Revista CRONOESTRATIGRAFÍA Y PROCESOS GEODINÁMICOS...

ISSN: 0214-1744

CRONOESTRATIGRAFÍA Y PROCESOS GEODINÁMICOSDEL REGISTRO DEL PLEISTOCENO SUPERIOR

DEL TOSSAL DE LA ROCA(VALL D’ALCALÀ, ALICANTE, ESPAÑA)

Chronostratigraphy and geodynamic processes of the Upper Pleistocenerecord of Tossal de la Roca (Vall d’Alcalà, Alicante, Spain)

J. F. Jordá Pardo(1) y C. Cacho Quesada(2)

(1) Laboratorio de Estudios Paleolíticos. Dpto. de Prehistoria y Arqueología, Facultad de Geografíae Historia. Universidad Nacional de Educación a Distancia. Senda del Rey, 7. E-28040-Madrid

[email protected](2) Dpto. de Prehistoria. Museo Arqueológico Nacional. Serrano, 13. E-28001-Madrid

[email protected]

Resumen: El Tossal de la Roca (Vall d’Alcalà, Alicante, España) es un abrigo rocoso que contiene una importantesecuencia sedimentaria del Pleistoceno superior y Holoceno con restos arqueológicos desde el Magdaleniense alMesolítico. Los estudios geoarqueológicos realizados en el sector interior del abrigo han permitido definir una secuen-cia formada por varias unidades litoestratigráficas. Además se han identificado los diferentes procesos geodinámicosque han actuado en la formación y posterior evolución de los depósitos arqueológicos, destacando la gelifracción y losprocesos hídricos de variada energía. La secuencia se ve afectada por actividad tectónica reciente, responsable de laformación de una falla con pliegue de arrastre. Las diecinueve dataciones radiocarbónicas obtenidas proporcionan unmarco cronológico de indudable valor para el Tardiglaciar del Mediterráneo de la Península Ibérica, permitiendo situarlas distintas ocupaciones magdalenienses y epipaleolíticas/mesolíticas entre 20960 y 13580 cal BP, incluyendo desdeel estadial GS 2b hasta el interestadial GI 1c. La actividad tectónica detectada tuvo lugar con posterioridad al interva-lo calibrado comprendido entre 13780 y 13580 cal BP (2σ).

Palabras clave: abrigo rocoso, procesos sedimentarios, neotectónica, geoarqueología, radiocarbono, cronoestratigra-fía, Pleistoceno superior, Holoceno.

Abstract: Tossal de la Roca (Vall d’Alcalà, Alicante, Spain) is a rockshelter that contains an important sedimentaryrecord of Upper Pleistocene and Holocene with archaeological remains from Magdalenien to Mesolithic. The archae-ological excavations carried out in its internal sector and the latest geoarchaeological researches performed in its

J. F. Jordá Pardo & C. Cacho Quesada (2008). Cronoestratigrafía y procesos geodinámicosdel registro del pleistoceno superior del Tossal de la Roca (Vall d’Alcalà, Alicante, España).Rev. C. & G., 22 (3-4), 11-29.

Revista&

deposits reveal a sedimentary sequence composed of several lithostratigraphic units. In addition the different geody-namic processes that have acted in the formation and later evolution of the archaeological deposits have been identi-fied, emphasizing gelifracction and hydric processes of varied energy. The sequence is affected by tectonic activityrecent, responsible for the formation of a fault with fold of drag. Nineteen radiocarbon dates obtained from some lev-els of the sequence given a chronological framework of incredible value about the Iberian Mediterranean Late Glacial.These dates allow to locate the different magdalenien and epipaleolithic/ mesolithic occupations in the temporarybracket between 20960 and 13580 cal BP, including the Greenland Stadial GS 2b up to the Greenland Interstadilal GI1c. This sequence is affected by recent tectonic activity occurred after the calibrated interval 13780 - 13580 cal BP(2σ).

Keywords: rock shelter, sedimentary processes, neotectonics, geoarchaeology, radiocarbon, chronostratigraphy, UpperPleistocene, Holocene.

12 J. F. Jordá Pardo & C. Cacho Quesada (2008). Rev. C&G, 22 (3-4)

interior del abrigo, donde todo parecía indicar quela estratigrafía era más completa y que se trataba,además, de la zona principal de ocupación de esteasentamiento.

2. Secuencia litoestratigráfica

El abrigo rocoso del Tossal de la Roca, asícomo el yacimiento y su entorno, han sido ya obje-to de un completo estudio geológico realizado porla malograda Mª Pilar Fumanal. Esta investigadoraestablece una secuencia litoestratigráfica para elsector interior articulada en cuatro unidades sedi-mentarias (de muro a techo: IV, III, II y I). Su géne-sis se atribuye a procesos crioclásticos para losniveles IV, III y II, y con momentos de arroyadaspoco competentes en el II, que adquieren unamayor intensidad en el nivel I (Fumanal, 1986;Cacho et al., 1995). La secuencia continúa en elsector exterior del yacimiento, en donde está pen-diente la realización de un nuevo estudio geoar-queológico.

Para la obtención de la secuencia litoestratigrá-fica de sector interior del Tossal de la Roca quepresentamos aquí hemos utilizado las seccionesofrecidas por la excavación, siguiendo como refe-rencia las secciones N de las cuadrículas de esesector (Fig. 1). A partir de esos perfiles hemos rea-lizado en 1999 el trabajo de campo y la toma demuestras, posteriormente sometidas a los pertinen-tes análisis de laboratorio. Hemos de hacer constarnuestra preferencia por utilizar una seriación

1. Introducción

El yacimiento arqueológico del Tossal de laRoca está situado (Huso 30; x = 736.084,93; y =4.296.994,12) en la comarca de la Marina Alta(Vall d’Alcalà, Alicante) a una altitud de 640 m y auna distancia de unos 20/25 km en línea recta de lacosta mediterránea actual (Fig. 1). Ha sido estudia-do desde el punto de vista cronoestratigráfico ycultural en diversas publicaciones (Cacho, 1987;Cacho et al., 1983, 1995; Cacho, 2001a, 2001b). ElTossal tiene una secuencia discontinua que abarcadesde el Magdaleniense Superior hasta elEpipaleolítico con geométricos, a la que hay queañadir unos vestigios, escasos y en superficie, delNeolítico. Esta secuencia ha sido documentada endos zonas del abrigo: el sector interior que contie-ne varios niveles del Magdaleniense, y el sectorexterior que comprende diversas ocupaciones delMesolítico (Epipaleolítico antiguo y Epipaleolíticocon geométricos) (Cacho y Jordá, en prensa).

El objetivo de este artículo es presentar de unamanera sintética los principales resultados de lostrabajos geoarqueológicos y arqueométricos reali-zados en el sector interior durante 1999. Los nue-vos datos obtenidos modifican en algún caso lainformación proporcionada por anteriores campa-ñas, pero sobre todo la completan, además de per-mitir matizar ciertas cuestiones y, en definitiva,valorar de una manera más precisa el importantepapel que juega este sitio en el panorama delTardiglaciar del Mediterráneo peninsular. Los tra-bajos de campo realizados se centraron en el sector

El registro pleistoceno del Tossal de la Roca 13

numérica ascendente de muro a techo a la hora dedefinir las unidades litoestratigráficas de la secciónestudiada. Además hemos podido localizar la rocadel sustrato, dato con el que posiblemente no con-taba Mª Pilar Fumanal cuando hizo su estudio delyacimiento, por lo que optó por el orden inverso alde la sedimentación siguiendo criterios arqueológi-cos. La base de la secuencia descansa directamen-te sobre la roca caliza del sustrato. Las unidadeslitoestratigráficas que la componen (Fig. 2) alcan-zan su mayor espesor hacia el O y de muro a techoson:

- Unidad TR.0: Alteración de la roca del sustra-to, de color gris-verdoso que alcanza unapotencia máxima visible de 40 cm. Está cons-tituida mayoritariamente por bloques, cantos ygravas de caliza autóctona alterada (centil 30cm, media 2 cm) con la porosidad intergranu-

lar rellena por una escasa proporción de peli-tas (70% carbonatos) y arenas carbonatadas.Se dispone rellenando la paleotopografía delfondo del abrigo por lo que su geometría esirregular e internamente se encuentra muydesorganizada. En ocasiones presenta intru-siones del nivel suprayacente. En su momentofue definido como nivel arqueológico IV.

- Unidad TR.1: En contacto normal sobre laanterior y con una potencia comprendida entre110 y 130 cm, está constituida mayoritaria-mente por materiales detríticos autóctonosincluyendo tanto cantos como plaquetas, conun centil de 12-13 cm y una media de 1 cmque varía a lo largo de la vertical de la unidad.La base está marcada por bloques calizos des-prendidos del techo junto con cantos alócto-nos redondeados (centil 15 cm). Geométri-

Figura 1. Localización geográfica del Tossal de la Roca (Vall d’ Alcalá, Alicante) y planta del abrigo con indicación de los sectorescitados en el texto.

