LAS TOBAS EN ESPANA~ Tobas en...LAS TOBAS EN ESPANA~ 101 9. CARACTERIZACION GENERAL Y DISTRIBUCION...

Parte II

LAS TOBAS EN ESPANA

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9. CARACTERIZACION GENERAL Y

DISTRIBUCION ESPACIAL

Juan A. Vazquez-Navarro1, Angel Vazquez1,2 y Luis Carcavilla3

1. Dpto. de Geografıa, Universidad Autonoma de Madrid. Carretera de Colmenar, km.15, 28045, Tres Cantos,

Madrid. [email protected]

2. Consultor en Ordenacion del Territorio y Medio Ambiente. [email protected]

3. Area de Investigacion en Patrimonio Geologico y Minero. Instituto Geologico y Minero de Espana. C/Rıos Rosas

23, 28003, Madrid. [email protected]

INTRODUCCION

Bajo los terminos “toba” calcarea en castellano, “sillar de agua” en espanol de Mexico, “turo” y“tosca” calsinal en catalan, y el tecnicismo de origen italiano “travertino”, se agrupa un tipo de rocasy sedimentos carbonaticos continentales superficiales, generados en condiciones acuaticas diversas,que tienen una amplia distribucion en Espana, como evidencia la rica toponimia alusiva (Mellado,1854; Vilanova y Piera, 1861; Alsius, 1871; Rico Rodrıguez, 2005). En la bibliografıa especıfica, seutilizan estos terminos de manera indistinta refiriendo a los mismos rasgos con distinto nombre.Este capıtulo describe sus pautas de distribucion espacial en Espana.

El inventario y localizacion a nivel planetario de tipos especıficos de rocas, de sedimentos, deprocesos y de morfologıas, es desigual en Ciencias de la Tierra. Se han realizado diversas sıntesis pa-ra homogeneizar varios tipos de datos geoespaciales a escala continental, como el proyecto europeo“One Geology” (Laxtona et al., 2010), y a escala planetaria, como la cartografıa de suelos (Sanchezet al., 2009), de riesgos geologicos (Berz et al., 2001) o de recursos hidrogeologicos (Struckmeier,2006). Respecto a medios y ambientes del Cuaternario, existe el ejemplo reciente de la base dedatos espacial sobre loess (Haase et al., 2007). Las referencias sobre litologıas susceptibles de kars-tificacion, ya sea en rocas evaporıticas o carbonaticas, cuentan con buenas bases de datos (Ford andWilliams, 2007), constituyendo un punto de partida, ya que su distribucion condiciona y limita laextension superficial de tobas y travertinos. Varias monografıas han revisado sistematicamente estoscarbonatos continentales en Europa (Pentecost, 1993 y 1995) y a nivel mundial (Ford and Pedley,1992 y 1996; Pentecost, 2005). En cambio, su expresion cartografica no tiene una representacionglobal; no hay ninguna referencia especıfica comprensiva de este tipo de sedimentos y de rocas aestas escalas, ni tampoco un inventario cuantitativo. Solo se dispone de la cartografıa 1:1.250.000de manantiales calcificantes o formadores de travertinos del sector occidental de los EE.UU. (Fethand Barnes, 1979).

En el planeta hay una superficie de 18,5 x 106 km2 de zonas potencialmente karstificables(Hollingsworth, 2009), y un 12,5 % de la superficie emergida esta compuesta especıficamente porcarbonatos. En Espana un 22 % de su area esta cubierta por carbonatos y evaporitas, sumando113.000 km2 (Garcıa Codron, 1983). En consecuencia, la extension del endokarst en Espana esnotable y bien conocida, tras decadas de investigacion espeleologica, lo que permite cuantificar en30.000 las cuevas, con 1.800 km de galerıas cartografiadas (Duran et al., 2004). Sin embargo, lastobas y travertinos, como morfologıas exokarsticas, no cuentan con una sıntesis de su distribu-cion espacial en Espana, a pesar del gran numero de publicaciones sobre geomorfologıa especıfica

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existente desde la decada de 1970. Esta carencia estadıstica es significativa, puesto que el primerpaso para gestionar un recurso patrimonial es conocer su ubicacion y tipologıa, como marco paraabordar un repaso sistematico y detallado a las caracterısticas de los afloramientos tobaceos masdestacados. Un mejor conocimiento de su distribucion permite no solo establecer clasificaciones enfuncion de diversos criterios (geograficos, geologicos, hidrogeologicos, etc.), sino tambien analizarque factores pueden condicionar su formacion y desarrollo.

1. ANTECEDENTES Y OBJETIVOS

Como se ha referido, no hay ninguna sıntesis sobre la distribucion de las tobas carbonaticasen Espana, pero sin embargo, si se han publicado otros inventarios generales que facilitan la apro-ximacion al tema; los mas destacables son los que analizan la distribucion del karst generico, ydesglosado sobre carbonatos (Duran Valsero y Lopez Martınez, 1989) y sobre evaporitas (Gutierrezet al., 2008a). La cobertura de sıntesis regionales de tipos de sedimentos que pueden apoyar esteinventario, agrupados por proceso o edad, es muy desigual. Abundan los trabajos sobre materia-les cuaternarios, como el mapa del Cuaternario de la region pirenaica (IGME, 2004). Tambien esdestacable la sıntesis geomorfologica del karst en Andalucıa (Duran Valsero et al., 1999; CalaforraChordi y Berrocal Perez, 2008). Otro apoyo lo constituyen los avances parciales de la hidrogeologıaregional (Navarro Alvargonzalez y Pozo Gomez, 2001), que en Espana se ha sintetizado en sucesivosAtlas Hidrogeologicos que el IGME (antes ITGE) ha publicado para la Comunidad Andaluza y parasus respectivas provincias, a los que se suma el de Castellon (IGME, 1987, 1993 y 2003; ITGE 1998;Lopez Geta et al., 2005; Duran Valsero, 2007; Rubio Campos et al., 2011). Estos atlas demuestranel avance de la hidrogeologıa karstica en Espana. Mediante el estudio de acuıferos karsticos y sucaracterizacion (dimension, vulnerabilidad, hidrodinamica e hidroquımica de sus manantiales), seha favorecido un vınculo entre los especialistas en hidrogeologıa con las manifestaciones exokars-ticas de los acuıferos, incluyendo tobas y travertinos. Los acuıferos de la Cordillera Betica estanestructuralmente mas acotados, en un entorno climatico mediterraneo con acusada sequıa estival,donde los recursos hıdricos que ofrecen las masas de agua subterranea son vitales para la poblacionlocal. Esto explica la intensa aportacion espanola a una serie de Proyectos Internacionales de Co-rrelacion Geologica relativos al Karst, auspiciados por el Programa Internacional de Geociencias dela UNESCO y desarrollados entre 1990 y 2010, que tambien ha apoyado el conocimiento de estossedimentos. Por ultimo, otros especialistas han focalizado un interes indirecto por tobas y traverti-nos, como marcadores con posibilidad de datacion absoluta de fases de incision fluvial, tectonica ypaleosısmica (Chacon et al., 2001; Martınez Dıaz y Hernandez Enrile, 2001, Rodrıguez Pascua etal., 2009, 2012).

