
squares (ABCD, LMN, VW in chambers

444 TSOUKALA et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
LAC II, I and Ib respectively). They
mainly belong to very or to juveniles,
many in situ (such as the whole metapodial
range of very juvenile with no fusion
of their epiphyses). On some bones there
are carnivore traces. An artifact, found in
association with the ursid remains, in the
sieving of the third layer of B10 square
adds great interest to the excavations.
Seeds found during sieving were determined
by the archaeologist †Maria Magafa as
Rumex crispus, Picris echioides, Matricaria
c h a m o m i l l a (Chamomila recutita) ,
Compositae, typical Mediterranean plants.
The first one is the most common and
loam, clay and nutrient indicator. The
second is stony wasteland indicator and
the third one indicates fresh or sandy
loams, rich in nutrients, also saline soils.
THE CAVE A
Small fragments of recent stalagmite
that covered cranial fragments and mandible
of a child were found. The LAC Ib
chamber, with the VW sontage gave interesting
material, especially in 1999, especially
of hyaenid bones, as well as large
stones and large ursid specimens, such as
skulls, complete pelvis, long bones etc.
Therefore the presence of the "unknown"
scavenger that was described in 1993 in
the study of the Taphonomy is now confirmed.
The Ia small chamber is very difficult
of access, as it is more than 6m higher
on the LAC I floor, on the top of a
slippery rock. During the 1996 a quick
excavation of this chamber resulted abundant
material of macro- and micromammals
of Holocene age. Obviously, the feeding
source of these sediments differs
from that of the LAC I floor Pleistocene
sediments. There are many disturbances in
all chambers, made by the treasure-seekers.
The excavations followed strictly the
archaeological rules. The brownish rather
homogenous deposits, are of a thickness of
~70cm, mainly of silty sediments deposited
under calm conditions of the paleoenvironment.
PALEONTOLOGY
Loutraki U. spelaeus is a rather robust
type, with complicated morphotype of the
premolars, especially of the lower premolar
P 4 , which is at the stage of three or four
cuspids, thus showing clearly a tendency
for molarization and an advanced evolutionary
stage. The bear remains represent
animals of all ages (males or females) but
the young ages dominant, as it commonly
occurs in bear-caves. The presence of the
most abundant milk teeth, in spite of
their fragility, is remarkable and unique
for the Greek bear-caves, as well as of
teeth, which have just been substituted,
shows clearly, that bears used the cave as a
den. They are hundreds of teeth, representing
all the milk tooth-row. The preliminary
study, except the dominant presence
of U. spelaeus, showed only few specimens
to represent a small bovid, cervid and carnivores,
such as a large felid, fox and crocuta.
Prehistoric humans seem not to have
used the cave, as the findings so far (except
one lithic pyrite artefact) do not show this,
but the excavation is still in progress
(TSOUKALA 1994, 1996; TSOUKALA
et al., 1998).
The following faunal elements have

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Ursus spelaeus from Loutraki 445
been determined in the bear-cave up to
now:
Some of the conclusions are:
• The Loutraki bear-cave is very rich in
paleontological material.
• Carnivores are represented in scarce
diversity, but ursids are extremely abundant.
• The study of about half of the
~10.000 bones, bone fragments and teeth
of the bears, the most representative, showed
the presence of the U. spelaeus.
• The bones are mostly well preserved.
Few long bones are complete and well preserved.
• The abundance of the material shows
relatively long occupation of the cave by
bears. The cave does not seem to be used
by humans, as only one lithic (pyrite) artifact
was found in B10 square.
• The absence of well preserved complete
skulls of adults, among this rich
material is remarkable, while there are few
almost complete skulls of sub-adults and
juveniles.
• The majority of the tooth and bone
remains belong to juveniles and subadults,
while very few belong to very old
individuals and few to adults, indicating
thus an extremely high incidence of young
and neonate mortality. There are many
bear carcasses as a result of death during
hibernation. The abundance of the milk
teeth, in spite their fragility, is very
remarkable.
• The presence of both sexes has been
established due to the sexual dimorphism
either of the teeth (mainly canines) or of
the postcranial skeleton, with a slight predominance
of females over males.
• Very few bones, such as a complete
right anterior foot, have been found in
situ, but the majority has been found scattered,
and this is due either to the animals
themselves or to the action of flowing
water.
• The rounding and abrasion of some
bones such as metapodials, phalanges and
patellas also establish the action of flowing
water. The not so good preservation
of certain remains, as well as their position
within the sediments, indicate a rather
considerable, but not great (few were
found in situ), flow over the deposit.
• Few bones, have traces of large carnivore
teeth and this can be explained either
by the presence of the other carnivores
(felid, hyaenid, canid) or by cannibalism.
• Some bones have cutting marks,
which are probably due to many rodents.
• The bears used the cave as a den.
The abundance of the material, the juvenile
remains, establish the inhabitation.

446 TSOUKALA et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
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Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 447-455
ISSN: 0213-4497
The updated record of cave bear and other
members of the genus Ursus on the
territory of Czech Republic
Registro actualizado de Oso de las Cavernas y
otras especies del género Ursus en la República
Checa
A B S T R A C T
WAGNER, J.
During the 2nd half of 20th century, a succession of new Pleistocene localities was discovered
and some classical paleontological sites were revised. From many of those places
also bear remains were recorded. Nine localities provided large material of bear
remains in good stratified layers. Bear record from Moravian localities were studied in
details by Prof. R. MUSIL from Brno. This paper presents a review of updated knowledge
on this localities - especially about their stratigrafical position (based on micromammalian
evidence) and basic information on bear remains studied.
Key words: Pleistocene, U r s u s, cave bear, brown bear, Czech Republick, Bohemian
karst, Moravian Karst
Charles University. Faculty of Sciences. Department of Palaeontolog. Albertova 6.12843 Praha 2. CZECH
REPUBLIC

448 WAGNER, J. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
INTRODUCTION
Palaeontological investigation of fossil
cenozoic mammals has a tradition in the
territory of the Czech Republic. Already
from the begining of this investigations
remains of bears were among the most frequent
finds. The first phase research started
in area of Moravian karst in the 1 st half
of the 19 th century (e. g. WANKEL made
in 1850 first skeleton of cave bear in the
Austria-Ungarn from bones founded in
Vupustek cave). From the 2 nd half of 19 th
century lot of data about bear finds from
Moravia (WANKEL. 1867; MASKA,
1884, 1886; KNIES, 1891, 1893 etc.) and
from Bohemia (KREJCI, 1865; LAUBE,
1874; WOLDRICH, 1890, 1893, etc.)
has been recorded. At the end of 19 th and
during the 1 st half of 20 th century first
lists of vertebrates fossils finds (incl. bears)
were given from the area of Bohemia
(WOLDRICH, 1897; KAFKA, 1901;
B AYER, 1905) and Moravia (KNIES,
1929; STEHLIK, 1929; SKUTIL &
STEHLIK, 1932). The old authors determined
their finds mostly as U. spelaeus or
Ursus arctos/priscus. Some of these finds are
but lost, the most of remaining is not revised
and without stratigraphical level or
correct localization. Till in 2 nd half of 20 st
century began modern palaeontological
research. New and revised old localities
are discovered, with emphasis to stratigraphical
signification. The most important
researchers of this period are FEJFAR in
Bohemia (FEJFAR, 1956, 1961, 1993,
etc.) and MUSIL (MUSIL, 1959, 1962,
1965, 1968, etc.) in Moravia. The papers
of the last author brougt detailed studies
of cave and brown bear.
The most important informations are
given by new discovered sites with both
large and small mammals together, which
allows morphometric studies of bears
combined with their exact stratification.
The most importent are as follows:
1) Holstejn (Moravian karst)
Stratigraphy: zona B of Early Biharian
1 (FEJFAR & HORACEK, 1990)
Stratigraphicaly significant taxa from
this locality: Microtus (Allophaimys) pliocae -
n i c u s KORMOS, Mimomys pusilus
(MÉHELY), Pliomys episcopalis MÉHELY,
P. lenki (HELLER), Hypolagus beremendensis
(PETENYI) (according MUSIL, 1966).
The others species of carnivores from
this locality: P a n t h e r a cf. g o b a s z o e g e n s i s
(KRETZOI), Putorius cf. stromeri KOR-
MOS, Meles meles (LINNAEUS) (according
MUSIL, 1966).
Locality was discovered in 1965
during limestone-mining. It was a chimney
cave infilled with terra rossa deposits.
Fauna was published by MUSIL (1966).
The locality provided about 30 items
of bears, all identified as Ursus sp. by
MUSIL who compared them to the bears
of Biharian age (U. deningeri, U. mediterra -
neus, U. e. ? d. gombaszoegensis) but did not
coidentified the Holstejn bears with anyone
of them. The form was very near to U.
e. ? d. gombaszoegensis but exhibited some
more primitive features.
The following items were published:
fragment of mandible with M 2 and M 3 ,
free C, fragment of mandible with C, and
a lot of fragments of long bones, hand and
food bones and ribs.
2) Stranska Skala (Brno)
Stratigraphy: Late Biharian 2 (FEJ-
FAR & HORACEK, 1990)