Figure 1. Geographical location of Tossal de la Roca (Vall d’ Alcalá, Alicante) and rockshelter plane with indication of sectorsmentioned in the text.

camente esta unidad se dispone en forma decuña, apoyándose directamente en la roca ensu parte apical, mostrando una pendientedeposicional hacia el SO ceñida a la paleoto-pografía del suelo del abrigo, adquiriendo losniveles que la componen una mayor horizon-talidad al ascender en la vertical al ir colma-tándose el abrigo. El techo de esta unidad,subhorizontal y aparentemente con una doblependiente hacia el interior y exterior del abri-go con un umbral en la zona de la visera, esmuy irregular, presentando cubetas de ero-sión. Internamente presenta un cierto ordena-miento que se manifiesta de muro a techo poruna sucesión de niveles continuos o lenticula-res de diferente granulometría:

- TR.1.1: 20 cm de cantos y plaquetas angulo-sos de caliza (centil 4 cm, media 0,2-0,4 cm)con una matriz muy fina constituida por are-nas carbonatadas y pelitas (69% carbonatos),de color ocre claro con pasadas ligeramenteanaranjadas. Contiene restos de sílex, frag-mentos óseos y materia orgánica carbonizada.

- TR.1.2: 10 cm de cantos y plaquetas angulo-sos de caliza (centil 12 cm, media 2 cm) ymatriz similar a la anterior, con un 61 % decarbonatos en la fracción pelítica. Contienerestos de sílex, fragmentos óseos y materiaorgánica carbonizada.

Estas dos subunidades alcanzan una potenciasuperior hacia el Este que oscila en torno a 60 cm.Se corresponden con el nivel III de la estratigrafíaarqueológica.

- TR.1.3: 30 cm de cantos y plaquetas angulo-sos de caliza (centil 5 cm, media 1-0,5 cm)ordenados en niveles centimétricos con lími-tes bien marcados y continuos. Matriz arenosacon limos y arcillas (61.5% carbonatos), decolor beige oscuro con abundante materiaorgánica carbonizada, fragmentos óseos ysílex.

- TR.1.4: 15 cm de bloques y cantos angulososde caliza (centil 14 cm, media 2 cm) conabundantes plaquetas (centil 14 cm y 2 cm deespesor) así como restos óseos y carbones. Lamatriz es muy escasa, arenoso - arcillosa (60.5% carbonatos).

- TR.1.5: 10 cm de cantos y gravas angulososde caliza (centil 6 cm, media 1,5 cm) con


abundante matriz arenosa de color ocre clarocon arcillas y escasos limos (75% carbonatos).

- TR.1.6: 14 cm bloques y cantos angulosos decaliza (centil 11 cm, media 3 cm) con algúncanto rodado alóctono y apenas matriz areno-so - arcillosa (70% carbonatos). Fragmentosóseos, materia orgánica carbonizada y sílexabundantes.

- TR.1.7: Nivel de geometría lenticular de 18cm de potencia máxima integrado por lamina-ciones de gravas (centil 1 cm, media 0,5) quepasan a cantos hacia el techo (centil 6 cm,media 0,5 cm). La matriz es abundante, conpredominio de arenas y arcillas (62% carbo-natos) sobre los limos. Contiene restos óseos ymateria orgánica carbonizada con carbonescentimétricos. Hacia el S termina con 5 cm declastos de mayor tamaño, algunos bien redon-deados y alóctonos (centil 10 cm, media 0,5)con una geometría canalizada.

- TR.1.8: 2 - 4 cm de materia orgánica carboni-zada dispuesta sobre el nivel infrayacente conuna geometría lenticular, que contiene abun-dantes carbones y fragmentos óseos.

Estas seis subunidades alcanzan una potenciamenor hacia el Este que oscila en torno a 20-30cms. Se corresponden con el nivel II de laestratigrafía arqueológica.

- Unidad TR.2: Se dispone en contacto neta-mente erosivo sobre la unidad anterior, conuna potencia comprendida entre 100 y 120cm. Está constituida por alternancias de nive-les arenoso-pelíticos, detríticos gruesos ymedios así como lentejones de materia orgáni-ca carbonizada. Las capas de finos están for-madas por arenas y pelitas (78% carbonatos)de color gris con clastos angulosos de calizaautóctona (centil 36 cm, media 0,5 cm) y pla-quetas esporádicas dispuestas horizontalmen-te, así como cantos alóctonos redondeados(centil 20 cm). Los detríticos gruesos ymedios corresponden a pasadas masivas declastos calizos de pequeño formato (gravas ycantos, centil 4 cm, media 0,4 cm). Estos sontanto ligeramente angulosos como redondea-dos y con matriz arenoso-pelítica (75.5 % car-bonatos). Finalmente se observan acumula-ciones localizadas de materia orgánica carbo-


nizada, formando cuerpos de geometría lenti-cular. En general, son abundantes los restos desílex, los fragmentos óseos, los gasterópodosterrestres y la materia orgánica carbonizada.El techo, fundamentalmente pelítico, presentauna carbonatación que confiere al sedimentoun aspecto muy pulverulento. También hacia

el techo se detectan grandes bloques de calizaautóctona (60 cm), como el situado hacia elcentro de la sección estudiada. La geometríade esta unidad corresponde a un cuerpo lenti-cular internamente estratificado, que buzahacia el SO y que hacia el techo parece tenerdoble pendiente deposicional con el punto de

Figura 2. Secuencia litoestratigráfica del sector interior del Tossal de la Roca.Figure 2. Litostratigraphic sequence of interior sector of Tossal de la Roca.

umbral en la vertical de la visera del abrigo.Está unidad se encuentra decapitada en estazona del abrigo por procesos erosivos y en susuperficie se ha desarrollado una cubierta edá-fica de escasa penetración. Esta unidad alcan-za una potencia menor hacia el Este que osci-la en torno a 70 cm. Se corresponde con elnivel I de la estratigrafía arqueológica.

El sector interior del Tossal de la Roca ofrece,desde el punto de vista de la Neotectónica, una par-ticularidad de gran interés. Algunos niveles de surelleno, en concreto las subunidades TR.1.3 a TR1.8 y la unidad TR.2, se encuentran afectadas poruna deformación tectónica que se manifiestamediante una falla y pliegue de arrastre en la sec-ción N del sector interior (Fig. 3). La falla produceel plegamiento y cizallamiento de los tramos lutíti-cos y de materia orgánica de TR.2 (nivel I), mien-tras que las capas de cantos y gravas se deformanplásticamente, plegándose y dando lugar a la redis-tribución interna de los materiales detríticos y lle-gando a cizallarse al alejarse del tramo lutítico. Setrata de una falla inversa de dirección aparente N210 E cuyo plano buza 40 O. El nivel orgánicoinferior de TR.2 sirve de referencia, mostrando unsalto vertical de 19 cm, si bien este nivel carbono-so se ve laminado a lo largo del plano de falla. Eldesplazamiento horizontal aparente, debido alcabalgamiento producido por la falla inversa medi-do en el plano O-E de la excavación, es de 28 cm.La falla y pliegue monoclinal asociado es la res-puesta de los sedimentos que rellenan el abrigoante un esfuerzo compresivo de dirección N 120 E.

3. Cronoestratigrafía y paleoambiente

Con objeto de situar con precisión en la escalacronoestratigráfica global del Pleistoceno superiorfinal y Holoceno los diferentes procesos que handado lugar a la secuencia litoestratigráfica ytecnocultural del Tossal de la Roca, hemoscalibrado las 19 fechas radioacarbónicas obtenidashasta el momento (Cacho, 1986, 1988; Cacho etal., 1995; Cacho Quesada et al., 2001a, 2001b)mediante la curva de calibración CalPal2005-SFCPincluida en la versión de 2006 del software CalPal(Weninger et al., 2006) (Tabla 1). Esta herramienta,además de calibrar las fechas radiocarbónicas

convencionales, permite realizar una comparaciónde las curvas de probabilidad acumulada de lasfechas con diferentes proxies paleoclimáticosglobales que cubren el Pleistoceno superior y elHoloceno (Fig. 4). Para esa comparación, hemosutilizado las curvas de variación de los isótopos deloxígeno (18O/16O) obtenidas de los archivos dehielo procedentes de los sondeos del casqueteglaciar de Groenlandia GISP2 (Grootes et al.,1993; Meese et al., 1994; Sowers et al., 1993) yGRIP (Dansgaard et al., 1989, 1993; GRIPmembers, 1993; Grootes et al., 1993; Johnsen etal., 1997), que han permitido obtener una escalacronológica muy precisa para el Último MáximoGlacial (LGM) y la Última Deglaciación (Björk etal., 1998), seguida actualmente como marco dereferencia temporal (Álvarez y Jöris, 1998; Cachoet al., 1999, 2001; Sánchez Goñi et al., 2002;Sánchez Goñi y d’Errico, 2005; Corchón, 2000,2002; Corchón y Cardoso, 2005; Jöris y Álvarez,2002; Jöris y Weninger, 2000a, 200b; Jouzel, 2003;Ravazzi, 2003; Rivera, 2004). Además y con lafinalidad de enmarcar la secuencia del Tossal en elcontexto paleoclimático del Mediterráneooccidental, hemos comparado los resultados de lacalibración con la curva de variación de latemperatura de la superficie del Mar de Alboránobtenida a partir del análisis de las alquenonas delsondeo MD95-2043 situado en el Mar de Alborán,al S de Málaga (Cacho et al., 1999, 2001).