La produccion bibliografica especıfica sobre tobas en Espana ha tenido un caracter regional, yno incluye cartografıas sumarias, con las excepciones esquematicas de Ordonez et al., (1986b) parala “zona centro de Espana”, Duran Valsero (1996) para la provincia de Malaga y las mas precisas deVazquez-Urbez (2008) para el borde del Sistema Iberico con la Cuenca del Ebro. En cambio, comoantecedentes cartograficos sinteticos hay que citar tres mapas de referencia, que pueden servir comopunto de partida: el Mapa del Karst en Espana (Ayala et al., 1986), el Mapa del Cuaternario enEspana (Perez Gonzalez et al., 1989) y el Mapa Geomorfologico de Espana (Martın Serrano, 2005), aescala 1:1.000.000 y editados por el IGME. En el primero no se individualizan las tobas en la leyenda,pero aparecen como sımbolos puntuales en las zonas karstificables y es un antecedente valioso, aldelimitar las principales zonas karsticas espanolas, con estrecha relacion con la distribucion de lastobas. En la memoria del Mapa del Cuaternario no se hace mencion a las tobas carbonaticas. Sinembargo, su cartela sı incluye una completa simbologıa alusiva, discriminando depositos por su edady diferenciando tobas y travertinos. Por su parte, la memoria del Mapa Geomorfologico de Espanano distingue entre tobas y travertinos, pero los incluye en una clasificacion sistematica de formasmuy util para contextualizarlas. Los numerosos afloramientos, representados con diferente gradode detalle, no guardan una completa correspondencia con el Mapa del Cuaternario antes citado,

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destacando la ausencia de coordinacion y suma de ambas cartografıas, siendo complementarias alos efectos de este inventario.

El objetivo de este capıtulo es triple: a) contextualizar el conocimiento espacial de tobas y tra-vertinos en Espana hasta la fecha; b) realizar un analisis cuantitativo y cualitativo; y c) estableceralgunas conclusiones interpretativas derivadas del mismo. Este trabajo es un punto de partida quepermite evaluar el grado de conocimiento del tema para favorecer investigaciones futuras de integra-cion, pues la informacion cientıfica referida a las tobas en Espana se encuentra muy fragmentada.Las conclusiones pueden ser de utilidad a los diferentes especialistas, a modo de sıntesis global deun proceso y unos depositos que tienen una amplia distribucion territorial.

2. METODOLOGIA

Este trabajo ha recopilado informacion bibliografica y cartografica, e incluye el resultado dereconocimiento en campo extenso, tanto en localizaciones ya estudiadas por la bibliografıa como enzonas ineditas. Se han considerado revistas de diferentes subdisciplinas de las Ciencias de la Tierra,Tesis Doctorales y de Licenciatura y proyectos tecnicos, junto a cartografıas geologicas de distintaındole. La informacion de partida han sido los mas de 1100 mapas geologicos a escala 1:50.000del Plan MAGNA. Estas hojas se editaron por el IGME desde 1970 hasta fechas muy recientes(Garcıa Cortes, 2000) y han sido digitalizadas siguiendo unos protocolos tecnicos homogeneos, conun formato de archivo compatible con Sistemas de Informacion Geografica (Perez Cerdan, 2010).Otra cartografıa digital recopilada ha sido la de las hojas del mapa Hidrogeologico de Espana aescala 1:200.000 (IGME, 1990), y los mapas Geologico, Geomorfologico, del Karst y del Cuaternariode Espana a escala 1:1.000.000 antes citados. Se ha procedido a la cuantificacion de la superficie deafloramientos, computados a partir de fuentes primarias, mediante el uso de Sistemas de InformacionGeografica para un entorno ESRI Arc-GIS 10.0. La digitalizacion vectorial de la Serie MAGNA noesta finalizada, y se ha completado en lo relativo a los polıgonos de interes partiendo de informaciondisponible en formato raster (Fig.9.1).

Figura 9.1: Metodologıa empleada para la sıntesis cartografica de tobas y travertinos en Espana.

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Se realizaron controles de calidad y diferentes ensayos, evidenciando la correcta combinacionde los datos y su integracion, unificando la proyeccion y atendiendo a la diferenciacion de husos. Acontinuacion se identificaron errores cartograficos y ambiguedad en la nomenclatura, desestimandolas “tobas” de origen volcanico mediante revision de las memorias del plan MAGNA. Por ultimo, seagregaron las superficies correspondientes a tobas y travertinos unificando la terminologıa previa.En otra base de datos se integraron la malla de distribucion del Mapa Topografico Nacional aescalas 1:50.000 y 1:25.000, un modelo digital de elevaciones (MDE) y la cartografıa de espaciosnaturales protegidos (figuras de proteccion nacional e internacional). Mediante analisis geoespacial,se obtuvieron los primeros datos cuantitativos de la distribucion de tobas en la geografıa espanola.