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) The updated record of cave bear on Czech Republic 449
Stratigraphicaly significant taxa from
this locality: Allocricetus bursae SCHAUB,
Pliomys episcopalis M E H E LY, Mimomys
savini HINTON, Pitymys hintoni KRET-
ZOI, Pitymys gregaloides HINTON (according
LOZEK & FEJFAR, 1957 and
MUSIL & VALOCH, 1968)
The others species of carnivores from
this locality: Canis mosbachensis S O E R-
GEL, ?Cuon sp., Vulpes angustidens THE-
NIUS, Vulpes praeglacialis, ?Vu l p e s s p . ,
Xenocyon lycaonoides KREETZOI, Crocuta
crocuta ssp., Hyaena brevirostris AYMARD,
Gula schlosseri KORMOS, H o m o t h e r i u m
moravicum (WOLDRICH), Lynx sp., Meles
atavus KORMOS, Panthera gombaszoegensis
KRETZOI, Panthera pardus (LINNAEUS)
(according (MUSIL & VALOCH, 1968
and WOLSAN, 1993)
This is a classical palaeontologic site
repeatedly investigated since the beginning
of 20 th Century. The history of investigation
was described in details by
MUSIL (1965). Besides of the main section
(site 4 by MUSIL), a number of different
fissures and caves nearby it was also
investigated.
The finds of bears before 1945 was
revised by MUSIL (1972) and new materials
was discribed by the same author
(MUSIL & VALOCH, 1968; MUSIL,
1995). All Biharian bears were designated
as U. deningeri.
3) C 718 (Bohemian karst)
Stratigraphy: Late Biharian 2 (FEJFAR
& HORACEK, 1990); this is one glacial
cycle probably at the end of biharian.
Stratigraphicaly significant taxa from
this locality: Allocricetus bursae SCHAUB,
Pliomys episcopalis MEHELY, Mimomys savi -
ni HINTON, Pitymys hintoni KRETZOI,
Pitymys gregaloides HINTON, P i t y m y s
s c h m i d t g e n i KRETZOI (according FEJ-
FAR, 1961).
The others species of carnivores from
this locality: Canis mosbachensis S O E R-
GEL, Vulpes angustidens T H E N I U S ,
Mustela palerminea (PETENYI), Meles ata -
vus KORMOS, Xenocyon lycaonoides KRE-
ETZOI, Hyaena brevirostris AY M A R D ,
Panthera fossilis (VON REICHENAU),
Panthera gombaszoegensis KRETZOI, Felis
sp., Lynx issiodorensis (CROIZET &
JOBERT), Homotherium moravicum (WOL-
DRICH) (according FEJFAR, 1961,
WOLSAN, 1993 and MAZUCH, 1997)
This is a karst filling - relict of an
extent cave entrance. It was studied by
FEJFAR (1956, 1961 etc.). From this
filling exist detailed description of layers
and their micromammalian remains, therefore
all record of bears collected by
Fejfar is stratigraphically fixed.
From this locality two bear species
were described: U. deningeri and a smaller
form, which is usually reported as U. medi -
terraneus (of course, it could be a member
of Ursus gr. arctos sensu MAZZA & RUS-
TIONY, 1994, in fact). The material is
rich. It is partly deposited in Charles
University (FEJFAR collection), partly in
National Museum (PETRBOK collection)
and a few pieces (about 14) in Museum of
Bohemian karst in Beroun (LYSENKO
collection).
4) Stranska Skala cave (Brno)
Stratigraphy: earlier part of Toringian
(FEJFAR & HORACEK, 1990) (based on
the micromammalian from cave clay)
Stratigraphicaly significant taxa from
this locality: Microtus gregalis type "grega -
loides", Microtus arvalis type "arvaloides",

450 WAGNER, J. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Dicrostonyx simplicior, Pliomys episcopalis
(according FEJFAR & HORACEK, 1990)
It is a spacious cave where a large
number of bear remains was found just at
the surface of deposits. These bears was
determinated as U. deningeri (MUSIL, SEI-
TEL in litt. ex FEJFAR & HORACEK,
1990). By MUSIL`s opinion (MUSIL in
litt.) the bears remains are of the
Cromerian age (i.e. the late Biharian), the
microfauna obtained from the deposits by
HORACEK (in litt.) was apparently of
the post-Biharian age.
5) Chlupacova sluj (Bohemian karst)
Stratigraphy: toringian (FEJFAR &
HORACEK, 1990); in this cave are the
interglacial and glacial deposits of Eemian
and Weichselian
I n t e rglacial micromammalian:
Microtus arvalis, Apodemus sp., Glis sp.
(FEJFAR in litt.)
The others species of integlacialy carnivores
from this locality: Vu l p e s s p . ,
Panthera spelaea (GOLDFUSS), Crocuta spe -
l a e a (GOLDFUSS) (according MOS-
TECKY, 1969).
This is a remain of vertical karst cavity.
It was discovered during limestone
mining at the end of 19 th or beginning of
20 th century.
The R/W (= Eemian) interglacial bears
were studied by MOSTECKY (1963) and
determinated as Ursus arctos taubachensis.
Besides the isolated tooth (e. g. 4x P 4 , 5x
M 1 , 7x M 2 , 3x M 1 , 2x M 2 and 2x M 3 ) and
postcranial elements (published by MOS-
TECKY) a nearly complete skull is avaialble
from the interglacial layers of the site
(HORACEK in litt.). The most of the
items were collected in the sixties by
J.Peterbok and latter by MOSTECKY.
The material is deposited in The National
Museum Prague.
The Würmian (= Weichselian) finds
are fairly poor. They were identified as
Ursus arctos ssp. by MOSTECKY (1969).
Between these two bear-containing stratas
is a considerable time gap from which no
bear remains are available (W 1-2) (MOS-
TECKY, 1969).
6) Cave “Barova” (Moravian karst)
Stratigraphy: Upper Toringian (sensu
FEJFAR & HORACEK, 1990); Würm
glacial ( MUSIL, 1959)
This is a typical bear-cave. It was discovered
in 1947. The section of the cave
bearing a large concentration of cave bear
bones was discovered in 1958 during the
speleological investigation. The matererial
was collected by R. MUSIL.
The most bear remains were in redbrownish
(ferruginous) soil (W1-2).
Anyhow, the bones were found also in the
overlying layers but in much smaller comcentration.
Excavated were only the W1-2
remains. Tooth (e. g. 6x P 4 , 17x M 1 , 22x
M 2 , 9x P 4 , 12x M 1 , 28x M 2 and 18x M 3 )
from this layer were studied by MUSIL
(1959). The bears were determinated as
Ursus spelaeus.
7) Cave “Sveduv stul” (Moravian
karst)
Stratigraphy: Upper Toringian (sensu
FEJFAR & HORACEK, 1990); Würm
glacial (MUSIL, 1962)
The others species of carnivores from
this locality: Panthera pard u s ( L I N-
NAEUS), Crocuta spelaea (GOLDFUSS),
Canis lupus LINNAEUS, Vulpes vulpes
(LINNAEUS), Alopex lagopus seu corsac,
Meles meles (LINNAEUS) (according
MUSIL, 1962).

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) The updated record of cave bear on Czech Republic 451
This is a one of the typical palaeontological
localities in Moravian karst. The
investigation has begun here at the end of
19 th century. This is a typical hyaena-cave.
The results of the recent investigation
(1953-1955) was published by MUSIL
(1962).
The locality provided more than 700
tooth and some bones (not so many). All
were dated to the Würmian, covering
either W1-2 (+? R/W), W2, W2-3 and
W3. The bear remains were found in all
the stratas. The largest number of remains
come from W1-2 (320 tooth) and W2
(343 tooth). Both Ursus spelaeus and Ursus
a r c t o s were determinated but most of
remains belong to cave bear.
Worth of particular interest are some
tooth from W1-2 and W2, called "tooth
with simple morphology". They are assigned
to cave bear, but have only main cusps,
simple inner field and are mostly without
cingulum. These characters states are even
here quite a rare, of course.
8) Cave “Pod hradem” (Moravian
Karst)
Stratigraphy: Upper Toringian (sensu
FEJFAR & HORACEK, 1990); Würm
glacial ( MUSIL, 1965)
Stratigraphicaly significant taxa from
this locality: Citellus citellus LINNAEUS,
Microtus gregalis (PALLAS), Microtus oecono -
mus (PALLAS), Microtus nivalis (MARTIS)
( according MUSIL, 1965)
The others species of carnivores from
this locality: Panthera spelaea (GOLD-
FUSS), Crocuta spelaea ( G O L D F U S S ) ,
Canis lupus LINNAEUS, Vulpes vulpes
(LINNAEUS), Alopex lagopus ( L I N-
NAEUS), Martes sp., Mustela erminea LIN-
NAEUS, Mustela nivalis L I N N A E U S ,
Mustela cf. minuta (POMEL), Putorius cf.
putorius (LINNAEUS) (according MUSIL,
1965)
The site known since the end of 19 th
century was newly studied during 1956-
1958 by MUSIL (1965).
The Pleistocene layers were subdivided
into 5 sections (W1, W1-2, W2, W2-3,
W3). All these stratas were fossiliferous,
and, in general, quite a large collection of
bears was obtained from this locality. The
most of remains belong to Ursus spelaeus, a
few finds (remains of three mandubles)
from W 1-2 were designated as Ursus arctos
priscus. Teeth and bones were described in
details by MUSIL (1965) who compared
tham with those of the cave bears from
"Barova" cave and "Sveduv stul" and
demonstrated morphometric changes
during Pleistocene in morphometric patterns
of cave bear populations and morphometric
differences between separate
populations of this species over such a
small area as that of the Moravian karst.
The morphogenetic analysis of cave bears
from cave "Pod hradem" was further
undertaken by G. RABEDER (1989).
9) Predmosti near Prerov
Stratigraphy: Upper Toringian (sensu
FEJFAR & HORACEK, 1990); würm
(MUSIL, 1965)
This locality ranks among the classical
palaeontological and archaeological locality.
The records come from an extensive
loess deposit very rich in fossil remains
(the station of the Mammoth hunters).
The bear material was revised by MUSIL
(1964).
The former descriptions coidentified
the bear material with Ursus spelaeus.
During revision by MUSIL also a larger

452 WAGNER, J. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
collection of Ursus arctos priscus was here
identified which come from the end of
W2 (or W2-3) or from the begining of
W3. MUSIL (1964) undertook a detailed
morphological and metrical comparision
of this form with the cave bear from the
cave "Pod hradem"., "Sveduv stul" and
"Barova".
A biostratigraphic table with stratigraphical position of refered localities (the base of the Biharian
is a FAD of Microtus) (accordina FEJFAR et HORACEK, 1990)

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) The updated record of cave bear on Czech Republic 453

454 WAGNER, J. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
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Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 457-463
ISSN: 0213-4497
Cave bear worship in the Palaeolithic
Consideraciones sobre el culto al Oso de las
Cavernas en el Paleolítico
A B S T R A C T
WUNN, I.
As a result of detailed discussion under different points of view, this study has neither
endorsed evidence of any early belief system nor of cave bear worship. All relevant conceptions
of that kind are either products of a certain mental climate at the time of the
discovery of the fossils or of ideologies. The current hypothesis of the existence of an
ancient bear cult is based partly on discoveries, but mainly on ethnographic analogies.
H o w e v e r, the discussion of religious customs among recent hunter-gatherers proves that
what remains of the practise of their cult differs markedly from the fossil remains found
in the Mousterian bear-caves. An examination of the fossil bone formations from a
palaeontological point of view makes clear that supposed ancient bear cult sites are bone
beds of natural origin. The characteristic appearance of the sites is a result of the activities
of the bears themselves and of geological and sedimentary processes. Conceptions of
cave bear worship during the early and middle Palaeolithic period belong to the realm
of legend.
Key words: Cave bear, worship, Palaeolithic
University of Hannover. Seminar für Religionswissenschaft. Klingerstr. 1. D-30655 Hannover. GER-
MANY