Finalmente, con el fin de situar la secuencia delTossal de la Roca en el contexto cronoestratigráficoy arqueológico del Pleistoceno superior final einicios del Holoceno del marco regionalconfigurado por el Mediterráneo oriental de laPenínsula Ibérica, hemos integrado nuestras fechasen el conjunto de dataciones radiocarbónicasprocedentes de otros yacimientos de similarcronología (entre circa 18000 y 8000 años cal BP),para lo cual hemos elaborado un catálogo queincluye un total de 68 dataciones (19 del Tossal dela Roca y 49 de otros 11 yacimientos) que hemossometido a calibración mediante la curvaCalPal2005-SFCP (Weninger et al., 2006),obteniendo así una curva de probabilidadacumulada regional, que hemos desglosado en dosgrupos de cara a la comparación de las fechas delTossal de la Roca con las de los restantesyacimientos (Fig. 5) y comparado con la curva de



variación de la temperatura de la superficie del mardel sondeo MD95-2043 (Fig. 6). Las fechasconsideradas proceden de yacimientos de lavertiente oriental del Mediterráneo peninsular:Molí del Salt (Vimbodí) (Vallverdú y Carrancho,2004; Vaquero, 2004) y Filador (Margalef deMontsent) (García-Argüelles et al., 2002, 2005), enTarragona, Matutano (Vilafamés) (Olaria, 1999,2001; Olaria y Gusi, 1999) en Castellón,Malladetes y Parpalló (Gandía) (Villaverde et al.,1998) en Valencia, Santa Maira (Castell deCastells) (Aura et al., 2000, 2006; Aura, 2001a),

Falguera (Alcoi) (García Puchol y Molina, 2005;García Puchol y Aura Tortosa, 2006), Penya delComptador (Alcoi) (Aura, 2001b, 2001c; AuraTortosa y Jordá Pardo, 2006), El Collado (Oliva)(Aparicio, 1990; Martí y Juan-Cabanilles, 1997) yCendres (Teulada-Moraira) (Villaverde et al.,1999; Villaverde, 2001), en Alicante, y Caballo(Cartagena) (Villaverde et al., 1998), en Murcia.Del conjunto de fechas de radiocarbonorecopiladas, casi el 60 % proceden de ocupacionesmagdalenienses y sólo el resto al Epipaleolítico/Mesolitico.

Centrados ya en la cronoestratigrafía del Tossalde la Roca, tanto las características arqueológicasde los depósitos como las datacionesradiocarbónicas convencionales y calibradas(Tabla 1) sitúan claramente su secuenciaestratigráfica en los últimos momentos delPleistoceno superior final y el primer tercio delHoloceno, incluyendo los momentos finales delOIS 2 y el inicio del OIS 1 (Fig. 6).

La fecha más antigua obtenida en el Tossal dela Roca (Tabla 1) corresponde al llamado nivel IVdel sector interior (Cacho et al., 1995), actualmentereinterpretado como unidad TR.0 de la secuencialitoestratigráfica redefinida por Cacho Quesada etal. (2001a), que corresponde a la alteración de laroca del sustrato. No obstante, durante suexcavación permitió recuperar una muestra decarbones que fueron datados obteniendo una fechaque presenta una baja precisión (UGRA-130) y quepodría corresponder a una intrusión en la alteracióndel sustrato de materiales carbonizados del nivelsuprayacente o de una combustión anterior a este.Esta indeterminación en cuanto a la posición de lamuestra y la gran imprecisión que ofrece la fechaobtenida nos obliga a considerarla con muchacautela, teniendo en cuenta que la información queproporciona no es de gran calidad. No obstante, elintervalo de edades calibradas con la máximaprobabilidad que ofrece esta datación, 20960 –16320 cal BP (2σ) (Tabla 1), permite situar loscarbones recuperados del nivel en cuestión en unmomento frío pero no riguroso del estadio GS 2bque antecede al último Evento Heinrich delPleistoceno (H1), detectado con precisión en elMar de Alborán por un descenso de su temperaturasuperficial (Cacho et al., 1999, 2001) (Fig. 6) quese sitúa en torno a los 13º C. La falta de asociación

Figura 3. Esquema sobre fotografía de la falla y pliegue dearrastre del sector interior del Tossal de la Roca.

Figure 3. Photographic scheme of the fault and fold of drag-ging of interior sector of Tossal de la Roca.

de la muestra con un nivel arqueológico claro y laausencia de sincronía de la misma con unacontecimiento preciso de la actividad humana enel abrigo, nos impiden asociar a ese momentocronológico un poblamiento prehistórico concreto.Pero, al fin y al cabo, la materia orgánicacarbonizada datado es el exponente de un procesode combustión, de origen indeterminado (natural oantrópico), que sucedió en los primeros momentosdurante los que el sector interior del abrigocomenzó a rellenarse.

A escala regional, existen evidenciasarqueológicas datadas por radiocarbono quepermiten reconocer un poblamiento en estosmomentos que ocuparía lugares inmediatos a lalínea de costa, como es el caso de Cendres,yacimiento que ofrece niveles en una horquillatemporal que con la máxima probabilidad seextiende entre 19440 y 17870 cal BP (2σ), dentrodel estadio GS 2b, justo antes del evento frío H1,con restos tecnológicos del Magdaleniensesuperior (Figs. 4, 5 y 6).

A partir del nivel III contamos ya coninformación cronológica de mejor resolución(Tabla 1), con cinco dataciones AMS (procedentesde las subunidades TR.1.1 y TR.2 de la secuencialitoestratigráfica del sector interior) agrupadas enel intervalo 17200-16310 cal BP (2σ) (Fig. 4),coincidiendo con la etapa fría que culmina con unmáximo representado por el Evento Heinrich H1,dentro del estadio GS 2a del Último MáximoGlacial (GS 2 o LGM), con temperaturas en lasuperficie del Mar de Alborán entre 10 y 12º C(Cacho et al., 1999, 2001) (Fig. 6). Estas fechas,que en años calibrados suponen un lapso de tiempode 890 años, presentan una gran agrupación, lo quenos permite verificar, como ya apuntábamos enanteriores publicaciones (Cacho Quesada et al.,2001a) que el nivel III se depositó de formacontinua y relativamente rápida, sin interrupciones,por procesos claramente indicativos de clima fríocon dos pulsaciones de gelifracción bien marcadas.En consonancia con estos procesos, lascaracterísticas climáticas derivadas de los archivospolínicos del sondeo MD95-2043 (Cacho et al.,1999, 2001) indican unas condiciones frías y secaspara esos momentos, con valores de precipitación ytemperatura media del mes más frío (MTCO: MeanTemperature of the Coldest Month) que pudieron

descender unos 400 mm y entre 6 y 13º C,respectivamente, en relación a los actuales(Sánchez Goñi et al., 2002; Sánchez Goñi yd’Errico, 2005).

En cuanto al poblamiento humano responsablede las ocupación del nivel III del sector interior delTossal de la Roca, las fechas calibradas nospermiten establecer una correlación con loseventos poblacionales definidos por Gamble et al.(2004) en Europa para el último episodio glacial,de tal forma que en los momentos representadospor este nivel la ocupación se relaciona con elEvento Poblacional 2 que corresponde al inicio dela expansión de la población por Europa concarácter ocupacional de tipo colonizador,representado en el Tossal por grupos humanos queportan tecnologías del Magdaleniense superior conarpones o Magdaleniense superior B (CachoQuesada et al., 2001a; 2001b).

Para los momentos representados por el nivelIII existen numerosos paralelos arqueológicos aescala regional, desde Tarragona hasta Alicante(Matutano, Cendres, Parpalló y Santa Maira), quecubren el estadio GS 2a, desde sus inicios,marcados por la pulsación fría situada ca. 17500cal BP hasta el comienzo del interestadial definidopor el ciclo de Dansgaard/Oeschger DO 1 (Bond etal., 1993; Dansgaard et al., 1993) (Figs. 5 y 6),anterior al Oldest Dryas. Los niveles datados deestos yacimientos contienen restos tecnológicos delMagdaleniense superior mediterráneo, al igual queocurre en el Tossal.

Entre las fechas de este nivel (III) y las del nivelsiguiente (II) existe un mínimo solapamiento, loque nos indica una cierta continuidad en lasedimentación entre ambos niveles, pudiendoexistir una breve interrupción de la sedimentaciónapenas perceptible, representada por la ligerainflexión que presenta la curva de probabilidadacumulada del las dataciones radiocarbónicas enlos momentos templados anteriores al antiguoOldest Dryas coincidiendo con el inicio delinterestadial marcado por la oscilación deDansgaard/Oeschger DO 1 (Bond et al., 1993;Dansgaard et al., 1993) (Fig. 6). El hecho de que noexista una superficie de erosión entre los niveles IIIy II, y en ausencia de una datación 14C en el tramosuperior del nivel III (subunidad TR.1.2), nosinclina a pensar en una cierta continuidad de la



sedimentación entre III y II, con un momento cortode ausencia de ocupación humana en el abrigo.