Hay poca homogeneidad en la nomenclatura empleada para identificar tobas y travertinos enesta base geologica. Su analisis revela 77 categorıas litologicas diferentes para designarlos, y a vecesha sido difıcil discriminarlos respecto de formaciones que incluyen otras rocas bajo una misma cate-gorıa y polıgono. Ademas, la cartografıa no recoge numerosos afloramientos conocidos debido a: 1)la temprana fecha de elaboracion de muchos mapas, que era antecedente al avance bibliografico; 2)la falta de atencion a estos materiales y a la bibliografıa disponible; 3) los errores en la identificacione interpretacion de determinadas tobas carbonaticas por alteracion diagenetica; 4) la difıcil indivi-dualizacion de depositos de terraza que se suceden y/o se interrelacionan con terrazas detrıticas;5) la irrelevancia cartografica de muchos afloramientos a la escala de trabajo del MAGNA.

3. RESULTADOS

El mapa de la Figura 9.2 incluye las areas con presencia de formaciones tobaceas y travertıni-cas, sin especificacion de: (1) la edad del deposito; (2) grado de actividad (activa/fosil); (3) estadode conservacion. El resultado asume que muchos afloramientos conocidos no estan computados enesta sıntesis. El reconocimiento en campo llevado a cabo y la busqueda bibliografica, han permi-tido ampliar ostensiblemente la superficie de afloramientos respecto a los cuantificados mediantela integracion de los datos del MAGNA. No obstante, incorporar esta nueva informacion al mapatrascendıa en esfuerzo y objetivos lo propuesto para este capıtulo. Por eso la Figura 9.2 constituyesolo una aproximacion inicial a la distribucion precisa de este tipo de sedimentos; se trata estricta-mente de una recopilacion filtrada de los afloramientos de tobas y travertinos cartografiados por elPlan MAGNA.

Los mapas realizados y los datos tabulados constituyen una referencia “de mınimos” que habrade ser completada en el futuro. Los afloramientos mejor cartografiados son las tobas del Cuaternario(sobre todo Pleistoceno superior y Holoceno), que fueron probablemente los mas faciles de identificarpor sus caracterısticas y morfologıas poco alteradas.

Tras el analisis cuantitativo de la extension y distribucion superficial de las tobas de Espanaque sigue a continuacion, se relacionaran cualitativamente los principales sistemas tobaceos, in-corporando todos los datos hasta ahora disponibles. En correspondencia a la extension de rocascarbonatadas karstificables aflorantes en Espana, las tobas estan ampliamente distribuidas por elterritorio, vinculadas mayoritariamente a los acuıferos carbonatados. En menor medida, tienen rela-cion con los de naturaleza mixta (por ejemplo, conglomerados siliciclasticos de matriz carbonatica).Se forman sobre sustratos muy diversos, no exclusivamente carbonatados, con ejemplos incluso enzonas volcanicas de las Islas Canarias (Rodrıguez Berriguete et al., 2012), aunque predominan losprimeros. Su heterogenea distribucion sera explicada en funcion de los condicionantes geneticos quelas han favorecido a lo largo del registro geologico conocido. Actualmente se forman principalmenteen rıos y surgencias del ambito mediterraneo, tanto interior como costero. Aunque tambien se pre-sentan en menor grado en el dominio climatico mas atlantico de las cuencas del Duero y del Ebro. Elmismo patron, pero mas extendido, se observa en los depositos fosiles, obedeciendo a un condicio-namiento paleogeografico y litologico, pues los mayores acuıferos karsticos de los orogenos alpinos,que constituyen los principales afloramientos de carbonatos, se encuentran predominantemente enel area mediterranea.

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3.1. DISTRIBUCION TERRITORIAL CUANTITATIVA

La superficie de tobas cartografiada por la serie MAGNA es aproximadamente de 277 km2, el0,05 % del territorio nacional. A este area habrıa que sumar aquellos afloramientos en los que no seha podido discernir que parte de los polıgonos corresponde a tobas (entre otros depositos) y grandessuperficies correspondientes a calizas del Mioceno y/o Plioceno. Segun estimaciones preliminares,la superficie real de tobas y travertinos en Espana podrıa superar los 600 km2 tras incorporar losafloramientos no incluidos en el MAGNA pero publicados en la bibliografıa y los ineditos. Estadiferencia da idea del caracter preliminar de los datos aquı aportados.

Figura 9.2: Distribucion de las tobas calcareas y travertinos en Espana segun las hojas cartograficas a escala1:50.000 por Cuencas Hidrograficas. En gris oscuro, las hojas con presencia cartografiada indicando la existenciade puntos de agua inventariados por el IGME.

El mapa de la Figura 9.2 discretiza la superficie de Espana mediante la malla base oficial1:50.000, con una resolucion de 500 km2, e indica donde hay “presencia” cartografiada de tobasy travertinos en cada hoja. La superficie resultante del sumatorio de afloramientos cartografiadosagrupada por Comunidades Autonomas, muestra una distribucion altamente polarizada en Castilla-La Mancha (28,5 %) y Andalucıa (25 %), que se reparten mas de la mitad de la superficie total. Lesiguen la Comunidad Valenciana (13,7 %) y Aragon (10,8 %).