458 WUNN, I. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
1. THE SCIENTIFIC BACKGROUND
Up to now anthropologists have taken
for granted that a bear cult, which is common
in recent hunter-gatherer communities,
was already practised during the middle
Palaeolithic period. The opinion that
Palaeolithic man already had a complicated
religion with certain apprehensions of
the holy and different rituals, can be found
in nearly every religious reference work.
FRITZ HARTMANN (1957: 403) writes
for example: "The magic of the hunt
belongs to this typically human conception
of the world."
The concepts in the interpretation of
the archaeological findings are based on
excavations in the caves of the Alps during
the first decades of the twentieth century,
where the remains of cave bears were
detected. The excavators got the impression
that the arrangement of the fossil
bones could hardly be due to nature, so
they attributed this to the activities of
Homo neanderthalensis who were assumed to
have killed the animals and arranged their
bones during certain ceremonies. In historical
and even recent times nearly everywhere
in the Arctic, primitive peoples
knew about rituals connected with the
hunting of the bear (EDSMAN, 1957:
841). The first excavators of the caves,
Emil Bächler and Karl Hörmann, took
these ceremonies of circumpolar peoples
to prove their hypothesis of an ancient
b e a r-cult in prehistoric times
(MARINGER, 1956: 95ff). In the following
years several discoveries of similar
bear-caves seemed to support the hypothesis
of cave bear worship. Emil Bächler
himself discovered bear bone deposits at
the Wildenmannlisloch in Switzerland
and in Slovenia’s Mornova Cave. In 1946
André Leroi-Gourhan excavated seven
cave bear skulls arranged in a circle in
Furtins Cave, Saône-et-Loire. In 1950
Kurt Ehrenberg secured a deposit of long
bones arranged together with cave bear
skulls in the Salzhofen Cave in the
Austrian Alps (LASCU et al., 1996: 19-
20, MARINGER, 1956: 91 - 96). The
latest find of supposed traces of prehistoric
cave bear worship was published in 1996.
In the Rumanian Bihor- M o u n t a i n s
Christian Lascu et al. discovered a cave
rich in palaeontological cave bear deposits
(LASCU et al., 1996). Scholars such as
Johannes Maringer or Å K E
H U LT K R A N T Z (1998) refer to the
reports of the excavators, when they interpret
the deposits as the remainder of cult
practise. The historian Karl Narr also
gives an account of the deposits of cave
bear skulls and long bones, but remains
sceptical (NARR, 1957: 10).
2. INTELLECTUAL ABILITIES OF
Homo neanderthalensis
The assumption that Homo neandertha -
lensis practised the cult of the bear, is
based on several fundamental requirements.
One of the presuppositions is that
the intellectual abilities of H. neandertha -
lensis were sufficient to develop any religion,
and, as a consequence, that there are
empirical facts proving the existence of a
symbol system in the Palaeolithic period.
From an anthropological point of view,
the European Middle Palaeolithic is characterised
by Homo neanderthalensis
(HENKE & ROTHE, 1999: 272f). This

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Cave bear worship in the Palaeolithic 459
early representative of the genus Homo
lived over a period of nearly 100 000
years, during which the landscape, climate
and living conditions changed dramatically.
These environmental changes might
have contributed to the special anatomical
features of Neanderthal man. Surely the
need to adapt to a frequently changing
habitat forced H. neanderthalensis to develop
sociocultural abilities which were closely
related to the progressive evolution of
intelligence and psychological abilities.
The intellectual skills of Neanderthal man
are, however, the source of heated debate.
As the British archaeologist and psychologist
Steven Mithen emphasises, the
obvious lack of creativity is only due to
the meagre interaction between the different
domains of the mind. Cognitive fluidity
only took place between the domains
of social and linguistic intelligence
(MITHEN 1996: 143 and 147ff). Other
authors share a different opinion. In general
the lithic culture of Neanderthal man
is the Mousterian, which is still simple
compared to the technology of the upper
Palaeolithic. On the other hand the lithic
cultures are not strictly related to the one
or the other human species. Homo neander -
thalensis too was found together with the
technically more advanced and creative
tools of the Upper Palaeolithic, and fossils
of Homo sapiens were found together with
the more plain tools of the Mousterian
culture. Therefore direct relations between
a certain human species and its lithic
culture cannot be proved. Technical skills
of the younger H. neanderthalensis and
early H. sapiens obviously did not differ.
Those facts lead to the assumption that
there is no palaeanthropological evidence
of fundamental difference between the
mind of H. neanderthalensis and H. sapiens
(HENKE & ROTHE, 1999: 275,
REYNOLDS, 1990: 263 ff). Theoretically
at least the late Homo neanderthalensis may
have been capable of developing a symbol
system or thinking in abstract terms,
which is essential for any religious
thought.
3. SUPPOSED TRACES OF RELI-
GION
Just as the religion of Neanderthal
man was regarded as irrefutable fact, there
was hardly any doubt that Homo neander -
thalensis subjected the heads of the deceased
to a special treatment and set them up
for ritual purposes. Other scholars are still
convinced that Neanderthal man hunted
fellow humans to kill and eat them
(ULLRICH, 1978: 293 ff, HENKE &
ROTHE, 1999: 277). It is said that the
victims’ skulls later became the focal
point of a ritual. Latest investigations in
archaeology prove that all finds of isolated
heads or jaws are the result of taphonomic
processes (HENKE & ROTHE, 1999: 54-
56). After a careful re-examination of the
original reports of the excavations,
FABIENNE MAY (1986: 17 and 33-34)
states that none of the descriptions of the
excavations is sufficient to confirm the
hypothesis of a ritual. Since it could be
shown that even the assumed skull deposition
of Monte Circeo was not the result
of human activities, but the damage to the
skull was rather due to the work of hungry
hyenas, the last argument in favour of a
skull cult is disproved (HENKE &
ROTHE, 1994: 527).

460 WUNN, I. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Not only head-hunting, even ritual
cannibalism is imputed to Neanderthal
man. But the facts, on which the theory of
prehistoric cannibalism are based, are
usually poor. Frequently it was sufficient
to assume cannibalism existed, if a skeleton
was found incomplete or not in anatomical
order (MARINGER, 1956: 81f). It
is still considered as strong proof for cannibalism,
when split human bones occur,
as they were excavated for example at
Krapina. However, due to the fact that the
excavators operated with dynamite, the
condition of the bones hardly allows any
conclusions about the cause of death
(PETER-RÖCHER, 1998: 41). Scratches
on the bones, which were supposed to be
traces of stone tools, have not been examined
with the help of a scanning electron
microscope. Without such an examination
the cause of the scratches cannot be detected
at all. In the long run there is not a
single point of reference which could
prove the theory of ritual cannibalism in
the Palaeolithic period.
An intended funeral is considered a
clear indication of conceptions of life after
death (HEILER, 1979: 516, WIßMANN,
1980: 730). Therefore reports of alleged
funerals always cause attention, even if
cautious archaeologists warn about overinterpreting
badly documented excavations.
The excavation reports seem to prove that
the hunter of the Moustérien already
believed in life after death. All documents
of the excavations, which scholars of the
humanities used to prove their opinion of
funeral rites in the Palaeolithic period,
were recently examined by FABIENNE
MAY (1986: 11 - 35). She comes to the
conclusions that not all so called funerals
deserve that name. Only few places, e.g.
La Chapelle-aux-Saints or Shanidar allow
us to assume that intentional funerals took
place at all. It must seem natural, that
Neanderthal man knew feelings such as
mourning, rage, despair and incredulity at
the final loss of a beloved person.
Obviously those feelings induced
Neanderthal man from time to time, to
handle the corpse of the deceased in an
affectionate way. This does not mean, that
he had to believe in life after death or that
he was capable of religious feelings.
Especially the lack of any funeral rites proves
the absence of a certain common
belief. On the other hand those rare funerals
can be a first hint of an initial feeling
or hope, that there might be a certain
form of existence even after death.
4. BEAR-CULT
As archaeological facts prove, the
current hypothesis of a fully-developed
religion during the Middle Palaeolithic
including cult-practice, funeral-rites and
belief in an afterlife has to be refuted.
Only the assumption of early cave bear
worship supports the idea of religious customs
originating in the Middle
Palaeolithic up to now. Instead of supporting
the hypothesis of the magic of hunting,
the most impressive arg u m e n t s
against cave bear worship come from the
bone deposits itself: Crucial biological
objections are to be stated first of all. Both
the cave bear (Ursus spelaeus), which was
extinct at the end of the last ice age, and
the brown bear (Ursus arctos), which spread
all over Eurasia since the Eem period,
show a strong preference for cave accom-

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Cave bear worship in the Palaeolithic 461
modation. There they hide during wintertime
and give birth to their young. The
caves where the relics of alleged bear
worship were found are the natural habitat
of the animals, where they spend the long
winters and hide their young. In those
surroundings, the bears often died of natural
causes, for example age, illness or lack
of food. Therefore their bone fossils are
bound to be found in those places, if they
were not carried off by carrion eaters or
removed by sedimentological processes.
The occurrence of cave bear bones in the
caves of the ice age, which served generations
of bear families as shelter, is just
what a palaeontologist would expect.
The proponents of Palaeolithic bear
worship did not only think the mere occurrence
of bear bones in the caves to be
remarkable, but also their alleged assortment
and arrangement in which they were
found. However, there first takes place an
amassment of bear bones in certain places
by the activities of the bears themselves.
The parts of skeletons of the deceased animals,
which are originally in their anatomical
order, are thrown into disarray or
scattered by later generations of bears.
Sometimes they are pressed to the walls,
were they are relatively protected against
further decay (L E R O I - G O U R H A N,
1981: 39). Also the outweighing of skulls
and long bones is a result of a process of
natural decay and not due to human activities.
The mentioned parts of the skeleton
are relatively heavy and compact, so
that they are more able to resist decomposition
processes than the small vertebrae,
ribs, foot-bones or hand-bones. A result of
those processes is the natural selection of
the bone material (ZIEGLER, 1975: 44 -
45). But not only decomposition influences
the state of the bones. During their
history the caves were flooded several
times, as the accumulated sediments
prove. Such floodings do not remain
without influence on the fossil material.
With high water levels and stronger
currents all loose material is either rinsed
away or carried for a certain distance and
then dropped at a place where there is a
weaker current. During these processes
the anatomical bone order is radically altered.
Therefore the accumulation of several
skulls in one place and the absence of
other bones is due to geological and sedimentological
processes and not to human
intervention. The floating ability of sediments
can be reduced by prominent parts
of the walls or unevenness of the floor,
resulting in some bone parts being deposited
in the proximity of obstacles. A concrete
example of this effect is the discovery
of several skulls deposited in a crosslike
pattern in the Cold Cave of the Bihor
Mountains. The obstacle, which reduced
the transportability of the skulls crucially,
was a stone, at which the fossil skulls were
deposited (LASCU et al., 1996: 30 plate.
3). Just as little as the assortment of the
bone material is proof of human activities,
so the adjustment of the fossils is an unnatural
process. The movements of a transport
medium, be it wind, sediment or
water, are transferred to the material to be
transported, so that the movement in a
special direction leads to its assortment.
Therefore the assortment of bear skulls is
not due to human activities, but to the
flowing water or other transport mediums
in the caves. The bear caves show exactly
what a palaeontologist would expect.