Este mínimo en la curva de probabilidadacumulada del Tossal de la Roca tiene su paraleloen la curva elaborada para las fechas de losyacimientos del marco regional considerado (Figs.4, 5 y 6), observándose una ausencia de fechas parael periodo de tiempo situado momentos anterioresal Oldest Dryas.

La sedimentación continua con el nivel II(subunidades TR.1.3 a TR.1.8 de la secuencialitoestratigráfica del sector interior) del quecontamos con seis dataciones (tres AMS de granprecisión y 3 convencionales ligeramente menosprecisas pero representativas, Tabla 1) que sitúan lasedimentación del mismo en la horquilla

15550–14040 cal BP (2σ) (Fig. 4), representandoeste nivel de muro a techo un lapso de 1510 años.Estas fechas presentan también una buenaagrupación, si bien la duración temporal delperiodo que representan es mayor por lo que lasedimentación de este nivel tuvo lugar de maneramás lenta que el anterior, detectándose en lasecuencia litoestratigráfica cuatro fasescrioclásticas (TR.1.3 y TR.1.6) con momentos deactividad hídrica procedente del exterior, queafecta a los materiales del último pulso crioclástico(TR.1.6) con desarrollo de flujos densos, y quecobra mayor intensidad hacia el techo, hastagenerar un nivel fluvial (TR.1.7), culminando launidad (TR.1.8) con un predominio de los aportesde origen antrópico bien datados (Beta-134876 y

Figura 4. Curvas de probabilidad acumulada por niveles obtenidas a partir de la calibración (2 σ) de las fechas radiocarbónicas delTossal de la Roca realizada mediante la curva de calibración CalPal2005-SFCP (CalPal mayo 2006: Weninger et al., 2006), y su

comparación con las curvas de variación de los isótopos del oxígeno (18O/16O) obtenidas en los sondeos de los hielos deGroenlandia GISP2 (Grootes et al., 1993; Meese et al., 1994; Sowers et al., 1993) y GRIP (Dansgaard et al., 1989, 1993; GRIP

members, 1993; Grootes et al., 1993; Johnsen et al., 1997).Figure 4. Accumulated probability curves grouped by levels obtained from the calibration (2 σ) of the 14C dates of Tossal de la

Roca by CalPal2005-SFCP calibration curve (CalPal may 2006: Weninger et al., 2006), and its comparison with the variation ofthe isotopes of the oxygen curves (18O/16O) from the Greenland ice cores GISP2 (Grootes et al., 1993; Meese et al., 1994; Sowers

et al., 1993) and GRIP (Dansgaard et al., 1989, 1993; GRIP members, 1993; Grootes et al., 1993; Johnsen et al., 1997).

Beta-134881) (Tabla 1). Esta sedimentación tuvolugar durante los momentos finales del estadio GS2a, representados por los tramos inicial del nivel II(subunidades TR.1.3 y TR.1.6) de marcadocarácter frío, que corresponderían al antiguo OldestDryas, con temperaturas en la superficie del Marde Alborán en torno a los 12/13º C (Cacho et al.,1999, 2001) (Fig. 6) y características deprecipitación y MTCO similares a las apuntadaspara el nivel infrayacente. El resto de subunidadesque componen el nivel II (subunidades TR.1.7 yTR.1.8) se depositaron en la primera pulsacióntemplada/cálida (GI 1e o Bölling) del inicio delinterestadio Tardiglaciar o GI 1 (antiguointerestadio Bölling-Alleröd), con progresivoaumento de humedad reflejado en el abrigo y contemperaturas en la superficie del Mar del Alboránentre 13 y 16º C (Cacho et al., 1999, 2001) (Fig. 7).Este hecho aparece igualmente reflejado en elsondeo citado del Mar de Alborán, cuyos archivospolínicos denotan un clima húmedo contemperaturas suaves para el SE peninsular(Sánchez Goñi et al., 2002; Sánchez Goñi yd’Errico, 2005).

El poblamiento humano responsable de estenivel está en relación con el evento poblacional 3.1de carácter expansivo, caracterizado por unapresencia humana de tipo residencial con hábitatsdispersos y territorios de captación regionales(Gamble et al., 2004), dispersión que vendríacondicionada por la mejoría experimentada en lascircunstancias climáticas detectadas tanto en elTossal como en la región del SE peninsular. Laocupación del abrigo corresponde a gruposhumanos responsables de tecnologías delMagdaleniense superior C (Cacho Quesada et al.,2001a; 2001b).

Una marcada discontinuidad estratigráficasepara el nivel II del I, si bien en la cronologíacalibrada no aparece representada por la existenciade un pequeño solapamiento entre las fechas deltecho del nivel II y la única existente del nivel I.(unidad TR.2 de la secuencia litoestratigráfica delsector interior), la cual proporciona un intervalomuy estrecho, 13780 – 13580 cal BP (2σ) (Fig. 4),para un hogar situado en la parte alta de este nivel.El momento que separa los niveles II y I secorresponde claramente con la primera pulsaciónfría del GI 1, denominada GI 1d o antiguo Older

Dryas, cuyo final vendría marcado por el deshieloque daría lugar a la escorrentía de aguas por lavisera del abrigo, responsable de la interrupciónsedimentaria que separa los niveles II y I (unidadeslitoestratigráficas 1 y 2), en los inicios de lasiguiente pulsación templada, GI 1c o Allerödinicial, como ya se señalaba anteriormente (CachoQuesada et al., 2001a), momento en el que sedetecta un máximo en las temperaturas de lasuperficie del Mar de Alborán, cercana a los 16º C(Cacho et al., 1999, 2001) (Fig. 6) que se traduciríaen unas condiciones climáticas húmedas contemperaturas suaves en el territorio del abrigo.

El poblamiento humano de este nivel, con elque finaliza el registro pleistoceno del Tossal, secorrelaciona con el evento poblacional 4caracterizado por presentar un máximo y unaestabilización, con unos asentamientos deagregación en núcleos que difieren de la dispersióndel evento anterior (Gamble et al., 2004). Este tipode poblamiento estaría relacionado con laexistencia de un clima benigno que permitirían eldesarrollo de una cubierta vegetal con una mayorbiomasa frente a etapas anteriores, capaz desoportar una mayor presencia de herbívorossusceptibles de ser cazados por los gruposhumanos establecidos en zonas concretas, sin quese vieran obligados a extender sus territorios decaza a zonas más alejadas. La ocupación del abrigoresponde a la presencia en el mismo de gruposportadores de complejos litotécnicos delMagdaleniense Final (Cacho Quesada et al.,2001a).

Esta expansión del poblamiento humano,representada en el Tossal por los niveles II y I delsector interior, se observa a escala regional por elmáximo que ofrece la curva de probabilidadacumulada de las dataciones recopiladas en variosde los yacimientos considerados (Figs. 4, 5 y 6),tanto de interior como costeros (Moli del Salt,Matutano, Cendres, Santa Maira y Caballo), quepresentan niveles con industrias del MagdalenienseSuperior con arpones y Magdaleniense Superiorfinal.

A partir de este momento, el registroradiocarbónico y arqueológico del Tossal de laRoca presenta un vacío que comprende el estadiofrío del GS 1, conocido también como YoungerDryas, al final del Pleistoceno superior, y gran



parte del Preboreal, ya en el Holoceno. A partir deestos momentos, la secuencia del Tossal de la Rocano tiene continuidad en el sector interior, sino queprosigue en el sector exterior, donde se produceuna sucesión de eventos sedimentarios ligados aprocesos de gravedad-vertiente con momentos decierta influencia fluvial. El nivel más antiguo (nivelIIb) de este sector se encuentra fechado (Tabla 1),en el intervalo 10550–9410 cal BP (2σ) (Fig. 4), sibien la curva de probabilidad acumulada de las dosfechas obtenidas presenta una clara inflexión en suparte media, presentando la fecha más reciente unamejor agrupación con las del nivel IIa (Fig. 4).Considerando las dos fechas como representativasdel nivel IIb, este se extendería durante el final delPreboreal y el inicio del Boreal, momento en el quela temperatura de la superficie del Mar de Alboránalcanzó su máximo durante el Holoceno, cerca delos 20º C (Cacho et al., 1999, 2001) (Fig. 6),desarrollándose en el Tossal un clima fresco ycontrastado (Cacho et al., 1995). Del nivel IIacontamos con otras dos fechas (Tabla 1) quecalibradas ofrecen el intervalo 9510 – 8640 cal BP(2σ) (Fig. 5) situado en pleno periodo Boreal (Fig.6), con unas características paleoclimáticas que enel Tossal se manifestarían por un aumento en lahumedad.