Desglosando los datos por provincias, aparece gran abundancia de tobas en la zona centro-oriental y meridional del paıs, especialmente en las provincias de Guadalajara, Cuenca, Teruel,Valencia, Albacete, Murcia, Malaga, Jaen y Granada. Su origen se encuentra en los carbonatos delas regiones morfoestructurales de la Cadena de Antepaıs Iberica y las areas Prebetica, Penibetica ySubbetica, en las zonas Externas de la Cordillera Betica. En segundo lugar destacan las provinciasde Huesca, Burgos, Gerona, Almerıa e Islas Baleares. Estas son asignables al Orogeno Pirenaico(que incluye la Cordillera Cantabrica) y al Orogeno Betico. En ningun caso, las tobas llegan arepresentar el 1 % de la superficie provincial y siete provincias se reparten mas de la mitad de lasuperficie tobacea total en Espana: Teruel (10,8 %), Malaga (10,7 %), Ciudad Real (8,8 %), Cuenca(7,5 %), Murcia (7 %), Albacete (6,9 %), Valencia (6,8 %) y Castellon (6,8 %). Si se incluyera lamayor parte de los afloramientos de las cuencas cenozoicas, ahora ausentes, aumentarıa el peso de

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algunas provincias en donde estos paramos ocupan grandes extensiones de terreno. Esta distribucionresponde a una serie de condicionantes litologicos (Tabla 9.1), hidrogeologicos y climaticos. Lamayor parte de los afloramientos estan en la Cordillera Iberica (24,1 %) y en las Zonas Externas delas Beticas (11,8 %). Respecto a las cuencas cenozoicas, destaca la del Tajo (11,9 %) y las cuencasintraorgenicas Beticas (15,8 %) e Ibericas (Fosas de Jiloca, Teruel y Calatayud) (9 %). En el casoopuesto se encuentran la Cordillera Costero-Catalana (1,24 %) y todas las subunidades del MacizoVarisco, que tan solo suman un 4,1 %, debido a la predominancia de litologıas silıceas en estosterritorios.

Tabla 9.1: Distribucion de las tobas y travertinos por grandes unidades geologicas.

Unidades geologicas Subunidades % sup. total tobas (1)

Cordillera Betica

Campo de Gibraltar 0,85

Depresiones Neogeno-Cuaternarias 15,81

Islas Baleares 0,17

Zona Externa 11,83

Zona Interna 5,92

Cordillera Costero-CatalanaCordillera Costero-Catalana 1,24


Cordillera IbericaCordillera Iberica 24,13


Depresiones Neogeno-Cuaternarias

Depresion del Duero 0,15

Depresion del Ebro 4,91

Depresion del Guadalquivir 0,27

Depresion del Tajo 11,91

Otras depresiones menores 6,66

Macizo Vasco

Zona Asturoccidental-Leonesa 0,95

Zona Cantabrica 0,18

Zona Centro-Iberica 0,03

Zona de Ossa-Morena 2,91

Zona Surportuguesa 0,08

Pirineos Pirineos 2,68

(1) Porcentaje de extension de tobas por unidad geologica respecto al total de tobas analizadas.

Al comparar la distribucion de las tobas con las litologıas de las grandes unidades geologicasespanolas (Tabla 9.2), se advierte que la mayorıa proviene de calizas y dolomıas del Mesozoico-Paleogeno. Destaca tambien la suprayacencia de tobas sobre cuencas cenozoicas a las que drenanlos sistemas fluviales provenientes de los orogenos alpinos, fuente predominante de la carga ionica.Por ultimo caber condicionar su localizacion a las rocas evaporıticas triasicas, que ejercen un papelfundamental como acuicludo, favoreciendo los puntos preferenciales de drenaje de los acuıferoskarsticos, donde se forman estos depositos.

Tambien es interesante mostrar la distribucion de las superficies tobaceas por cuencas hidrografi-cas; sobresale la gran concentracion de depositos tobaceos en la cuenca de Jucar (28,8 %). Otrascuencas importantes son la del Sur (14,1 %), Segura (11,3) y Guadiana (11,1 %). En el caso contrariose encuentran las cuencas del Norte, Galicia y Duero.

La distribucion en funcion de la altitud (Fig. 9.3), muestra como mas del 50 % de los aflora-mientos de tobas y travertinos se distribuyen en cotas entre los 600 y 1.000 m, como reflejo de laaltitud media de la Penınsula Iberica, especialmente en la Cordillera Iberica y las cuencas cenozoi-cas aledanas. La mayorıa de los afloramientos son de pequenas dimensiones: el 66,5 % de las tobasanalizadas tiene menos de 0,1 km2 de superficie y el 22,5 % oscilan entre los 0,1-0,5 km2. Existenmuchas otras acumulaciones de menores dimensiones no computadas. Aunque su aportacion totalen terminos de superficie no fuera muy importante, sı lo serıan en distribucion y frecuencia.

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Tabla 9.2: Distribucion de las tobas y travertinos por grandes conjuntos litologicos.

Mapa del

Karst en

Espana (1)

Conjuntos litologicos representados en el

mapa

Sup. Tobas

(km2) (2)

% Sup.

Tobas (3)

Areas karsticas

Calizas paleozoicas 1,19 0,43

Calizas terciarias tabulares 6,91 2,49

Calizas y dolomias mesozoicas y paleogenas

tectonizadas

56,56 20,41

Dolomias y marmoles triasicos (zonas internas de

las Cordilleras Beticas)

12,26 4,42

Formaciones detrıticas (fundamentalmente

conglomerados)

0,04 0,01

Yesos terciarios horizontales 4,01 1,45

Yesos triasicos, a menudo con cantidades

importantes de arcillas, carbonatos y otras sales

17,03 6,15

Areas sin karst - 179,2 64,64

(1) Mapa del Karst en Espana 1:1.000.000 (Ayala et al., 1986). (2) Superficie ocupada por las tobas anali-

zadas (excluyendo tobas del Mioceno-Plioceno y tobas cartografiadas sobre Cuaternario indiferenciado). (3)

Porcentaje extension de tobas respecto al total de tobas analizadas.

Figura 9.3: Distribucion de las tobas y travertinos por intervalos altitudinales respecto del nivel del mar.

3.2. PRINCIPALES SISTEMAS TOBACEOS ESPANOLES

A continuacion se muestra la casuıstica morfologica de los materiales tobaceos en Espana (ex-cluyendo los travertinos termales) y se referencia el registro sedimentario de estas litologıas, tantoen ambientes sedimentarios modernos y activos, como en los fosiles o inactivos. Se enumeran losprincipales tramos fluviales que continuan depositando tobas, las lagunas represadas por barrerastobaceas y las plataformas tobaceas de manantial mas importantes aun activas. Despues se descri-ben los mayores sistemas fluviales de Espana que conservan terrazas y restos de barreras tobaceasfosiles, los mas destacados medios palustres holocenos con presencia de toba en su registro, losprincipales grandes mantos tobaceos y las cuencas sedimentarias cenozoicas con facies de rocastobaceas en su columna estratigrafica.