462 WUNN, I. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Nothing suggests that the natural process
of decay and sedimentation was at any
time interrupted or disturbed (WUNN,
1999, S. 6 ff).
5. THE ETHNOGRAPHIC ANALO-
GUE
Even a detailed discussion of the finds
of cave bear bones under an ethnographic
point of view leads to the same results
(WUNN, 1999: 3 - 23). The careful and
critical use of ethnographic analogies, on
which the theories of a cave bear cult is
founded in the end, just serves to prove
the non-existence of Palaeolithic cave bear
worship. The East-Asian Ainu, the North-
American Ojibwa, the nomadic tribes of
Northern Europe and other peoples living
in the Arctic region still know the magic
of the hunt and especially the cult of the
bear. All those hunter-gatherer communities
have a complicated religion with
detailed ideas about gods and goddesses or
the so-called master of the animals, an
afterlife, the realm of the dead, or ghosts
and spirits. The cult of the bear is not the
only sign of the religiosity of Arctic peoples,
but is integrated into a complicated
symbol system. The bear festival of the
Ainu for example starts with the capture
of a young bear, which is transported into
the village and carefully brought up by
the villagers. After a certain period the
bear is slaughtered accompanied by complicated
rituals and ceremonies.
According to Ainu belief the bear is a
deity, which visits the realm of man for a
certain period. If the deity wants to travel
back into his own realm, he has to leave
his material body. Therefore the Ainu kill
the bear to help the deity to return. The
dead bear is showered with gifts and treated
with honour. After the ceremonies the
skull of the bear is put on a long stick,
which is erected at the holy fence of the
village. All Arctic people deal similar
with the remnants of the dead bear. Only
the nomadic tribes of northern Europe
carefully bury the skeleton of the killed
game. All mentioned hunter- g a t h e r e r
communities are not restricted to the cult
of the bear, but also know about further
rituals in connection to the hunt of other
dangerous and important animals. The
Ainu for example have similar rituals for
the big mammals of the Arctic sea, which
belong to their favourite game. In
Northern Europe complicated rites concerning
reindeer are common. The
American Indians’ knowledge covers
rituals concerning salmon, which is an
important food supply. All those ethnographic
examples force the following conclusion:
If H. neanderthalensis had known cave
bear worship, its traces would have been
found inside the settlements. The remains
of such a cult would have been the bone
deposits of Neanderthal man’s favourite
and most dangerous game, among which,
however, the bear did not rank. Recent
peoples, who know the bear cult, catch or
kill a bear in his winter accommodation
and bring it to their settlement. There it
is killed and eaten by the villagers under
different ritual regulations. The bones of
the dead game are put into a holy place or
are carefully buried near the village, but
never brought back again to the bear’s
dwelling.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Cave bear worship in the Palaeolithic 463
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Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 564-477
ISSN: 0213-4497
Description of pathological conditions in
the skeleton of an adult male brown bear
Ursus arctos from the Cantabrian range of
mountains (Reserva Nacional de Caza de
Riaño, León)
Patologías óseas en un esqueleto de Oso pardo
macho adulto de la Cordillera Cantábrica
(Reserva Nacional de Caza de Riaño, León)
A B S T R A C T
PINTO, A. C. 1 & ETXEBARRÍA, F. 2
In this paper we describe with detail the pathological conditions found on the skeleton
of an adult male brown bear from the Cantabrian Mountains. This specimen shows a
great number of pathologies, some of infectious origin and others of traumatic origin, as
well as pathologies such as caries. We discuss the possible aetiology of the lesions, development
and consequences, as well as how they did affect the living animal and its survival
opportunities.
(1) Palaeontology Department, The Natural History Museum, Cromwell Rd. London SW7 5BD, UNITED
KINGDOM
(2) Antropología, Sociedad de Ciencias Aranzadi, Alto de Zorroaga s/nº Donostia. SPAIN

466 PINTO & ETXEBARRÍA CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
INTRODUCTION
Bears are generally big-sized animals
and have few natural enemies. A wound
bear therefore has good chances of recovering
from trauma or disease without being
meanwhile attacked. The lack of natural
enemies also implies that many of these
animals can reach advanced ages, favouring
the quantitative as well as qualitative
increase in pathological conditions.
The literature dealing with skeletal
diseases in the extinct cave bears is very
rich. This is due to the very many fossils of
this species recovered in caves throughout
Europe, many of them displaying spectacular
pathological conditions. On the
other hand, the literature dealing with
skeletal conditions on present day brown
bears is much more scarce, as these animals
do not use limestone caves as intensively
as cave bears did, and therefore their
remains are, more frequently than not,
lost.
When thinking on the ecological
implications of cave bear skeletal conditions,
we can only use as comparation our
present knowledge of its extant counterpart,
the brown bear or other temperate
modern bears, in order to make inferences.
It is therefore important to create a log of
information on present day bear pathologies.
In this paper we describe in detail the
pathological conditions found in the skeleton
of a present-day brown bear Ursus
arctos from the Cantabrian range of mountains
in N. Spain. This specimen is kept in
the Centro de Recuperación de Animales
Silvestres (Valladolid), and was found dead
at the Reserva Nacional de Caza de Riaño
(León). It has a very great number of relevant
pathological conditions, some of
traumatic origin, some of infectious origin,
throughout the skeleton, chiefly
affecting the functioning of the vertebral
spine, pelvis and limb elements as described.
DESCRIPTION OF THE PATHOLO-
GIES
This is the complete skeleton of a present
day brown bear, an adult male with a
cementum age of 20±2 years (J. Seijas,
pers. comm), and therefore a very old bear
by modern Cantabrian Mountains standards.
The skeletal remains of this specimen
show grave lesions, that have affected
to its locomotion and general quality of
life. Below we describe all the alterations
observed in each one of the skeletal elements.
Almost all of them suffer from
anomalous conditions, in greater or smaller
degree.
Mandible
• Lost post-mortem: Right M2, left M3,
right P1 and right and left I1.
• Lost intra-vitam: Left I2. Advanced
alveolar resorption.
• Alveolar resorption affecting the
external bone wall of right M3 and left
M2
• The enamel of the crown of the cheek
teeth is completely worn, and secondary
dentine protects the pulp cavity
• Caries: Affecting distally the right
M2 and M3, and also to the left M2
• Intra-vitam breakage of the canine

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Description of pathological conditions 467
teeth, probably in events related with
sexual competition. The stumps appear
very rounded. The pulp cavity is exposed.
• The temporo-mandibular joint
shows eburneation.
Maxilar
• Post-mortem loss of right P3, left P1
and left I1.
• Intra-vitam loss: Right I1. The alveolus
has been resorbed and there is a fistulae
discharging towards the nasal bone
between I1 and I2.
• Resorption of the external wall of the
alveoli affecting right M2.
• Right M2: loss of oclusal enamel and
caries
• Agenesia right P1
• Fistulae at the root of right M1, discharges
towards bucal
• Right canine has an intra-vitam breakage
of the cusp and resorption of the
external wall of the alveolus as well as
some signs of periodontal pathology.
• There are also some lesions with
bone resorption in the palate.
• The enamel in all molars has been
entirely worn down exposing the pulp
cavity, which appears protected by secondary
dentine.
Cervical vertebrae
Around the articular surface of the
atlas there is a complete circle of osteophytes.
The axis is in a comparatively
good condition. The next five cervical vertebrae
also show osteophytes and exostoses
along the antero-distal edge.
Dorsal vertebrae
These vertebrae (14) are affected in
varying degrees by eburneation of the articular
surfaces, rings of osteophytes along
the edges and exostoses. These exostoses
acquire great size from the 6 th vertebra
downwards, affecting the anterior surface.
Vertebrae 7 t h , 8 t h and 9 t h are fused
through great exostoses and calcifications
in its anterior area. The body of vertebra 9
is greatly disfigured. The anterior exostoses
and articular osteophytes appear
through till the last vertebra, very modified
also with de-calcification and anomalous
disorganised new bone production. It
appears also fused to the first lumbar vertebra.
Lumbar vertebrae
The first lumbar vertebra appears
almost entirely fused with the last dorsal
vertebra. Exostoses and disorganised bone
formation affect the 1 st and the 2 nd lumbar
vertebrae. The three last ones have also
exostoses, although of smaller size.
Tail vertebrae
The three first ones show abundant
great sized exostoses (21x12x4 mm.). Las
three last ones do not show lesions.
Scapula
The right scapula shows an osteochondroma,
eburneation that exposes the
spongy bone tissue and osteophytes in the

468 PINTO & ETXEBARRÍA CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
articular surfaces. It also has an intra-vitam
rip on the blade, that appears healed
without infectious processes and without
production of new bone.
Humerus
The right humerus has an eburneation
in the inner proximal articular surface. It
shows also a great circular exostose (11
mm. diameter) in the middle of the articular
surface and circle of osteophytes
along its inner edge. Distally the humerus
shows great wear of the joint and pseudoarticular
surfaces produced by the intense
pathologies affecting radius and ulna,
explained below.
The left humerus shows in the proximal
articulation eburneation and osteophytes.
Probably to compensate the great
lesions in the right side, the muscular
insertion appears very developed. The distal
articulation has a circle of osteophytes,
not so developed. The diaphysis of the left
humerus is notoriously wider and stronger
than that of the right arm. As we will see,
the left arm is the only healthy limb this
animal had.
Radius and ulnae
The right radius and ulnae appear
crushed or with multiple fractures affecting
both bones. These are old fractures
with formation of new bone tissue, that
fuses both bones. They appear very distorted
and their functionality must have been
very limited. This lesion affects the totality
of both bones and plays also a role in
the deformations suffered by the proximal
and distal joints and by adjacent bones.
The edges of the distal articulation in
the left radius show an incipient circle of
osteophytes. The left ulna shows osteophytes
surrounding the distal articulation.
Carpal and metacarpal bones
The carpal bones of the right hand
show an intense wear and eburneation of
the articular surfaces, leading to the general
loss of bone mass and to the formation
of rows of osteophytes. The metacarpal
bones have similar pathologies. The 1 st
has distally a healed fracture, a fistulae and
osteophytes. The second one seems to have
also a healed fracture, as well as anomalous
bone production on the diaphysis and
exostoses, that extend to the remaining
metacarpal bones. The 4 th metacarpal has
exostoses in proximal.
The carpal bones of the left arm are
bigger and have great osteophytes, that
affect also the metacarpal bones. The 1 st
left metacarpal shows crushing, exostoses,
osteophytes around articular surfaces and
pseudo-arthrosis in mid diaphysis. The
remaining metacarpal bones are affected
by osteophytes in varying degrees at the
joints and exostoses at the diaphysis..
Falanges
The articular surfaces in the right hand
falanges are circled by osteophytes, have
exostoses in the diaphysis, eburneations
and arthritic deformations. The 3 rd falange
of the 2 nd finger is distally anomalous.
The 3 rd finger has two falanges fused in an
anomalous position. The 5 th finger has an
amputation in the first falange, with new