Finalmente, las dos fechas del nivel superior(nivel I) del sector exterior (Tabla 1) correspondena la horquilla calibrada 8560 – 8230 cal BP (2σ)(Fig. 4), durante el inicio del periodo Atlántico, enel que las temperaturas de la superficie del Mar deAlborán experimentan un ligero descenso hasta los18º C (Cacho et al., 1999, 2001) (Fig. 6),manifestándose en el Tossal un clima contrastadocon precipitaciones fuertes y estacionales (Cachoet al., 1995). En general, la sedimentación de losdepósitos del sector exterior parece corresponder aunos episodios muy continuos en el tiempo,aspecto este determinado por la agrupación de lasfechas, con una curva de probabilidad acumuladacon tres máximos separados por dos inflexiones, lasegunda de las cuales parece corresponder a laseparación entre los niveles IIa y I.

El poblamiento humano responsable de losniveles del sector exterior derivaría de los núcleosde población generados a partir de la contracciónde población representada por el evento 5, cuyodesarrollo en Europa occidental es inmediatamente

anterior a las fechas que nos ofrecen los niveles deeste sector del Tossal (Gamble et al., 2004), quecontienen elementos característicos del Mesolíticocon geométricos (Epipaleolítico geométrico)(Cacho Quesada et al., 2001a).

Al contrario de lo que ocurre en el Tossal, aescala regional se observa una presencia humanadurante el estadio frío del GS 1 y los comienzos delPreboreal representada por ocupaciones con indus-trias del Epipaleolítico microlaminar de facies azi-loide en unos casos y sauveterroides en otros,según los autores, en yacimientos tanto de interiorcomo próximos a la costa (Filador, Molí del Salt,Malladetes, Penya del Comptador y Santa Maira)cuyas cronologías calibradas (Figs. 4, 5 y 6) enla-zan con las de los niveles IIb y IIa del Tossal de laRoca, al finalizar el Preboreal y durante los iniciosdel Boreal. Finalmente, la ocupación correspon-diente al nivel I del Tossal tiene una buena correla-ción cronoestratigráfica con los niveles de variosyacimientos de la zona de Alicante, tanto de inte-rior como de costa (Falguera y El Collado) con res-tos tecnológicos atribuidos al Mesolítico con geo-métricos de tipo tardenoide y desarrollo durante elfinal del Boreal y el comienzo del Atlántico.

4. Procesos geodinámicos

A partir de los datos geológicos obtenidos pornosotros en 1999 y de los publicados (Fumanal,1986; Cacho et al. 1995), podemos plantear para elsector interior del Tossal de la Roca la siguientesecuencia de procesos geológicos (Fig. 2), quesituamos en la escala cronoclimática utilizada en laactualidad para el Tardiglaciar (Fig. 6) (Björk et al.,1998; Cacho Quesada et al., 2001):

- Alteración de la roca del sustrato, producien-do los materiales finos, y bloques autóctonosde origen gravitacional, que rellenan el paleo-rrelieve existente en el fondo del abrigo roco-so. Estos materiales, que constituyen la uni-dad TR.0 (nivel IV), ocasionalmente, tienenintrusiones de la unidad suprayacente, dedonde procede una datación 14C cuya calibra-ción, 20960-16320 cal BP (2σ), permite situarlos carbones datados en un momento frío perono riguroso del estadio GS 2b que antecede alúltimo Evento Heinrich del Pleistoceno (H1).


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198

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2001

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1999

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01a

1982

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2012

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986

1982

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1912

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1993

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2001

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2001

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1993

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l. 20

01a

1999

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1615

0Ca

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l. 20

01a

1999

IIITR

.1.1

Carb

ones

AM

SBe

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3487

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4017

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1700

0Ca

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01a

1999

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Carb

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AM

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5017

270-

1711

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l. 20

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1982

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6

Exterior Interior

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- Sedimentación autóctona por caída gravita-cional de clastos angulosos de las paredes ytecho del abrigo debida a procesos de crio-clásticos responsables de la mayor parte de lasedimentación de la unidad TR.1. Se detectanal menos seis episodios de sedimentacióncrioclástica, alguno de los cuales presenta unareiteración claramente atribuible a ciclos dehielo-deshielo estacional, separados por nive-les producidos por arroyada difusa durante laestación cálida, siendo el momento más frío elcorrespondiente a la subunidad TR.1.4. Lossedimentos finos que aparecen entre los clas-tos autóctonos son atribuidos a procesos dearroyada de muy baja energía, producidos enépocas templadas posteriores a los momentosfríos. Estos proceden del desmantelamiento delas margas situadas aguas arriba del barrancosobre el que se encuentra el abrigo. Hacia eltecho de esta sedimentación autóctona apare-cen aportes laterales procedentes del exteriordepositados mediante flujos densos de tipo“debris flow” que pueden incorporar a los

clastos autóctonos materiales de origen fluvial(TR.1.6). Esta sedimentación hídrica, que sehace más intensa hacia el techo con desarrollode canales fluviales con detríticos alóctonos,está asociada a la actividad del citado barran-co. Sobre los depósitos fluviales y en ausenciade sedimentación natural se desarrolla unaintensa ocupación antrópica responsable de laacumulación de lentejones de materia orgáni-ca (hogares). La unidad litoestratigráfica TR.1comprende los niveles arqueológicos III(Magdaleniense Superior B) y II (Magda-leniense superior C). En ella parece existir unabreve ruptura sedimentaria entre TR.1.2 yTR.1.3, marcada por la distribución de lasfechas radiocarbónicas calibradas, lo que nospermitiría hablar de dos tramos equivalentes alos niveles arqueológicos III y II. Las cincoedades calibradas (AMS) procedentes deTR.1.1 y TR.1.2 (nivel III) están agrupadas enel intervalo 17200–16310 cal BP (2σ), coinci-diendo con la etapa fría que culmina con unmáximo representado por el Evento Heinrich

Figura 5. Curvas de probabilidad acumulada obtenidas a partir de la calibración (2 σ) de las 19 fechas del Tossal de la Roca y deotras 49 fechas procedentes de otros 11 yacimientos de similar cronología (entre circa 18.000 y 8.000 años cal. BP) de la vertiente

oriental del Mediterráneo peninsular, correspondientes a niveles magdalenienses y epipaleolíticos, realizada mediante la curvaCalPal2005-SFCP incluida en la versión de mayo de 2006 del programa CalPal (Weninger et al., 2006), y comparación con las cur-

vas de variación de los isótopos del oxígeno (18O/16O) obtenidas en los sondeos de los hielos de Groenlandia GISP2 (alta resolu-ción) (Grootes et al., 1993; Meese et al., 1994; Sowers et al., 1993) y GRIP (Dansgaard et al., 1989, 1993; GRIP members, 1993;

Grootes et al., 1993; Johnsen et al., 1997).Figure 5. Accumulated probability curve obtained from the calibration (2 σ) of the 14C dates of Tossal de la Roca and others 49 14Cdates from 11 Spanish eastern Mediterranean sites (incuding Tossal) of similar chronology (circa 18.000 y 8.000 years cal. BP) byCalPal2005-SFCP calibration curve (CalPal may 2006: Weninger et al., 2006), and its comparison with the variation of the iso-topes of the oxygen curves (18O/16O) from the Greenland ice cores GISP2 (Grootes et al., 1993; Meese et al., 1994; Sowers et al.,

1993) and GRIP (Dansgaard et al., 1989, 1993; GRIP members, 1993; Grootes et al., 1993; Johnsen et al., 1997).


Figura 6. Cronología del Magdaleniense y Epipaleolítico del Mediterraneo oriental español. Leyenda:1, Cronoestratigrafía: series y subseries; 2, Divisiones climato-estratigráficas del Pleistoceno superior final y Holoceno;

3, Estadios Isotópicos del Oxígeno (OIS); 4. Estadios paleoclimáticos a partir de las curvas de variación del 18O en los sondeosgroenlandeses GRIP y GISP2 (Björk et al., 1998), adaptados a la curva de temperaturas de la superficie del mar del sondeo MD95-

2043 (Cacho et al., 1999, 2001). 5, Curva de variación de la temperatura de la superficie del mar (SST) obtenida en el sondeoMD95-2043 del Mar de Alborán (Cacho et al., 1999, 2001); 6, Curva δ18O del sondeo GISP2 (Grootes et al., 1993; Meese et al.,1994; Sowers et al., 1993); 7, Curva δ18O del sondeo GRIP (Dansgaard et al., 1989, 1993; GRIP members, 1993; Grootes et al.,1993; Johnsen et al., 1997); 8, Curva de probabilidad acumulada obtenida a partir de la calibración (2 σ) de las dataciones radio-carbónicas del Tossal de la Roca: 9, Curva de probabilidad acumulada obtenida a partir de la calibración (2 σ) de 68 datacionesradiocarbónicas procedentes de niveles magdalenienses y epipaleolíticos de 12 yacimientos (incluido el Tossal) de la vertiente

oriental del Mediterráneo peninsular.Figure 6. Chronology of Spanish eastern Mediterranean Magdalenien and Epipaleolithic. Legend: 1, Chronostratigraphy: series

and subseries; 2, Climatic-stratigraphic divisions of Late Pleistocene and Holocene; 3, Oxigene Isotopic Stages (OIS);4. Palaeoclimatic stages from the variation of the isotopes of the oxygen curves (18O/16O) from the Greenland ice cores GISP2 andGISP2, adapted to surface sea temperatura curve of Alboran Sea MD95-2043 core (Cacho et al., 1999, 2001). 5, Surface sea tem-peratura (SST) curve of Alboran Sea MD95-2043 core (Cacho et al., 1999, 2001); 6, δ18O curve from GISP2 (Grootes et al., 1993;Meese et al., 1994; Sowers et al., 1993); 7, δ18O curve from GRIP (Dansgaard et al., 1989, 1993; GRIP members, 1993; Grootes etal., 1993; Johnsen et al., 1997); 8, Accumulated probability curve obtained from the calibration (2 σ) of the 14C dates of Tossal de

la Roca: 9, Accumulated probability curve obtained from the calibration (2 σ) of 68 14C dates from 12 Spanish easternMediterranean sites (incuding Tossal) of similar chronology (circa 18.000 y 8.000 years cal. BP).