Los sistemas fluviales y fluviolacustres activos, analogos modernos por excelencia del registrofosil, merecen una mencion inicial. Los principales rıos y los tramos de los mismos, que en laactualidad continuan precipitando carbonato calcico y formando incrustaciones en su lecho (Fig.9.4-A y 9.4-B), barreras (Fig. 9.4-D), pozas y lagunas naturales (Saenz Garcıa, 1954; Ordonez et

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al., 1980) se muestran en las Tablas 9.3 y 9.4.

Tabla 9.3: Principales tramos fluviales que precipitan toba activamente en Espana con extension estimada.

Rıo Cuenca

Hidrografica

Provincia Tramo lineal: municipio Extension de

tramo (km)

Arroyo Molinillo

(Guadiato)

Guadalquivir Cordoba Santa Marıa de Trasierra 0,7

Mundo Segura Albacete Riopar 1

Arroyo de la

Villa

Guadalquivir Cordoba Constantina 1,5

Riera de Cogolls Ter Gerona Les Planes d’Hostoles 1,5

Arroyo de la

Madrona

Guadalquivir Cordoba Algarinejo 2

Hornillo Ebro Burgos Tubilla del Agua 2

Bejarano

(Guadiato)

Guadalquivir Cordoba Santa Marıa de la Trasierra 2

Rıodeba Turia Teruel Rıodeba (Amanaderos) 2

Arroyo de

Corbinet

Jucar Valencia Cortes de Pallas 2,5

Jucar Jucar Cuenca Tragacete 2,5

Dulce Tajo Guadalajara Pelegrina 2,5

Jucar Jucar Cuenca Villalba de la Sierra 2,5

Urederra Ebro Navarra Urederra 2,5

Hueznar Guadalquivir Sevilla San Nicolas del Puerto 3

Bohilgues Turia Valencia Vallanca 3,5

Cuervo Tajo Cuenca Vega de Codorno 4

Matarrana Ebro Teruel Beceite 4

Piedra Ebro Zaragoza Monasterio de Piedra 4

Cabriel Jucar Cuenca Enguıdanos 5

Ebron Turia Teruel-Valencia Tormon-El Cuervo 6

Verde-Barranco

de los Chortales

Mediterranea

Andaluza

Granada Otıvar 7

Jucar Jucar Albacete Cubas-Manchuela 10

Mesa Ebro Guadal.-Zrgz. Mochales-Jaraba 15

Guadiela Tajo Cuenca Santa Marıa de la Val-

Palmiches

25

Alto Guadiana Guadiana Albacete-C. Real Ossa de Montiel-Ruidera 25

Cabriel Jucar Cuenca Molino de San Pedro-

Alcala Vega

25

Escabas Tajo Cuenca Completo 30

Tajo Tajo Guadalajara Peralejos de las Truchas

a Trillo (tramos discontinuos)

70

La mayorıa de estos tramos fluviales estan en el Sistema Iberico, en plataformas carbonatadasno deformadas como en Campo de Montiel y en la cuenca sedimentaria del Jucar en La Manchuela.En general, este proceso esta condicionado por un patron climatico, disminuyendo su frecuenciade aparicion segun aumenta la latitud de los afloramientos. Ademas es determinante la estructuratectonica y la dimension de los acuıferos, pues solo los de grandes dimensiones permiten amplio re-corrido del agua en su interior y mayores tiempos de residencia. Ası, los acuıferos en rocas con debil

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Tabla 9.4: Principales lagunas activas con precipitacion tobacea o travertınica en Espana, ordenadas por extension.

Laguna Cuenca Hidrografica Provincia Extension (ha.)

Anna Jucar Valencia 1,5

Somolinos Tajo Guadalajara 2

Taravilla Tajo Guadalajara 2

Redondilla Guadiana Albacete 3

Arquillo Jucar Albacete 4

Ojos de Villaverde Jucar Albacete 4

Batana Guadianta Albacete 6

Marquesado Jucar Cuenca 7

Tinaja Guadiana Albacete 8

Tomilla Guadiana Albacete 9

Santos Morcillo Guadiana Albacete 11

Tobar Tajo Cuenca 14

Lengua Guadiana Albacete 20

Una Jucar Cuenca 22

San Pedro Guadiana Albacete 29

Conceja Guadiana Albacete 29

Rey Guadiana Ciudad Real 40

Colgada Guadiana Albacete 103

Banyoles Ter Gerona 103

deformacion, extensos y con una transmisividad lenta, favorecen mas la precipitacion de carbonatoexokarstico (Andreo et al., 1999). Este hecho explicarıa la llamativa ausencia de cursos fluvialescon barreras tobaceas en las extensas sierras del Orogeno Alpino Pirenaico. Esta cordillera, en sen-tido tectonico, integra a los Pirineos y a toda la Cordillera Cantabrica, extendiendose 800 km. Sinembargo, pese a sus dimensiones, apenas cuenta con cursos de agua con estas caracterısticas, masalla de los depositos constrenidos a los primeros metros desde los puntos de surgencia. Para toda suextension encontramos pocos casos, como el del nacimiento del rıo Urederra. Este es producto de laimportante karstificacion del sinclinal colgado que arma la Sierra de Urbasa, con mas de 140 km2