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Description of pathological conditions 469
bone growth over the stump. The fingers
of the left hand have similar alterations.
Innominate
Luxation of the left innominate, that
has then formed a secondary sub-articulation
with great proliferation of newly formed
bone that grows disorganised suggesting
an infectious. The right side appears
relatively healthy, and the innominate
keeps its general symmetry.
Femur
The right femur head has eburneation
with wear discovering spongy bone tissue.
Distally, osteophytes in the articulation
with the tibia. The diaphysis show in posterior
a great development of lobular exostoses,
probably result of the ossification of
the muscle insertions. Tibia and fibulae
show amputation of the distal third.
The left femur shows bone degeneration
and resorption and loss of bone mass
and shape at the femur head, possibly due
to an infectious process associated to the
great lesions in the innominate, descried
above as luxation. Dorsally the diaphysis
shows new bone in formation.
Rotulae
Both rotulae have osteophytes around
the articular surfaces.
Tibiae and fibulae
The right tibia shows amputation of
the distal third, with bone formation as
lobular exostoses in the stump area. It has
also exostoses in the diaphysis, in the muscle
insertion area and in the articulation
with the fibula. The right fibula shows
also amputation of the distal third and
anomalous bone production covering its
whole surface.
The left tibia has osteophytes around
the proximal articulation, exostoses and
alterations in the articulation with the
fibula. The left fibula shows pseudo-arthrosis
in the diaphysis. Distally, the head
has a healed fracture with new bone formation
forming lobes.
Calcaneum, astragalus and tarsal
(left)
Both show eburneation and bone formation,
osteophytes around articular surfaces
and exostoses affect these bones.
Metatarsal and falanges (left)
The five are kept, and they show the
following alterations: anomalous bone formation
as lines of osteophytes, exostoses,
decalcifications, eburneations, sindesmophytes,
fistulas and infectious osteomielitis.
The falanges have similar arthritic
alterations in lesser degree.
Ribs
The 14 right ones have osteophytes
and deformations in the proximal area.
Eburneation, osteophytes, arthrosis and
healed fractures are also present. As for the
14 left ribs, 4 have osteophytes and deformations
in the articulation with the vertebrae.
One has a healed fracture with anomalous
bone formation.

470 PINTO & ETXEBARRÍA CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Penis bone
Healed fracture
CLASSIFICATION OF THE PATHO-
LOGIES: TRAUMA VERSUS INFEC-
TIONS
The lesions descried have two origins:
traumas or infections. Both can be related,
when the soft tissues get an infection and
transmit it to the bones through the
blood.
Traumatic pathologies
These affect to the front right limb and
to the bones in both legs. The right scapula
has a breakage which is a direct trauma.
Although there is no bone formation
in this wound, this trauma could have
affected to soft tissues around the scapula.
An infectious process started then, and
manifests itself in the vertebral spine.
The right forearm shows alterations
consistent with several traumatic lesions
–crushing or multiple fractures- affecting
the whole of radius and ulnae. Healed
fractures can be seen that affect to both
diaphysis, now fused and shortened.
The right leg has a traumatic amputation
of part of the tibia and fibula. This
amputation does not appear to have been
infected. Doubtless it has affected the ability
to move of this animal, that in its
movements had to rely strongly in the left
leg and arm. The left leg shows a double
fracture of the fibula. The proximal fracture
never re-fused and there is a pseudoarthrosis.
The bones of hands and legs
have lesions which are consistent with
infections, and are not an age triggered
degeneration.
As for the healed baculum fracture,
this is a relatively frequent lesion produced
in the heat of mating, and is of no consequence
for bears.
Therefore, and summarising, the main
traumatic lesions suffered by this specimen
were:
a) Ripping of the right scapula with
osteolysis
b) Polytraumatic "catastrophic member"
right forearm.
c) Traumatic amputation of right tibia
and fibula, with a well healed stump,
affecting the ability to move.
d) Double fracture of the left fibulae
with pseudoarthrosis of the most proximal
fracture.
Infectious pathologies
There is an infectious process affecting
sectors of the vertebral spine, producing
the fusion of some vertebrae and the
almost complete disintegration of others.
While the affected ones are very much
altered, the ones out of the affected zones
appear normal and healthy.
The anomalies concentrate in two
spots: there is a great decalcification and
complete fusion of the 7 th and the 8 th
through great exostoses that affect also the
9 th with a great distortion of the body.
The second area with important alterations
goes from the 12 th dorsal vertebrae
to the 1 st lumbar, that appears greatly distorted.
The infectious process can be detected
also in the left innominate and proximal
femur. It could be therefore a septic arth-

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Description of pathological conditions 471
ritis, infectious process that has produced
a proliferation of bone in the left innominate
as well as a very important resorption
in the femur head. This process has closed
the major sciatic scooping.
The symmetry between the right and
left side of the pelvis, the lack of disorganisation
or disharmony in the general
structure, and the conservation of all the
skeletal elements suggests that this is not
a healed fracture of the innominate, with
an open wound and an infectious component,
but that the infection arrived here
from a focus placed in other lesion in the
body, through the blood stream.
POSSIBLE AETIOLOGY OF THESE
PATHOLOGIES
The particular disposition of the infectious
lesions reminds of the developmental
mechanism of tuberculosis in human
being. In men, Pott’s disease lodges itself
in the 12 th dorsal vertebrae, inserted in
the hideosoas muscle, responsible for the
upward movement of the thigh. The
infection gets into this muscle, from
which it spreads to its distal insertion
point, in the lesser trochanter of the
femur, entering from underneath the left
innominate, and producing the infection
and subsequent alterations in this bone.
This similarity with how this disease
develops in human beings suggested
NEIBURGER (1984) his interpretation
of the pathologies observed in a specimen
of extinct fossil bear (Arctodus simus) .
Other workers dismissed this diagnosis
(R O T S C H I L D, 1988; R O T S C H I L D &
TURNBULL, 1987), because of the lack
of new bone formation in tuberculosis as
opposed to the exuberant formation of
new bone in Neiburger’s specimen. After
finding treponema antigens in a sample
from this bear, they proposed alternatively
that it was treponematosis or syphilis
what was causing these lesions. Neiburger
however answered that the formation of
new reactive bone is not incompatible
with tuberculosis (N E I B U R G E R &
TURNBULL, 1990). The fact that the
scientific magazine Nature echoed twice
this debate, is a reflect of the interest aroused
by the origins of a disease as syphilis.
In a subsequent paper, ROTHSCHILD
et al. (1993) analyse bear collections of
every genus in several museums, and they
diagnose them with spondiloarthropaty.
They consider first rheumatoid arthritis,
but dismiss it because of the lack of reactive
tissue; then consider tuberculosis and
dismiss it because of the distinct appearance
of the new bone. There is only then
left arthritis, be it psoriasic or be reactive.
The first has not been documented in
bears, and therefore the only option left is
reactive arthritis of sexual transmission.
Although the argument till here is interesting,
then the authors put this into
relation with baculum fractures, which
leaves us short of an entirely satisfactory
answer to this problem.
A biomedical analysis of a sample from
the Riaño bear with this orientation will
doubtless yield data relevant in this context.
Antigen as well as DNA studies will
allow to determine whether this specimen
has been affected by any of these two diseases.
In the meantime, the great abundance
of grave traumatic lesions in the Riaño
bear, that compromise the functional sta-

472 PINTO & ETXEBARRÍA CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
bility of the animal, can suffice to explain
the sequence of later lesions. For example,
if this animal lost a leg to a poacher’s
leash, as it does happen to bears in the
area, will later be more liable to falling
down, and generally be more liable to further
damage.
ACKNOWLEDGEMENTS
This research has been made possible
by a grant from the Fundación para la
Investigación, Ciencia y Te c n o l o g í a
(FICYT) del Principado de Asturias, and
Figure 1. Caries.
Figure 2. Fistulization towards nasal.
by our collaboration with the Fundación
Oso Pardo in the ellaboration of the
Catálogo de Osos Cantábricos. Dr. Naves
gave notice of this specimen, the Servicio
de Vida Silvestre (Valladolid) authorized
this study and lent instalations and radiography
facilities. Domingo Villalba, technical
staff at C.R.A.S. (Valladolid) kindly
helped us in various ways during our repeated
visits to the centre. Dr. F. Pastor
(Facultad de Medicina, Valladolid) radiographed
these bones for us, helping also in
photographing them. We are grateful to
all of them for their help.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Description of pathological conditions 473
Figure 3. Diagram of the skeleton showing all the areas affected by pathologies in this specimen.
Figure 4. Cervical vertebrae with osteophytes
and exostoses.
Figure 5. Dorsal vertebrae intensely altered.

474 PINTO & ETXEBARRÍA CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figure 6. Dorsal vertebrae with pathologies. Radiograph.
Figure 7. Rip in the right scapula.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Description of pathological conditions 475
Figure 8. Right radius and ulnae, wich together form a "catastrophic limb'.
Figure 9. Right radius and ulnae. Radiograph.

476 PINTO & ETXEBARRÍA CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figure 10. Left area of the innominate
bone, articulation with the femur head.
Figure 11. Radiograph of the innominate: great new bone formation in the innominate, and bone
resorption in the femur head.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Description of pathological conditions 477
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Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 479-484
ISSN: 0213-4497
The wolverine (Gulo gulo L.) in Spain – one
of the south most spreading during the
Pleistocene
El Glotón (Gulo gulo L.) en España: una de las
distribuciones más meridionales durante el
Pleistoceno
A B S T R A C T
DÖPPES, D.
This paper is a contribution to the study of the wolverine (Gulo gulo) in Europe. The
scarce findings of this species in the Iberian Peninsula are described and metrically compared
with those living representants from Scandinavia.
Key words: Wolverine, Iberian peninsula, Pleistocene
Institute of Paleontology, University of Vienna, Althanstraße 14, A-1090, Vienna, AUSTRIA