H1, dentro del estadio GS 2a del LGM. Lasseis dataciones (3 AMS y 3 convencionales)de TR.1.3 a TR.1.8 (nivel II) sitúan su sedi-mentación en la horquilla 15550-14040 calBP (2σ), durante el final del estadio GS 2a,representada por los tramos iniciales del nivelII (subunidades TR.1.3 a TR.1.6) de marcadocarácter frío, mientras que el resto de las subu-nidades que componen el nivel II se deposita-ron en la primera pulsación templada/cálida(GI 1e) del inicio del interestadio Tardiglaciaro GI 1. Además, las dataciones radiocarbóni-cas convencionales de la unidad TR.1 (nivelesIII y II) nos permiten estimar la velocidad desedimentación entre TR1.1 y TR1.8 en casi unmm por año (entre 0.79 y 0.95 mm/año, paraun espesor comprendido entre 110 y 130 cm),tomando como referentes cronológicos 13690+ 50 BP (Beta-134877) y 12310 + 40 BP(Beta-134876). La lentitud de la sedimenta-ción observada en el yacimiento ha quedadocuantificada gracias a las fechas de 14C con-vencionales. No obstante este dato hay queconsiderarlo como meramente indicativo,teniendo en cuenta que la sedimentación enabrigos rocosos no es continua, sino que tienelugar por impulsos con momentos de ausenciade sedimentación y momentos de acumula-ción preferente.

- El techo de la unidad TR.1 sufre una erosiónpor caída gravitacional de agua desde la vise-ra del abrigo en un momento húmedo, en elque no se produce sedimentación. Esta dis-continuidad se verifica observando las curvasde probabilidad acumulada de las fechas cali-bradas, que permite detectar una ruptura entrela subunidad superior de TR.1 y la siguienteunidad TR.2.

- Prosigue la sedimentación rellenando las irre-gularidades producidas por la erosión en eltecho de TR.1 y tiene lugar el emplazamientode la siguiente unidad litoestratigráfica TR.2(nivel I). Su génesis se relaciona con flujoshídricos de diferente intensidad y naturaleza(coladas de clastos, arroyada difusa, flujoslaminares de baja energía, desbordamientosdel barranco) que aportan materiales alócto-nos de la cabecera del valle. Si bien se detec-tan clastos cuyo origen estaría relacionadocon procesos gravitacionales ligados a la

acción del hielo-deshielo, la influencia del fríodesaparece paulatinamente en esta unidad.Hay una mayor presencia de procesos propiosde condiciones húmedas y atemperadas, condesarrollo de importantes flujos en el barran-co que a veces se hacen notar en el abrigo.Esta sedimentación no es continua, sino quese ve sometida a interrupciones temporalesque son aprovechadas por grupos humanoscon tecnologías del Magdaleniense SuperiorFinal para ocupar el abrigo y dar lugar aimportantes acumulaciones de materia orgáni-ca carbonizada. La única fecha radiocarbónicadel techo de esta unidad corresponde al inter-valo 13780-13580 cal BP (2σ), situado en lapulsación templada GI 1c.

- Con posterioridad a la sedimentación de launidad TR.2 (nivel I) se produce un eventotectónico que genera la estructura descrita quela deforma. Esta deformación tiene su origenen la actividad sísmica del dominio externo delas Cordilleras Béticas, donde desde el puntode vista estructural se encuentra situado elTossal. Los esfuerzos compresivos, como elque da lugar a la falla inversa de este yaci-miento, no son raros en la zona durante elCuaternario reciente, manifestándose actual-mente en el arco mediterráneo y CordillerasBéticas (Galindo-Zaldivar et al., 1998). Elepisodio de deformación que generó la estruc-tura descrita tendría lugar con posterioridad aca. 13600 cal BP (2σ). Por el momento no sepuede precisar más su cronología dado que enla zona donde se observa la falla, no se hanidentificado unidades estratigráicas que lasellen. La localización de la estructura tectó-nica descrita en el sector exterior del yaci-miento, donde existen niveles más recientes,fechados por 14C, permitirá una datación másajustada de este evento neotectónico.

- Posteriormente, la unidad TR.2 es parcial-mente desmantelada, arrasándose el pequeñorelieve configurado por el levantamiento delterreno producido por la deformación y desa-rrollándose estructuras edáficas incipientes.

- Finalmente y tras un largo hiato, la sedimen-tación continua en el sector exterior del Tossalcon desarrollo de procesos de gravedad-ver-tiente que alternan con momentos de ciertainfluencia fluvial.

5. Conclusiones

El abrigo rocoso del Tossal de la Roca contieneuna importante secuencia sedimentaria que resultafundamental a la hora de estudiar los últimosmomentos del Pleistoceno superior y el comienzodel Holoceno en la zona oriental de la PenínsulaIbérica. Los resultados de los diferentes estudiosllevados a cabo sobre los restos arqueológicosrecuperados durante las excavaciones en él realiza-das junto con los de las dataciones radiocarbónicasobtenidas permiten un exhaustivo conocimiento desu registro, que se ha dado a conocer en variaspublicaciones. El estudio geoarqueológico ycrono-estratigráfico presentado en este trabajocompleta los realizados con anterioridad, estable-ciendo una secuencia de procesos bien situada en eltiempo para los depósitos del sector interior.

La interpretación paleoclimática derivada de laidentificación de los procesos geodinámicos res-ponsables de la génesis del registro permite obser-var que a lo largo de la secuencia se suceden unaserie de cambios muy significativos. Así, en elsector interior, la situación en la escala cronoestra-tigráfica de las unidades TR.1 (niveles III y II) yTR.2 (nivel I) y del hiato intermedio es clara: losprocesos que las han generado han tenido lugar enlos últimos momentos del Pleistoceno superior,entre 20960 y 13580 años cal BP (2σ), incluyendodesde el estadial GS 2b hasta el interestadial GI 1c.En la unidad TR.1, a una sedimentación originadapor procesos crioclásticos, de marcado carácterfrío, desarrollada durante el estadio GS 2a delLGM, siguen unos depósitos generados durante laprimera pulsación templada/cálida (GI 1e) delinicio del interestadio Tardiglaciar o GI 1. Tras unadiscontinuidad erosiva, continua la sedimentación(unidad TR.2) durante el Tardiglaciar encondiciones templadas, como refleja la única fecharadiocarbónica disponible situada en el techo deesta unidad que correspondería a la pulsacióntemplada GI 1c. Posteriormente tiene lugar unevento tectónico que deforma las unidades TR.1 yTR.2, evento que tuvo lugar con posterioridad alintervalo calibrado comprendido entre 13780 y13580 cal BP (2σ). Por el momento no se puedeprecisar más dado que en la zona donde se observala falla, ésta no se ve fosilizada por niveles no afec-tados por ella. Una búsqueda de esta estructura

hacia la zona exterior del yacimiento, donde exis-ten niveles más recientes, permitiría una datacióndel evento neotectónico más ajustada.Posteriormentee, procesos erosivos desmantelan deforma parcial el techo de la unidad TR.2, existien-do una laguna sedimentaria que comprende el GS 1o Younger Dryas y gran parte del Preboreal, en elpaso del final del Pleistoceno superior al inicio delHoloceno. A partir de este momento, lasedimentación, continúa en el sector exterior delTossal durante el final del Preboreal, el Boreal y elinicio del periodo Atlántico.