y 300 m de potencia de carbonatos eocenos poco deformados (Bielza, 1969). La precipitacion decarbonato desde el principal manantial del sistema (Garfias Soliz et al., 2010), constituye el mejorexponente de los cursos fluviales calcificantes activos del Orogeno Pirenaico. Tambien destacan losmanantiales de los grandes paramos calcareos de las Loras y Masa, como el de Tubilla del Agua ysu rıo, en el Surco Navarro-Cantabro, donde los pliegues tienen un amplio radio y la estratificaciones prodominantemente subhorizontal (Alonso y Pulgar, 2004). Sin embargo, extensos lapiaces delOrogeno Pirenaico, como los de Valporquero, Sierra de Aramo, Picos de Europa, Itxina, el Karstde Larra, el Manto de Gavarine, las Sierras Interiores Pirenaicas, o el macizo del Turbon, no tie-nen correlato exokarstico en barreras fluviales o grandes plataformas de manantial. Tan solo seencuentran estos depositos en Siresa (Huesca), en areas del Flysch eoceno pirenaico (Garcıa Ruizy Puigdefabregas, 1982) y en el rıo Belabarce, drenando el macizo calizo de Ezcaurre (Navarra),cuyas aguas forman una barrera en un tramo concreto de gran salto topografico. La mayor partede los afloramientos tobaceos de esta cordillera se constrine a pequenas acumulaciones de manan-tial, activos o fosiles, como los conocidos de la ermita de Santa Elena (Biescas, Huesca) o el de laArgenterıa, en el estrecho de Collegats, cerca de Gerri de Sal (Lerida). Estos reducidos depositos siestan ampliamente distribuidos, al igual que en cadenas similares, como los Alpes austriacos, dondeSanders (2011) inventarıa y sistematiza la descripcion de 36 casos de este tipo de tobas de manan-tial. Otro catalogo alpino indirecto de estos depositos aparece en una investigacion biogeografıcade tricopteros especializados en manantiales calcificantes (Engelhardt et al., 2011). En cambio, en

111

LAS TOBAS EN ESPANA

la Cordillera Pirenaica no hay ningun trabajo comprensivo equivalente, aunque se esta realizandoun inventario de las tobas de manantial del Macizo de Cotiella (Anchel Belmonte, en comunicacionpersonal). En suma, la localizacion de los principales rıos calcificantes del Orogeno Pirenaico secorresponde con las areas de mayor espesor de cobertera carbonatica y con menor grado de defor-macion, como es el Dominio Vasco Cantabrico (Alonso et al., 2007). El Macizo Varisco es el queofrece menos afloramientos de rocas carbonaticas, comparado con los demas entornos estructuralesde la Penınsula, lo que explica parcialmente la escasa presencia de toba en sus cinco zonas (de laCantabrica a la Sur Portuguesa). No obstante, un analisis mas detallado muestra la importanciaadicional de los factores estructural y climatico, que condicionan la ausencia de tobas en la Zo-na Cantabrica, a pesar de la abundancia en ella de rocas carbonaticas marinas. Contrariamente,destaca la presencia de tobas en la Zona de Ossa-Morena, donde a pesar de su escasa superficiecaliza, se encuentran manantiales en rocas paleozoicas capaces de precipitar carbonatos hoy en dıay alberga multiples depositos fosiles (Recio et al., 1991; Dıaz del Olmo et al., 1998; Olıas et al.,2002; Lopez y Recio, 2006; Lopez Fernandez, 2007).

Otros contextos geomorfologicos de precipitacion activa de carbonato son las plataformas demanantial colgadas en ladera. Estas formas suelen ser muy llamativas por sus cascadas (Fig. 9.4-C)y su morfologıa plana, que destaca en el perfil de las vertientes. Sus dimensiones son variables, desdeunas centenas de m2 hasta las 100 ha. Resultan muy caracterısticos sus frentes de progradacion,con cortinajes colgantes de musgos calcificados, que van agradando, superponiendose unos a otroshacia el vacıo y formando oquedades bajo estas bovedas petreas, donde abundan los espeleotemas.La mayor parte de los nucleos urbanos historicos emplazados sobre toba, a los que se alude en elcapıtulo de Patrimonio Geologico de esta monografıa, se asientan en este tipo de edificios, aunquemuchos de ellos estan inactivos. Entre los edificios de manantial que merecen una especial mencion seencuentra la “Balsa” de Valdemoro Sierra (Cuenca) (Fig.- 9.5-J), como el ejemplo mejor conservadode Espana. Otros casos son la Cola de Caballo en los Infiernos de Loja (Granada), el Chorrero de laGarita (Chera, Valencia), Les Tosques (Sot de Chera, Valencia), los Chorros de Barchel (Benageber,Valencia), el Puente de San Pedro (Guadalajara), el Salto de la Novia (Navajas, Castellon), el Salt(Alcoy, Alicante), las Tosquetes (Albaida, Valencia), la Cascada de Bodıjar (Jete, Granada), elSalto de la Toba (Yetas, Albacete) y la cascada de Maro (Nerja, Granada), siendo esta ultimaresenable por verter el agua directamente al Mediterraneo.

Los sistemas tobaceos fosiles tienen una mayor representacion que los activos, indicando queen el pasado ha habido condiciones de humedad mas favorables para la formacion de toba en laPenınsula Iberica, de forma paralela a lo que sucede en otros entornos mediterraneos (Nicod, 2000).Se describen a continuacion los cuatro principales contextos geomorfologicos fosiles y sus ejemplosmas relevantes:

A) Los sistemas fluviales y fluviolacustres con barreras, rampas y terrazas fosiles son los mejorestudiados. Un listado sintetico se muestra en la Tabla 9.5.

Los sistemas fluviales con presencia de terrazas fosiles de mayor continuidad se encuentran en elSistema Iberico. Las mayores rampas como cuerpo unitario, de hasta 1 km de longitud, se localizanen los valles con mayor gradiente, destacando las del rıo Anamaza en Devanos (Soria), Ebron enTormon (Teruel) y Segura en Huelga-Utrera (Jaen).