480 DÖPPES, D. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
FINDINGS
On the occasion of my dissertation
theme "The wolverine in Europe during
the Pleistocene" I am going to give a brief
summary of the Spanish wolverine
remains (figure 1 and table 1) and compare
them with the living Gulo gulo from
Scandinavia.
The first wolverine findings of the
Peninsula Iberia are located in Lezetxiki
(province Guipúzcoa). This cave is situated
in the NW of Mondragón, in the eastern
slope of the Karrasksgain Mountain
near Garagarza. You can reach the entrance
trough the valley of the river Kobate.
The cave has two entrances, which are
connected by a straight tunnel system.
The south and north entrance are approx.
2 m wide and 2,5 m high and the whole
system is 20 m long. There are also 2
stone windows on the eastern side (direction
of the valley of Kobate).
Justo Jáuregui found Lezetxiki in
1927. A big excavation campaign started
in 1956 and ended 1968. The archaeological
founds where made at the south
entrance, in an area of 6m x 8m. During
these excavations they found a new cave
(cueva de Leibar) at the coordinates 9A
and 11A. During the 13 excavations campaign
3773 bones (334 MIN) were be
determined (table 2). Approx. half of the
bones belonged to the group of bears
(Ursus spelaeus and U. deningeri). Further
they found carnivores, ungulates, marmots
and finally the group of micromammals.
The archaeological findings present
the whole spectrum of the Palaeolithic
Figure 1. Sites of the wolverine and other arctic compangions in North Spain (ALTUNA, 1996).
Table 1: General account of the Spanish wolverine sites.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) The wolverine in Spain 481
period (A LT U N A , 1996): 28:
Magdalenian (layer I), Solutrian (II),
Gavettian (II), Aurignacian (III, IV) and
Mousterian (V, VI, VII).
The rest of the wolverine comes from
the layer II and consists of a left maxilla
fragment with P3, P4 and M1. The first
time this fossil find was mentioned in
Spain by J. ALTUNA in 1963. He published
further details of this finding (1972:
Taf. VI, figure 3). The companions of the
wolverine were wolf (MNI 1), fox (MNI
2), cave bear (MNI 2), red deer (MNI 3),
roe (MNI 2), great bovid (MNI 2), chamois
(MNI 8), ibex (MNI 3), horse (MNI
1) and woolly rhinoceros (MNI 1). In
other words, the ungulates of the layer II
were dominated with 90,2 % (ALTUNA,
1972: 144).
The second wolverine site in Spain is
located in Mairuelegorreta XI. This cave
is situated in the N of the province Alava,
between Bilbao and Vitoria. This karstic
zone is named Macizo del Gorbea with the
Monte Gorbea (1.475 m).
The small cave is situated on the SE
site of Monte Gorbea. The size of its
entrance measures 1 m wide and 3 m high
near by Mairuelegorreta I. Its total length
is 23 m. The first and only excavation
took place from November 1977 to May
1988. In the 8 layers there was only a little
fauna (see table 2). A double scraper
was found in layer I (0-45 m).
The wolverine rests consist of a left
distal tibia-fragment, a left metatarsus II
and a left metatarsus V- f r a g m e n t
(ALTUNA & BALDEÓN, 1986: 56). The
rests came from the layer V (112-120 cm)
together with Ursus spelaeus and Cervus ela -
phus.
Table 2. mammal – fauna of Lezetxiki (Lz,
ALTUNA, 1972: 141) and Mairuelegorreta XI
(Mx, ALTUNA & BALDEÓN, 1986).
CONCLUSION
In this short summary of wolverine in
North Spain the sexual dimorphism of
these species can be shown - especially in
the skull. The univariate and multivariate
analysis of WIIG (1989) demonstrate a
clear-cut sexual dimorphism in the skull
of Norwegian wolverines, the males are 6-
14 % larger than the females. The teeth of
the maxilla fragment of Lezetxiki (table 5)
underline these studies (ALTUNA, 1972).
The elements of the postcranial skeleton
are more difficult to differenciate between
male and female (table 3 and 4). At

482 DÖPPES, D. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Table 3. Tibia-measurements of Mairuelegorreta XI and living Gulo gulo (mm).
Table 4. Metatarsus V-measurements of Mairuelegorreta XI and Gulo gulo (mm).
the moment the measurements are too
small to show the same result as at the
skull. Further investigations at other
European Pleistocene material and recent
material will follow in regard these results
(DÖPPES, in print).
The European spreading in the
Pleistocene reached from Great Britain in
the west (Tornewton cave, K U RT É N,
1968) to N-Spain (ALTUNA, 1996). His
current living areas in Europe are limited
to Norway, Sweden, Finland and N-
Russia.
ACKNOWLEDGEMENTS
I want to thank Dr. Aurora Grandal
d’Anglade (Univ. A Coruna) for her help
and the possibility to publish my new
results of the Pleistocene wolverine, Prof.
Dr. Gernot Rabeder for the idea of my
thesis theme, Martina Döppes for her help
at the English paper and my husband for
his help at the graphics.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) The wolverine in Spain 483
Table 5. Teeth measurements of Lezetxiki (Lz, ALTUNA, 1972: 141) and Gulo gulo of Scandinavia
(mm).

484 DÖPPES, D. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
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Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 485-495
ISSN: 0213-4497
Preliminary report on the Late Pleistocene
small mammal fauna from the Loutraki
Bear-cave (Pella, Macedonia, Greece)
Estudio preliminar de micromamíferos del
Pleistoceno Superior de la cueva de Loutraki
(Pella, Macedonia, Grecia)
CHATZOPOULOU, K. 1 ; VASILEIADOU, A. 1 ; KOLIADIMOU, K. 1 ; TSOUKALA, E. 1 ;
RABEDER, G. 2 & NAGEL, D. 2
A B S T R A C T
The Loutraki Bear-cave (Northern Greece) yielded a rich Pleistocene fauna including
mammals, amphibians and reptiles. In the present study the small mammal fauna associated
with cave-bear remains is studied. The material comes from a long-time excavation
project, which is still in progress. This study allows us to propose a Late Pleistocene
age for the Loutraki fauna. The composition of the LAC-micromammalin fauna suggests
a complex environment.
Key words: Rodents, Late Pleistocene, Greece, Macedonia, Loutraki, Paleoecology
(1) School of Geology, Aristotle University, 54006 Thessaloniki, Macedonia, GREECE
(2) Institute of Paleontology, University of Vienna, Althanstraße 14, A-1090, Vienna, AUSTRIA

486 CHATZOPOULOU et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
INTRODUCTION-METHODOLOGY
The cave-site of Loutraki (LAC:
Loutraki Almopia Caves) is located in
North Greece on the slopes of the Voras
mountain, very close to the former
Jugoslavian border, about 120km northwest
of Thessaloniki (figure 1). The investigation
of this area started in 1990 due to
the great palaeontological interest. Five
systematic excavation circles took place in
1993, 1994, 1996, 1999 and 2000 by
School of Geology of Aristotle University
in cooperation with Ephoria of
Palaeoanthropology and Speleology,
Ministry of Culture and Vi e n n a
University. All the material is stored both
in the Aristotle University of Thessaloniki
and the local Physiographical Museum of
Almopia. There are three excavationblocks
of squares in three chambers (LAC
I, LAC II and LAC Ib) of the cave. During
the excavation in 2000 a new squaretrench
was opened in the chamber LAC III
in order to add data to the study. The aim
of the research is the sediments as well as
the palaeontological material of all chambers
to be correlated. Two dating projects
of the sediments are in progress, one in
cooperation with Laboratory of
Archaeometry of "Demokritos", Athens
(ESR method) by Bassiakos and the
second in cooperation with Vi e n n a
University (U/Th method). About 10.000
Figure 1. Loutraki Bear-cave, location and ground-plan. On the ground-plan the excavated trench
squares are shown.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Preliminary report on the small mammal fauna 487
ursid remains, which are described and
analysed from three blocks of squares, are
determined as Ursus spelaeus (TSOUKALA
E., 1994, 1996; TSOUKALA et al. ,
1998). Other large mammalian fauna
remains found in association with cavebears,
confer to: Panthera pardus, Crocuta
spelaea, Capra ibex, Dama sp.
In order to study the micromammalian
fauna from the chosen trench squares D10
(LAC II chamber) and N10 (LAC I chamber)
(figure1), the sediments were first put
into water and perhydrol (H 2 O 2 ) and then
all the material was washed through two
double system of sieves, one for micromammals
(1mm) and the other (3mm) for
larger, mainly ursid remains. Then the
material was dried, packed up and transported
to the Aristotle University’s labs
for further processing, such as dry sieving
through a set of sieves with diameters of
1.6mm, 1.0mm, 0.63mm and 0.35mm
for easier sorting. Then the teeth were placed
in special plates and they were numbered.
The measurements of the teeth
were taken at University of Vienna, with
Video Measuring System (VIA-100)
microscope.
The teeth were figured in the
University of Vienna as well as in the
Aristotle University.
STRATIGRAPHY
Two stratigraphical columns are presented
from the two square-trenches D10
and N10 of the Chambers LAC II and
LAC I respectively (figure 2). The excavation
in the third trench is in progress. The
accumulation of sediments in Bear-cave
was in cyclic intervals. The alternation of
clastic and chemical sediments is evident
in both columns. The calc-crust layers
(oblique stripes) were deposited during
warm and humid intervals, while the clastic
sediments (sand, clay, silt) were accumulated
during colder periods. The study
of the small grain size of the clastic sedimentation
of the floor of the Bear-cave is
an evidence of slow water flow in the
deposition site. This is the result of the
increase of water mass surface flowing
inside the cave, as well as of probable climate
change from wet to dry (TSIRAM-
BIDIS, 1998). The micro and macromammal
remains were found in brown clay,
between the two first calc-crust layers
(D10). The ESR-absolute dating of the
second crust indicated an age more recent
than 50.000 years (KAMBOUROGLOU
& CHATZITHEODOROU, 1999). The
U/Th absolute age of the fossiliferous layer
ranges from 35.000 to 30.000 (dating of
the two first crust layers).
PALAEONTOLOGY
Among rodents, the abundance of
bone remains is remarkable, as well as the
number of isolated teeth, especially from
square D10. In N10 the number of teeth
and bones was reduced. In contrary no
complete mandibles were found, only very
few broken parts of them, with few teeth.
The teeth of arvicolids (plate I) are in
remarkable abundance. For the determination
only the M 1 were used, but M 3
have also been described. The murids
(plate II) are following in abundance and
all the teeth from both jaws were found
and used for the determination of the species.
The same thing applies to the crice-