A escala regional se observa un claroparalelismo entre los datos cronológicosproporcionados por el Tossal con los procedentesde los otros once yacimientos considerados,situados todos ellos en la franja mediterráneaoriental de la Península Ibérica, pudiendorelacionar las curvas de probabilidad acumulada delas fechas radiocarbónicas calibradas con laspulsaciones de las curvas paleoclimatícasutilizadas (Fig. 6). De esta forma el descenso en lascurvas de probabilidad situado hacia 16000 cal BPpuede correlacionarse con el evento H1,coincideiendo con las temperaturaras mínimas dela superficie del mar de Alborán (Fig. 6), mientrasque los máximos observados en las curvas deprobabilidad de las fechas calibradas, tanto en elTossal como en el resto de yacimiento, coincidecon el interestadio Tardiglaciar o GI 1. Por elcontrario, durante el GS 1 o Younger Dryas ycomienzos del Preboreal, el Tossal carece deregistro sedimentario y arqueológico, mientras queen los restantes yacimientos del Mediterraneo, lacurva muestra de una probabilidad moderada.Finalmente, las dos curvas vuelven a mostrarcoincidencias desde el final Preboreal hasta la partemedia del periodo Atlántico, momentos antes delevento GE 8.2.

Agradecimientos

Este trabajo se ha llevado a cabo en el marcodel proyecto El poblamiento de la Cuenca Alta delDuero durante el Paleolítico Superior yEpipaleolítico: Reconstrucciones paleoambien-tales del Cuaternario a partir de estudios en mediokárstico, financiado por un Contrato de



Investigación “Ramón y Cajal” del Ministerio deEducación y Ciencia del Gobierno de España,dirigido por J. F. Jordá Pardo. Los análisis granulo-métricos fueron realizados en el Laboratorio deSedimentología del Museo Nacional de CienciasNaturales; desde estas líneas agradecemos al Dr.José López Ruiz y a Mª Ángeles Fernández su inte-rés y disposición a la hora de autorizar y realizarrespectivamente los citados análisis.

Referencias bibliográficas

Álvarez, E. & Jöris, O. (1998). El significado cronológico de dealgunas especies de fauna fría durante el Tardiglaciar en laPenínsula Ibérica. Zephyrvs, 51, 61-86.

Aparicio, J. (1990). Yacimientos arqueológicos y evolución dela costa valenciana durante la Prehistoria. Academia deCultura Valenciana, Serie Histórica, 5, 26-40.

Aura, J. E., Seguí, J., Pérez Ripoll, M., Verdasco, C., Cotino, F.,Pérez Herrero, C. I., Soler, B., García Puchol, O., Vidal, S.,Carballo, I. & Nebot, B. (2000). Les Coves de Santa Maira(Castell de Castells, la Marina Alta, Alacant): primerosdatos arqueológicos y cronológicos. Recerques del Museud’Alcoi, 9, 75-84.

Aura Tortosa, J.E. (2001a). Cova de Santa Maira (Castell deCastells, la Marina Alta, Alcant). En: De Neandertales aCromañones. El inicio del poblamiento humano en lastierras valencianas (V. Villaverde, ed.). Universitat deValència, València, 429-432.

Aura Tortosa, J.E. (2001b). La Penya del Comptador.Actuaciones Arqueológicas en la provincia de Alicante,Alicante (edición en CD-ROM).

Aura Tortosa, J.E. (2001c). Cazadores emboscados. ElEpipaleolítico en el País Valenciano. En: De Neandertalesa Cromañones. El inicio del poblamiento humano en lastierras valencianas (V. Villaverde, ed.). Universitat deValència, València, 219-238.

Aura Tortosa, J.E., Carrión Marco, Y., García Puchol, O., JardónGiner, P., Jordá Pardo, J.F., Molina Balaguer, Ll., MoralesPérez, J.V., Pascual Benito, J.Ll., Pérez Jordá, G. PérezRipoll, M., Rodrigo García, M.J. & Verdasco Cebrián, C.(2006). Epipaleolítico – Mesólitico en las comarcas centra-les valencianas. En: El Mesolítico de muescas-denticuladosen la Cuenca del Ebro y el Litoral Mediterráneo peninsular(A. Alday Ruíz, Coords.). Memorias de YacimientosAlaveses, 11, Diputación Foral de Álava, Vitoria-Gasteiz,65-120.

Aura Tortosa, J.E. & Jordá Pardo, J.F. (2006). La Prehistoria.En: Historia de Alcoy (J.Ll. Santonja Cardona & J.M.Segura Martí, eds.). Ayuntamiento de Alcoy, EditorialMarfil, Centre Alcoià d’Estudis Històrics i Arqueòlogics,Alcoi, 55-69.

Björck, S., Walker, M.J.C., Cwynar, L.C., Johnsen, S., Knudsen,K.L., Lowe, J.J., Wohlfarth, B. & Intimate-Members(1998). An Event Stratigraphy for the Last termination in

the North Atlantic Region Based on the Greenland Ice-coreRecord: a Proposal by the INTIMATE Group. Journal ofQuaternary Science, 13, 283-292.

Bond, G.C., Broecker, W., Johnsen, S. Mcmanus, J., Labeyrie,L., Jouzel, J. & Bonani, G. (1993). Correlation between cli-mate record from North Atlantic sediments and Greenlandice. Nature, 365 (6442), 143-147.

Cacho, C. (1986). Tossal de la Roca. Arqueología de Alicante:1976-1986. Instituto de Estudios Juan Gil Albert,Diputación Provincial de Alicante, Alicante, 19-21.

Cacho, C. (1986). Tossal de la Roca. Memories Arqueològiquesa la Comunitat Valenciana 1984-1985. Conselleria deCultura, Educació i Ciencia, Generalitat Valenciana,València, 105-111.

Cacho, C. (1987). La structuration du Magdalenien dansl´Espagne Mediterraneen. En: Le Magdalénien en Europe(J.Ph. Rigaud, org.). Actes du Colloque de Mayence.ERAUL, 38, Liège, 459-473.

Cacho, C., Fumanal, P., López, P. & López, N. (1983).Contribution du Tossal de la Roca à la chronostratigraphiedu Paléolithique Supérieur Final dans la région de Valencia.Rivista di Scienze Preistoriche, XXXVIII (1-2), 69-90.

Cacho, C., Fumanal, M.P., López, P., Pérez Ripoll, M., MartínezValle, R., Uzquiano, P., Arnanz, A., Sánchez Marco, A.,Sevilla, P., Morales, A., Roselló, E., Garralda, M.D., &García-Carrillo, M. (1995). El Tossal de la Roca (Valld’Alcalà, Alicante). Reconstrucción paleoambiental y cul-tural de la transición del Tardiglaciar al Holoceno inicial.Recerques del Museu d’Alcoi, 4, 11-101.

Cacho Quesada, C., Jordá Pardo, J.F., de la Torre Sáinz, I. &Yravedra Sáinz De Los Terreros, J. (2001a). El Tossal de laRoca (Alicante). Nuevos datos sobre el Magdaleneiensemediterráneo de la Península Ibérica. Trabajos dePrehistoria, 58 (1), 71-93.

Cacho Quesada, C., Jordá Pardo, J.F. & de la Torre Sáinz, I.(2001b). Tossal de la Roca (Vall d’Alcalà, Alacant). En: DeNeandertales a Cromañones. El inicio del poblamientohumano en las tierras valencianas (V. Villaverde, ed.).Universitat de València, València, 419-424.

Cacho Quesada, C. & Jordá Pardo, J.F. (en prensa). The transi-tion from Pleistocene to Holocene on the mediterraneanwatershed of the Iberian peninsula (SW Europe). Journal ofAnthropological Research.

Cacho, I., Grimalt, J.O., Pelejero, C., Canals, M., Sierro, F.J.,Flores, J.A. & Shackleton, N. (1999). Dansgaard-Oeschgerand Heinrich event imprints in Alboran Sea paleotempera-tures. Paleoceanography, 14, (6), 698-705.

Cacho, I., Grimalt, J.O., Canals, M., Sbaffi, L., Shackleton, N.J.,Schönfeld, J. & Zahn, R. (2001). Variability of the westernMediterranean Sea surface temperature during the last25.000 years and its connection with the NorthernHemisphere climate changes. Paleoceanography, 16 (1),40-52.

Corchón, M.S. (2000). Solutrense y Magdaleniense del Oeste dela Cornisa Cantábrica: Dataciones 14C (Calibradas) ymarco cronológico. Zephyrvs, 52, 3-32.

Corchón, M.S. (2002). El Tardiglaciar y la transición alPostglaciar en la Meseta española: una visión de síntesis.Zephyrvs, 55, 85-142.

Corchón, M.S. & Cardoso, (2005). Reflexiones sobre elSolutrense portugués: a propósito de la industria PaleolíticoSuperior de Correio-Mor (Loures). Zephyrvs, 58, 89-110.

Dansgaard, W., Johnsen, S.J., Clausen, H.B., Dahl-Jensen, D.,Gundestrup, N.S., Hammer, C.U., Hvidberg, C.S.,Steffensen, J.P., Sveinbjvrnsdsttir, A.E., Jouzel, J. & Bond,G.C. (1993). Evidence for general instability of past climatefrom a 250-kyr ice-core record. Nature, 364, 218-220.

Dansgaard, W., White, J.W.C. & Johnsen, S.J. (1989). Theabrupt termination of the Younger Dryas climate event.Nature, 339, 532-533.

Fumanal García, M.P. (1986). Sedimentología y clima en el PaísValenciano. Las cuevas habitadas en el Cuaternario recien-te. Serie de Trabajos Varios, Servicio de InvestigaciónPrehistórica, 83. Valencia.