B) En los medios palustres o anegadizos, sin un vaso definido y sistemas de drenaje pocoencajados, el agua cargada en carbonato deposita material poroso, pulverulento, con facies detubos y tallos en capas irregulares, de espesor metrico (Palacios, 1890). Esas facies se intercalancon otras detrıticas y organicas. Se han descrito niveles de tobas en las areas palustres de lasTablas de Daimiel, en Ciudad Real (Valdeolmillos Rodrıguez et al., 2011), el humedal de Cella-Villarquemado en Teruel (Rubio Dobon, 2004), el humedal de Alboraj y Tobarra, en Albacete(Garcıa del Cura et al., 1977; Rodrıguez Pascua et al., 2008) y en las llanuras aluviales de Murielde la Fuente y de la cuenca del rıo Andaluz, en Soria, en la cuenca cenozoica de Almazan (GonzaloSobrino, 2000; Rodrıguez Garcıa, 2008).

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Tabla 9.5: Principales sistemas fluviales y fluviolacustres con barreras y terrazas fosiles en Espana.

Rıo y Cuenca Longitud

(km)

Referencias bibliograficas Provincia y Entorno Estructural

Trabaque, Escabas,

Guadiela, Escabas y

Alcantud (Tajo)

40 Torres et al., 2005; Domınguez-Villar et al., 2011a (Cuenca) Borde de la Rama Castellana de

la Cordillera Iberica con la Cuenca de

Loranca

Alto Tajo 5 Gonzalez Amuchastegui, 1993; Ordonez et al., 1990;

Gonzalez Amuchastegui y Gonzalez, 1993; 1997;

Gonzalez Amuchastegui et al., 1995; Guerrero Domınguez,2000;

Guerrero Domınguez y Gonzalez Martın, 2000;

(Guadalajara) Rama Castellana. Cordillera

Iberica

Gallo (Tajo) 3 Gonzalez Amuchastegui y Gonzalez Martın, 1989

Cifuentes (Tajo) 13 Ordonez et al., 1987; Pedley et al., 2003

(Guadalajara) Cuenca del TajoDulce (Tajo) 4 Gladfelter, 1971

Henares (Tajo) 3 Gladfelter, 1972; Preece, 1991; Benito Calvo et al., 1998

Tajuna (Tajo) 6 Ordonez y Gonzalez, 1979; Ortiz et al., 2009

Cabriel en Villora y

Enguıdanos (Jucar)

4 y 7 En preparacion (Cuenca) Rama Castellana. Cordillera

Iberica

Tuejar (Turia) Martınez Gallego, 1986; 1987 (Valencia) Rama Levantina Cordillera

Iberica

Blanco (Ebro) 13 Agudo et al., 1993; Torres et al., 1995(Soria, Guadalajara y Zaragoza) Rama

Castellana de la Cordillera Iberica y Cuenca

de Almazan

Arroyo de Chaoma

(Ebro)

5 Vazquez-Navarro y Razola, 2011

Piedra (Ebro) 4Vazquez Urbez, 2008; Vazquez Urbez et al., 2011a; 2011b)

Mesa (Ebro) 25

Agreda (Ebro) 6 Vazquez Urbez, 2008 (Soria) Rama Aragonesa, Cordillera Iberica

y Cuenca del EbroAnamaza (Ebro) 10 Arenas Abad et al., 2009; 2010; Vazquez Urbez et al.,

2011b; Luzon et al., 2011

Segura 12 Gonzalez-Ramon et al., 2006; Moral Martos et al., 2010 (Jaen) Prebetico, Cordillera Betica

Sellent (Jucar) 13 En preparacion(Valencia) Sector Levantino, Cordillera

IbericaEbron (Turia) 16 Lozano et al., 2012

Bohilgues (Turia) 4 En preparacion

Arroyo de las Fuentes

de Nerpio (Segura)

2,5 Vazquez-Navarro, 2006 (Albacete) Subbetico Externo.

Alto Guadiana 30 Ordonez et al., 1986a y 2005 (Albacete y Ciudad Real) Campo de

Montiel

Matarrana (Ebro) 2 Martınez-Tudela et al., 1986

(Teruel) Rama Aragonesa, Cordillera

Iberica

Alfambra (Turia) 4 Arlegui et al. 2006; Lafuente Tomas, 2011;

Lafuente Tomas et al., 2011.

Guadalaviar (Turia) 3 Sancho et al., 1997

Jiloca (Ebro) 2 Garcıa Prieto y Cuchı, 1993

Mijares 2 Lozano et al., 1998; 1999; Pena et al., 2000 (Castellon y Teruel) Sector Levantino

Cordillera Iberica

Jardin (Jucar) 8 Garcıa del Cura et al., 1997; Gonzalez Martın et al., 2000a (Albacete) Prebetico, Cordillera Betica

Jucar 20 Fernandez Fernandez, 1996;

Fernandez Fernandez et al., 1996; 2000

(Albacete) Cuenca del Jucar

Frailes 4 Garcıa-Garcıa y Nieto, 2005 (Jaen) Subbetico Cordillera Betica

Puron 1 Gonzalez Amuchastegui et al., 2000;

Gonzalez Amuchastegui y Serrano Canadas, 2005; 2007(Burgos y Alava) Sector Vasco Cantabrico

Orogeno PirenaicoMolinar 1

Inglares 1 Llanos et al., 1998

Cogolls 2 Brusı et al., 1993 (Gerona) Cuenca Surpirenaica Oriental

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LAS TOBAS EN ESPANA

Figura 9.4: Ejemplos de afloramientos de toba activos y fosiles. A: Lobulo estromatolıtico activo y niveles disectadosprevios en las Chorreras de Enguıdanos del rıo Cabriel (Cuenca); B: Arroyo estacional de Cortes de Pallas(Valencia) precipitando activamente carbonato y formando barreras de orden centimetrico C: “Las Toscas”, edificiolateral al rıo Sot de Chera (Valencia) fosil (1) y activo (2); D: Cabecera del Rıo Escabas en Poyatos (Cuenca)formando y erosionando barreras de menos de 0,5 m; E: Sierra de Bascunana disectada por el canon del rıoTrabaque (de izquierda a derecha) en Albalate de las Nogueras (Cuenca) que en su contacto cabalgante con laCuenca de Loranca deposita el sistema de terrazas escalonadas de toba (1-6) mejor conservado de Espana. Estaincluido en el sistema de los rıos Escabas, Guadiela y Alcantud, con los que confluye aguas abajo del area en laimagen.