488 CHATZOPOULOU et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figure 2. Stratigraphical sections of trench square D10 and N10.
tids (plate II) as well. The glirids (plate
III) are relatively few but well representative.
The spalacids (plate III) are even
fewer but also well representative. Only
one tooth was found from the family of
sciurids (plate I) (CHATZOPOULOU &
VASILEIADOU, 1998). The chiropters
and insectivors are under preliminary
study. In the microfauna were also found
few remains of amphibians, reptiles and
fish, which could not be interpreted in
this paper. The following taxa were found
from Bear-cave:
CHIROPTERA
Rhinolophidae
Rhinolophus sp.
Miniopterus sp.
Vespertilionidae
Myotis sp.
INSECTIVORA
Soricidae
Sorex sp.
RODENTIA
Sciuridae
Spermophilus sp.
Arvicolidae
Arvicola terrestris (LINNAEUS, 1758)
Microtus arvalis (PALLAS, 1778)
Microtus nivalis (MARTINS, 1842)
Pitymys cf. subterraneus
Clethrionomys sp.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Preliminary report on the small mammal fauna 489
Muridae
Apodemus mystacinus (DANFORD &
ALSTON, 1877)
Apodemus sylvaticus/flavicollis
Cricetidae
Cricetulus migratorius (PALLAS, 1773)
Mesocricetus cf. newtoni
Gliridae
Dryomys nitedula (PALLAS, 1778)
Muscardinus sp.
Glis sp.
Spalacidae
Spalax cf. leucodon
DISCUSSION-CONCLUSIONS
The faunal list shows a remarkable
abundance of the small mammals: 19 species
belonging to 9 families. The LAC
assemblage, only for rodents, shows a
diversity of 14 species belonging to 6
families. Such a variable diversity is also
common in recent faunas. The material
from the Vraona cave near Athens does not
show such diversity (RABEDER, 1995).
The LAC microfauna has a very similar
composition to that from the Smolucka
cave in Southwest Serbia (DIMITRIJE-
VIC, 1991). The LAC assemblage is compared
to the material from the fissurefilling
near Arnissa (MAYHEW, 1977)
and the absence of Sisista sutilis, Lagurus
l a g u r u s, Microtus guentheri and O c h o t o n a
pusilla is observed. The absence of Sisista,
Allactaga and Ochotona shows a less steppe
environment in view of its presence in the
fossil fauna from the Bacho Kiro cave in
Bulgaria (KOWALSKI & NADA-
CHOWSKI, 1982). The LAC-material
compared to Middle Pleistocene faunas of
Chios (STORCH, 1975) and Emirkaya-2
(MONTUIRE et al., 1994) is composed
by species that show a much more advanced
evolutionary stage.
The provenance of the microfauna fossils
is being discussed. Micromammals
probably got into the cave from the surface
through fissures with claysilt material.
Some teeth and bones show traces of transportation
by water. This observation related
to the taphonomy of the macromammals
could be the result of the increase of
water mass surface flowing inside the cave.
Finally, they could be the remains of meals
of various predators-owls and others raptors
that primarily feed on small mammals
hunting over a variety of habitats
and returning to the cave to digest and
regurgitate their meals, and mammal carnivores
which carried carcasse of their pray
into the cave. Among the numerous bones
and teeth, there were sometimes more or
less complete mandibles, but no complete
skull is found, which is characteristic for
owl pellets. This source of origin is also
supported by the presence of erosion on
the enamel and dentine of many of the
teeth due to digestion by predatory birds.
Bats inhabited the cave. A small curved
drain found in B11 indicates that some
species of small mammals, dwellers of
forests and rocky slopes could have visited
seasonally the cave on their own.
The composition of the micromammal
fauna concludes a Late Pleistocene age.
Most of the species show an advanced evolutionary
stage. This conclusion is confirmed
by the age that macromammal fauna
indicates as well as by the absolute dating
of ESR (KAMBOUROGLOU & CHAT-

490 CHATZOPOULOU et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
ZITHEODOROU, 1999) and U/Th
methods.
The surroundings of the Bear-cave are
geomorphologicaly very complex-forest
peaks, rocky slopes, vast fields and mountain
plateaus alternate in a small area
(figure 3). Just like today, in the Late
Pleistocene geomorphological density had
to result in vegetational and faunal
variety.
On the rocky slopes and neighboring
mountain peaks lived high mountain species
such as the snow vole (Microtus niva -
lis). The common vole (Microtus arvalis)
inhabited mountain meadows, while the
rock mouse (Apodemus mystacinus) lived in
dry woodland and calcareous rocky
scrubby hillsides. In the vicinity of rivers
the water vole (Arvicola terrestris) could
have been occasionally found.
In the surroundings of the cave and on
the nearby mountains, deciduous and
coniferous forest and bushy vegetation was
developed, which was inhabited by numerous
species such as the wood mouse
(Apodemus sylvaticus/flavicollis), the pine
vole (Pitymys cf. subterraneus), three species
of glirids (Dryomys nitedula, Muscardinus
sp. and G l i s sp.) and the bank vole
(Clethrionomys sp.).
In the mountain plateaus and fields
some species lived related to drier climate
and grassy vegetational cover, like the
souslic (Spermophilus sp.), the common vole
(Microtus arvalis), the golden hamster
(Mesocricetus cf. newtoni) as well as the mole
rat (S p a l a x cf. l e u c o d o n) (ONDRIAS,
1966).
Figure 3. Composition of the LAC assemblage according to ecological indicators.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Preliminary report on the small mammal fauna 491
PLATE I
LOUTRAKI BEAR CAVE
Arvicola terrestris 1. M 1 dex.
Microtus arvalis 2. M 1 dex. 3. M 1 dex. 4. M 1 sin. 5. M 1 sin. 6. M 3 dex. 7. M 3 sin.
Microtus nivalis 8. M 1 dex. 9. M 1 dex. 10. M 1 dex. 11. M 1 sin. 12. M 3 sin. 13. M 3 sin.
Microtus (Pitymys) cf. subterraneus 14. M 1 dex. 15. M 1 sin 16. M 1 sin 17. M 1 sin. 18. M 3 sin 19. M 3 sin.
Clethrionomys sp. 20a. M 2 dex. 20b. labial view. 21a. M 2 dex. 21b. labial view.
Spermophilus sp. 22a. M 3 sin. 22b. posterior view.
PLATE II
LOUTRAKI BEAR CAVE
Apodemus mystacinus 1. M 1 sin. 2. M 1 sin, 3. M 1 dex. 4. M 2 dex. 5. M 3 sin. 6. M 1 sin. 7. M 1 dex. 8. M 2 sin.
9. M 3 dex
Apodemus sylvaticus/flavicollis 10. M 1 sin. 11. M 1 sin. 12. M 2 sin. 13. M 3 dex. 14. M 1 dex, 15. M 1 dex. 16.
M 2 sin. 17. M 3 dex.
Cricetulus migratorius 18. M 1 sin. 19. M 2 , M 3 sin. 20. M 1 sin. 21. M 2 sin. 22. M 3 sin.
Mesocricetus cf. newtoni 23. M 3 sin. 24a. M 1 dex. 24b. labial view. 25. M 2 sin. 26. M 3 sin.
PLATE III
LOUTRAKI BEAR CAVE
Dryomys nitedula 1. P 4 dex, 2. P 4 dex, 3. M 1 sin, 4. M 2 sin. 5. M 1 dex. 6. M 2 sin, 7 M 3 sin, 8. M 3 sin.
Muscardinus sp. 9. P 4 dex. 10. M 2 dex
Glis sp. 11. M 3 dex.
Spalax cf. leucodon 12a. M 1 dex. 12b. labial view. 12c. lingual view. 13. M 3 sin. 14a. M 1 dex. 14b.
labial view. 14c. lingual view. 15. M 3 dex.

492 CHATZOPOULOU et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
PLATE I

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Preliminary report on the small mammal fauna 493
PLATE II

494 CHATZOPOULOU et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
PLATE III

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) Preliminary report on the small mammal fauna 495
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Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 497-502
ISSN: 0213-4497
Preliminary report on sediments from
Pocala Cave: sedimentological and heavy
mineral analysis
Estudio sedimentológico preliminar y análisis
de minerales pesados en la cueva Pocala
TREMUL, A. 1,2 ; CALLIGARIS, R. 1 ; LENAZ, D. 2 & PRINCIVALLE, F. 2
A B S T R A C T
In 1999 two borings were performedin the area of Pocala Cave, one outside the cave and
the other inside in the cave. In particular four samples of the first boring were studied.
It seems that mineralogy is strictly connected with sedimentology where quartz and plagioclase
are present. It could be a consequence of a periodical floods of flysch sediments
during interglacial period.
Key words: Pocala Cave, borings, mineralogy, stratigraphy
(1) Museo Civico di Storia Naturale, Pza A. Hortis 4, 34123, Trieste, ITALY
(2) Dipartimento di Scienze della Terra, Via E. Weiss 8, 34127, Trieste, ITALY

498 TREMUL et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
INTRODUCTION
The Pocala Cave, (Aurisina, Trieste
Karst, Italy) is an important Cave of
Trieste Karst, discovered at the end of
1800. Pocala Cave is important for paleontology
because between 1894 to 1929
about 300 Ursus spaelaeus were found in it.
During those years a lot of people excavated
in Pocala, among them we remember
here Marchesetti (1905 - 1908), Moser
(1894), Perko (1904), Neumann (1907 -
1914), Battaglia (1926 - 1929). Battaglia
was the first one presenting the complete
stratigraphy of the cave (Battaglia 1958-
59). In 1928 Borghi performed the first
chemical analyses on sediments from the
bottom of the cave.
During the 90es mineralogical and
sedimentological analyses were performed
by the University of Trieste.
In the 1998 the "Museo Civico di
Storia Naturale" of Trieste, resumed excavation,
stratigraphy and mineralogical
studies (C A L L I G A R I S, 1999;
CALLIGARIS, 2000).
In the 1999, two borings were performed
in the area of the Pocala Cave, one
outside and the other inside the cave.
This work is part of the degree thesis
of the first Author (A. Tremul).
METHODOLOGY
The borings were performed by means
of a mechanical drill. The first one,
actually located outside the cave, was
about 12 meters deep. The second one,
located inside the cave, was about 17
meters deep. At now, the analyses were
performed only on the boring outside the
cave.
Sedimentological analysis regarded in
particular the first 10 meters of the boring
where sand and clay are present. Cobbles
and limestone levels constitute the remaining
sediments. 54 samples of about 70gr
of weight were baked, disaggregated and
sieved by a mechanical sieve.
On the same samples L.O.I. (loss on
ignition) were measured.
Sandy fraction of four selected samples
was analysed by means of X-ray diffractometry
(XRD).
Heavy mineral analyses were performed
on the same four selected samples:
- 3A located at a depth of 2.2 meters
and constituted by superficial sediments;
- 6B located at a depth of 5.4 meters
and constituted by red/yellow lamination;
- 8A located at a depth of 7.2 meters
and constituted by yellow sediments;
- 10C located at a depth of 9.6 meters
and constituted by yellow sediments.
According to MORTON (1985), heavy
minerals were looked for in the 63-250
mm where heavy minerals better concentrate.
A magnetic concentrate was separated
using a Frantz electromagnetic separator.
DISCUSSION
From the top of the boring to a depth
of about 3 meters the colour of the sediments
ranges from dark brown to brown
(5YR3/3 – 5YR4/4; Munsell Soil Colours
Charts). These sediments are considered as
superficial sediments. Then, colour turned
in reddish brown and at a depth of about
5-6 meters it is pink or pink – grey