Galindo-Zaldivar, J.; Jabaloy, A.; Serrano, I.; Morales, J.;González-Loderiro, F. & Torcal, F. (1998). Esfuerzosrecientes en el sector sudoriental de la Depresión deGranada (Cordillera Bética central). Geogaceta, 24,127-130.

García-Argüelles, P., Nadal, J. & Fullola, J.M. (2002). Vint anysd’excavacions a l’abric del Filador (Margalef de Montsant,Priorat, Tarragona). Tribuna d’Arqueologia, 1998-1999,71-96.

García-Argüelles Andreu, P., Nadal i Lorenzo, J. & Fullola IPericot, J.M. (2005). El abrigo del Filador (Margalef deMontsant, Tarragona) y su contexrtualización cultural ycronológica en el nordeste peninsular. Trabajos dePrehistoria, 62 (1), 65-83.

García Puchol, O. & Molina, Ll. (2005). La secuencia prehistó-rica de l´Abric de la Falguera (Alcoi, Alacant). Las ocupa-ciones del mesolítico reciente y del Neolítico. En: P. Arias,R. Ontañón y C. García-Monçó (Eds.), III Congreso delNeolítico en la Península Ibérica, Universidad deCantabria, Santander, 893-901.

García Puchol, O. & Aura Tortosa, J.E. (Coords)(2006). ElAbric de la Falguera (Alcoi, Alacant). 8000 años de ocu-pación humana en la cabecera del riu d’Alcoi. Diputaciónde Alicante, Ayuntamiento de Alcoy y Caja de Ahorros delMediterráneo, Alcoy.

Gamble, C., Davies, W., Pettit, P. & Richarda, M. (2004).Climate change and evolving diversity in Europe during thelast glacial. Phil. Trans. R. Soc. Lond. (B), 359, 243-254.

GRIP Members (1993). Climate instability during the last inter-glacial period recorded in the GRIP ice core. Nature, 364,203-207.

Grootes, P.M., Stuiver, M, White, J.W.C., Johnsen, S. & Jouzel,J. (1993). Comparison of Oxygen Isotope Records from theGISP2 and GRIP Greenland Ice Core. Nature, 366, 552-554.

Johnsen, S.J., Clausen, H.B., Dansgaard, W., Gundestrup, N.S.,Hammer, C.U., Andersen, U., Andersen, K.K., Hvidberg,C.S., Dahl-Jensen,D., Steffensen, J.P., Shoji, H.,Sveinbjvrnsdsttir, A.E., White, J.W.C., Jouzel, J. & Fisher,D. (1997). The δ18O record along the Greenland Ice CoreProject deep ice core and problem of possible Eemian cli-matic instability. Journal of Geophysical Research, 102,26397-26410.


Jöris, O. & Álvarez Fernández, E. (2002). Algunas precisionessobre la terminología empleada en la segunda parte delTardiglaciar en Europa Central y el problema de su aplica-ción en el SW de Europa. Zephyrvs, 55, 313-322.

Jöris, O. & Weninger, B. (2000a). Radiocarbon Calibration andthe Absolute Chronology of the Late Glacial. En B. Valentí,P. Bodu et M. Christensen (Eds.): L’Europe centrale et sep-tentrionale au Tardiglaciaire. Confrontation des modèlesrégionaux de peuplement, Coll. Nemours 1997, Mem.Musée de Préhistoire d’Ille-de-France, 7: 19-54. Nemours.

Jöris, O. & Weninger, B. (2000b). 14C-Alterskalibration und dieAbsolute Chronologie des Spätglazials. ArchäologischesKorrespondenzblatt, 30 (4), 461-471.

Jouzel, J. (2003). Les enregistrements climatiques du Groënlandet de l’Antarctique au cours du dernier cycle climatique.En: Chronologies géophysiques et archéologiques duPaléolithique Supérieur (F. Widemann e Y. Taborin, eds.).Comptes-rendus du Colloque international de Ravello (3-8mai 1994), Archeologia, Storia, Cultura, 3, Centre deRecherche et de Restauration des Musées de France –Centro Universitario Europeo per i Bieni Culturali,Edipuglia, Ravello, 401-409.

Martí Oliver, B. & Juan-Cabanilles, J. (1997). Epipaleolíticos yneolíticos: población y territorio en el proceso de neolitiza-ción de la Península Ibérica. Espacio, Tiempo y Forma, SeriI, Prehistoria y Arqueología, 10, 215-264.

Meese, D., Alley, R., Gow, T., Grootes, P.M., Mayewski, P.,Ram, M., Taylor, K., Waddington, E & Zielinski, G. (1994).Preliminary depth-age scale of the GISP2 ice core. CRRELSpecial Report, 94-1. Cold Regions Research andEngineering Laboratory, Hanover, New Hampshire, 66 pp.

Olària, C. (1999). Cova Matutano (Vilafamés, Castellón). Unmodelo ocupacional del magdaleniense superior-final en lavertiente mediterránea peninsular. Monografies dePrehistòria i Arqueologia Castellonenses, 5, Diputació deCastelló, Castelló.

Olària, C. (2001). Cova Matutano (Vilafamés, la Plana Alta,Castelló): las últimas comunidades magdalenienses del tar-diglciar en el Mediterráneo peninsular. En: De neandertalesa cromañones. El inicio del poblamiento humano en las tie-rras valencianas (V. Villaverde, ed.), Universidad deValencia, 415-418.

Olària, C. & Gusi, F. (1999). Aproximació al paleoambient d’unhábitat magdalenia superior-final a través de les análisissedimentològiques i arqueològiques: Cova Matutano,Vilafamés. Castelló. Geoarqueologia i Quaternari litoral.Memorial Maria Pilar Fumanal, Universidad de Valencia,193-203.

Ravazzi, C. (2003). An overwiew of the Quaternary continentalstratigraphic units based on biological and climatic eventsin Italy. Il Quaternario – Italian Journal of QuaternarySciences, 16 (1bis) Volumen Speciale INQUA, 11-18.

Rivera Arrizabalaga, A. (2004). Paleoclimatología y cronologíadel Würm reciente: Un intento de síntesis. Zephyrvs, 57,27-53.

Sánchez Goñi, M.F., Cacho, I., Turon, J.-L., Guot, J., Sierro,F.J., Peypouquet, J.-P., Grimalt, J.O. & Shackleton, N.J.(2002). Synchroneity between marine and terrestrialresponses to millennial scale climatic variabilility during


the last glacial period in the Mediterranean region. ClimateDynamics, 19, 95-105.

Sánchez Goñi, M.F. & d’Errico, F. (2005). La historia de lavegetación y el clima del último ciclo climático (OIS5-OIS1, 140.000-10.000 años BP) en la Península Ibérica y suposible impacto sobre los grupos paleolíticos. En:Neandertales cantábricos, estado de la cuestión (R. MontesBarquín y J.A. Lasheras, eds.). Museo Nacional y Centro deInvestigación de Altamira, Monografías, 20, 115-129.

Sowers, T., Bender, M., Labeyrie, L., Martinson, D., Jouzel, J.,Raynaud, Pichon, J.J. & Korotkevich, A. (1993). A 135.000year Vostok-Specmap common temporal framework.Paleoceanography, 8, 737-766.

Vallverdú Poch, J. & Carrancho, A. (2004). Estratigrafia delMolí del Salt. En: Els darrers caçadors-recol·lectors de laConca de Barberà: El jaciment del Molí del Salt (Vimbodí).Excavacions 1999-2003 (M. Vaquero, ed.). Publicacionsdel Museo, 5, Museu –Arxiu de Montblanc i Comarca,Montblnac, 61-68.

Vaquero, M. (Ed.) (2004). Els darrers caçadors-recol·lectors dela Conca de Barberà: El jaciment del Molí del Salt

(Vimbodí). Excavacions 1999-2003. Publicacions delMuseo, 5, Museu –Arxiu de Montblanc i Comarca,Montblnac.

Villaverde, V. (2001). Cova de les Cendres (Teulada-Moraira,Alacant). En: De Neandertales a Cromañones. El inicio delpoblamiento humano en las tierras valencianas ( V.Villaverde, ed.). Universitat de València, València, 411-414.

Villaverde, V., Aura, J.E. & Barton, C.M. (1998). The UpperPaleolitihc in Mediterranean Spain: A Review of CurrentEvidence. Journal of Word Prehistory, 12 (2), 121-198.

Villaverde, V., Martinez, R., Badal. E., Guillem, P.M., García,R. & Menargues, J. (1999). El Paleolítico superior de laCova de les Cendres (Teulada-Moraira, Alicante). Datosproporcionados por el sondeo efectuado en los cuadrosA/B-17. Archivo de Prehistoria Levantina, XXIII, 9-65.

Weninger, B., Jöris, O. & Danzeglocke, U. (2006). Glacialradiocarbon age conversion. Cologne radiocarbon calibra-tion and palaeoclimate research package <CALPAL> Usermanual. Universität zu Köln, Institut für Ur- undFrühgeschichte. Köln.

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