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) A preliminary report on sediments from Pocala Cave 499
(5YR6/2 – 7.5YR8/2; Munsell Soil
Colours Charts) due to calcite levels. At
about 7 meters it turned to ochre and reddish
(10YR6/6 – 5YR4/6; Munsell Soil
Colours Charts). In this level and for about
50 cm are present a succession of thin
layers (millimetric to centimetric) of red
and yellow sands (7.5YR4/4 – 10YR5/6;
Munsell Soil Colours Charts). Ashes are
present in all the boring but they are most
abundant in this level. Yellow sands
(10YR5/6; Munsell Soil Colours Charts)
constitute the bottom of the boring.
As regards the sedimentological analyses
the results are similar from the top to
the bottom of the boring (apart of the calcite
level). The sediments are bimodal, the
first being in the coarse sand (0.6 mm)
and the second in the array of silt/clay
(0.063 mm) (figure 1); these results confirm
the analysis performed on some levels
inside cave (CUCCHI et al., 1992).
Figure 1. Cumulative curve of four selected samples.
As regards the L.O.I. the mean values
range between 10 and 15 wt.%. It is possible
to recognise where calcite is abundant
because the L.O.I. value increase (up
to about 40 wt. % in the calcite level)
(figure 2).
As regards the mineralogy of the main
components, as individuated by XRD, in
the 63-250 μm fraction in the sample 3A
quartz and plagioclase are the main components
while quartz and calcite (less than
10%) are present in the fraction 0.6-1.18
mm. In the 6B quartz and calcite are present
in both of the analysed fraction. In
the 8A quartz and plagioclase are present
in the 63-250 mm fraction while quartz
and calcite (less than 10%) are present in
the fraction between 0.6-1.18 mm. In the
10C quartz, muscovite and calcite are present
while quartz and calcite are present in
both of the analysed fraction.
As regards the heavy minerals, the

500 TREMUL et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
Figure 2. L.O.I. value in the boring outside the Pocala Cave
following minerals were recognised: rutile,
muscovite, Fe-oxides and hydroxides,
Cr-spinel, tourmaline, chlorite, amphibole
and staurolite. Rutile, muscovite, Fe-oxides
and hydroxides, Cr-spinel, tourmaline,
chlorite are present in all the samples. It is
to notice that amphibole and staurolite
were recognised only in the superficial
sediment (3A) where Cr-spinel and tourmaline
are scarce. A great amount of muscovite
and chlorite is present in the yellow
sands present at the bottom of the boring
(10C).
CONCLUSIONS
It seems that the mineralogy is strictly
connected with the sedimentology, in fact
where quartz and plagioclase are present
in the silt-size material (samples 3A and
8A) this fraction is more abundant than in
the samples where quartz and calcite are
present (6B and 10C).
We suggest that the quartz-plagioclase
silt-size deposition could be a consequence
of periodical floods during interglacial
period. During these periods flysch sedi-

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) A preliminary report on sediments from Pocala Cave 501
ments were drained and heavy minerals
there present accumulated in the cave
sediments too. It is to notice that the same
origin was proposed for the sediments of
the dolina of the Trieste Karst (LENAZ et
al., 1996; LENAZ, 1999).
The quartz-calcite deposition seems to
be related to a source where the carbonate
content is greater.
Apart from amphibole and staurolite,
all the heavy minerals here recognised are
present in the flysch surrounding the
Karst area. We suggest that the presence
of amphibole and staurolite in the superficial
sediments could be related to a, probably
eolian, supply.

502 TREMUL et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
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Cadernos Lab. Xeolóxico de Laxe
Coruña. 2001. Vol. 26, pp. 503-507
ISSN: 0213-4497
A preliminary comparison between boring
from Pocala Cave and an unroofle cave at
Borgo Grotta Gigante, Trieste Karst
Comparación preliminar entre el sondeo de
Pocala y una cueva innominada en Borgo
Grotta Gigante, Karst de Trieste
A B S T R A C T
TREMUL, A. & CALLIGARIS, R.
In 2000 five boring were performed in a unroofle cave at Borgo Grotta gigante, the third
in particular is correlable with the boring outside Pocala Cave. The first result has been
obtained by observing the absence of collapsed rocks, in particular in the unroofle cave
of Borgo Grotta Gigante. Clearly limestones have dissolved.
Key words: Pocala cave, unroofle cave, Borgo Grotta Gigante, boring
Museo Civico di Storia Naturale di Trieste. Pza A. Hortis 4, 34123, Trieste, ITALY

504 TREMUL & CALLIGARIS CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
INTRODUCTION
One of the most important Karst areas
is Borgo Grotta Gigante area, where different
karst forms and an unroofle cave are
present. In the year 2000 five borings
were performed in this unroofle cave, four
of which are very interesting to study
stratigraphy, sediment components and
datation.
One of these borings can be compared
with the last year boring made in Pocala
Cave, particularly with that outside the
cave.
The unroofle cave is a "canyon" about
4-6 meters wide, 50 meters long and 3-4
meters high,in the part which is not filled
with sediments, and is part of a still
recognizable and partially existent hypogeal
complex.
The unroofle cave is about 250 meters
above sea level, while Pocala cave is about
134 meters above sea level and the two
spots are distant about 9 kilometres between
them.
METHODOLOGY AND DESCRIP-
TION
A mechanical drill performed the
borings.
The first boring in Borgo Grotta
Gigante shows vegetable soil
(0.00–0.50metres), brown clay with
limestone fragments (0.50–3.00) reddish
brown clay and calcite (3.00–4.65), calcite
and calcite in brown clay (4.65–6.90),
calcite and grey rudist limestone
(6.90–8.00).
The second boring in Borgo Grotta
Gigante shows vegetable soil (0.00-0.30),
brown clay or reddishbrown clay with
fragment of limestone (0.30-3.00), calcareous
and calcite fragments in brown or
light brown clay (3.00-7.40), limestone
(7.40–8.00) limestone in brown clay
(8.00–8.55) grey limestone (8.55–9.45).
The third boring in Borgo Grotta
Gigante shows vegetable soil (0.00-1.30)
red clay with calcareous fragments (1.30-
1.85), grey rudist limestone (1.85–2.00),
red clay with calcite(2.00–2.20), rudist
limestone with red clay and red clay with
calcareous fragments (2.20–4.00), limestone
fragments in red yellow clay (4.00-
4.68), yellow ochre clay with calcareous
fragments (4.68–6.00), rudist limestone
(6.00-6.40) yellow ochre clay (6.40-7.10),
grey rudist limestone (7.10-8.20)
The fifth boring in Borgo Grotta
Gigante shows vegetable soil (0.00-0.20),
brownish red clay (0.20-0.55) red clay
with calcite fragment and vegetable rests
(0.55-2.00) red clay with calcareous fragments
and calcite crystals (2.00-2.10) different
types of calcite and levels of limestone
(2.10-8.00), empty space (8.00-
8.15) , calcite and calcite in red yellow
clay (8.15-8.80) grey limestone and calcite
, as stalactite, in yellowish red clay
(8.15-9.10) grey limestone (9.10-9.75)
The external boring of Pocala cave
shows brown clay with ash fragments, stones
and ochre inclusions (0.00-4.00
metres), stones in red clay (4.00-4.10),
calcareous stones in pink sand and calcite
levels more or less disgregated
(4.10-4.85), red clay with calcite fragments
( 4.85-5:20), red and yellow laminiti
(5.20-5.60), yellow clay with calcites
(5.60-5.80), pink sand (5.80-6.00), calcites
in clay and calcitic stratum (6.00-

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) A preliminary comparison between boring 505
6.20), brown and yellow laminiti (6.20-
7.00), red yellow sand levels (7.00-8.00),
brown clay (8.00-9.00), ochre clay (9.00-
10.15), calcite (10.15-10.60), ochre clay
(10.60-0.75), calcite (10.75-11.00) grey
limestone (11.00-12.40).
The Borgo Grotta Gigante sediments
are very different among them and they
have some correlations with sediments
coming from Pocala Cave. It is very interesting
to see how ,at a distance of few
metres, boring stratigraphy is similar but
different for the presence or absence of
calcite or other materials.
The correlation between the borings
performed in Pocala Cave and in Borgo
Grotta Gigante unroofle cave is possible
for some aspects.
The most similar boring is the third
one of Borgo Grotta Gigante, because it
presents some parts which can be correlated
with the boring made outside Pocala
cave, in particular the levels where calcite
and laminiti. are present They coincide in
the strata thickness and in the stratigraphy.
The other borings have some parts
similar to Pocala cave boring: in fact, the
first and the second borings of Borgo
Grotta Gigante are similar at the top (
0.00-3.00 m) because in all cases sediments
are made of brown clay. At the bottom
of both borings there aren't yellow
laminiti levels but the first boring presents
calcite and limestone levels in red
clay and the second one presents brown
clay with limestone fragments.
The central part of the fifth boring in
Borgo Grotta Gigante corresponds to the
bottom part of the first and second
borings for the presence of calcite and red
clay
DISCUSSION (FUTURE PROS-
PECTS)
The study started as a revisitation of
Pocala Cave, with an Ursus spelaeus deposit,
has changed rapidly into the study of
the whole stratigraphycal column, contained
in the cave itself. Two borings 10 and
14 meters deep represent it. The study
extended to other deposits in still existent
or unroofle caves .
Recent paleomagnetic datation (Bosak
et alii) on the near Kozina Karst
(Slovenia), dated back the bottom of the
yellow sediments to 5.3 million years ago.
These yellow deposits are well known
and very wide in Southern Istria: we suppose
they are a large quantity of filling
sediments of river caves.
The geological characteristics of
Southern Istria and Trieste Karst, should
have carried ,at present, to a different conservation
of the filling sediments in the
horizontal caves.
In particular the subhoryzontal position
of Istrian Cretaceous limestone has
developed a little deep karsism.
On the contrary, the antyclinal structure
of the Trieste Karst developed an
easier washing away of cavities.
The events of the last millions of years
could have caused the consumption of the
ancient caves leaving some wide deposits
on the present surface in Istria where the
washing away was lower because of the
almost horizontal geologic situation in
the tertiary limestones.
On the Trieste Karst, in antyclinalic

506 TREMUL & CALLIGARIS CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001)
situation, the water percolation and the
water -bearing stratum actions have been
more incisive with a consequent absorption
action of the filling sediments in the
wide hypogeal complexes.
If we consider an average lowering of
the limestone of about 0.02 millimetres
per year we can estimate that rocks consumed
by 100 meters in the last 5 million
years compared with the present level.
CONCLUSIONS
The first result has been obtained by
observing the absence of collapsed rocks,
in particular in the unroofle cave of Borgo
Grotta Gigante. Clearly limestones have
dissolved.
The irregularity of the stratigraphycal
sussession in different borings, though
performed at a distance of few metres one
from the other , seems to prove in the so
far studied deposits the possible emptying
occured in different periods. .
The strata position studied by R.
Battaglia in 1929 and confirmed by our
recent reexamination of the deposit (excavation
of trench n° 8/1999) . shows a clear
phase of absorption of the cave bottom
together with the possible prosecution of
the cave itself according to the position of
the limestone strata.
The different methods of datation
(paleomagnetism, U/Th, racemization of
aminoacids , C 14 ) will enable us to reconstruct
the most ancient history of this
Karst area.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 26 (2001) A preliminary comparison between boring 507
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