C) Otro tipo de morfologıa particular generado por aguas no termales son los montıculos domi-cos asociados a manantiales artesianos. Ejemplos de estos se han descrito en la cuenca del lagoaustraliano Eyre (Keppel et al., 2011) y en Espana estan representados por las tobas de Isona, enLerida (Linares et al., 1999, 2010).

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Figura 9.5: Ejemplos de afloramientos de toba activos y fosiles. F: Sistema de terrazas tobaceas del rıo Tuejar(entre lıneas) en Chelva (Valencia), afluente paralelo al canon del rıo Turia (1), que encajado 90 metros pordebajo de la principal terraza del primero le aporta un elevado gradiente. El Tuejar (2) se encaja 35 m sobresu terraza holocena; G: Manto de toba de Casas del Rıo (Valencia) – Casas de Ves (Albacete), colgado 150 msobre el nivel de base en el rıo Cabriel, depositado sobre arcillas triasicas del Keuper y dislocado en su frente porhalocinesis, desciende desde el borde del paramo pliocuaternario de la Manchuela hacia el canon del Cabriel, enun frente de 2,5 km, una longitud de 4 km y salvando un desnivel de 80 m; H: Manto de toba muy diagenetizaday competente que conforma la Muela de San Felices (Soria-La Rioja), colgado 400 m sobre el nivel de base actualdel rıo Alhama; I: Manto tobaceo de El Oro (Valencia) (indicado bajo la flecha) colgado 400 m sobre el rıo Jucar;J: Edificio tobaceo de manantial de Valdemoro Sierra (Cuenca) descendiendo escalonadamente 30 metros hastael rıo Guadazaon.

D) Los “mantos” o plataformas, estan conformados por la coalescencia de manantiales agrupa-dos a lo largo de una lınea de drenaje acuıfero preferencial. Estas morfologıas agradan en potentesalfombras o en amplios lobulos de superficie regularizada y de inclinacion variable; desde subhori-

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LAS TOBAS EN ESPANA

zontal hasta una pendiente de unos pocos grados, que se adapta a la topografıa previa. Se trata deedificios con enorme capacidad constructiva, de grandes dimensiones, independientes del nivel debase local. Esta ultima caracterıstica es muy relevante para interpretar adecuadamente su genesisy evolucion. Al ser poco conocidos, proponemos dos ejemplos comparables: el mayor exponenteplanetario de este tipo de morfologıas, no bien sistematizadas aun en sus parametros geomorfologi-cos, lo constituye el edificio de Antalya (Turquıa), con mas de 600 km2 de extension y 250 m depotencia (Dipova and Doyuran, 2006b; Kosun, 2012). Otro ejemplo notable es el sistema asociado alos manantiales fosiles del Escalon Libio o Sinn el-Kiddab (Cremaschi, 2010), en el oasis de Kharga(Egipto), con 500 km2 de extension total, integrando varias agrupaciones (Smith et al., 2004a).En Espana hay varios correlatos de este tipo de depositos y estan poco o nada estudiados. Losautores hemos identificado numerosos afloramientos ineditos y los hemos integrado con otros quesi estan descritos en la bibliografıa y que son asignables a este tipo de morfologıa. Estimamos quese depositaron al final del Cenozoico y en el Pleistoceno inferior y medio. Los mantos de toba masrelevantes son los de Toras-Bejıs en Castellon, -1600 ha- (Estrela Navarro, 1986); Bunol-Yatova-Macastre (1400 ha) y Navarres-Bolbaite-Chella-Anna, en Valencia (700 ha) (Dupre et al., 1998);Casas del Rıo (560 ha) (Fig. 9.5G) y Cilanco (70 ha), en Cuenca; El Oro, en Cortes de Pallas (450ha) (Fig. 9.5-I) y Cofrentes-Jalance-Jarafuel (350 ha), en Valencia; Rento de los Asturias-Moya (90ha); las Tetas de Viana, en Guadalajara (1 ha); el Paramo de La Llana, en La Rioja (30 ha) (Fig.9.5-H); y los del borde meridional del Campo de Montiel, en Carrizosa, Montiel, Cozar, Almedina yPuebla del Prıncipe, en Ciudad Real. En algunos casos, el origen de la gran concentracion de aguasubterranea, necesaria para su generacion, se debe a dislocaciones tectonicas que fuerzan, a travesde su discontinuidad, la surgencia masiva de agua de los acuıferos a lo largo de estas lıneaciones.Ası acontecen en los depositos miocenos que completan la lista, asociados a la falla de Socovos ylocalizados en Letur, Abejuela, Ferez y Socovos (Albacete, 500 ha.) (Sanchez Gomez et al., 2012).

CONSIDERACIONES FINALES

El analisis de la cartografıa geologica del Plan MAGNA ha mostrado que esta es una fuente deinformacion basica para la revision de gran parte de los sistemas tobaceos cuaternarios de Espana,pero resulta incompleta y no cubre satisfactoriamente los afloramientos anteriores al Pleistocenosuperior. Una revision cartografica, que se encuentra en proceso de elaboracion, lograra aportarmas informacion cuantitativa de estos afloramientos a nivel nacional. La dificultad para simbolizarsinteticamente muchos de los depositos en una cartografıa nacional es la misma para tobas y tra-vertinos que para las morfologıas endokarsticas, debido fundamentalmente a su comun naturalezapuntual y fragmentaria, con extensiones no representables a escalas pequenas. Se hace necesariomejorar la semiotica de representacion cartografica de estos elementos. Los datos aportados de-berıan alentar mas trabajos de sıntesis, que permitan clasificar o sistematizar los afloramientos enfuncion de diversos criterios. No podemos establecer una contextualizacion cuantitativa de las tobasy travertinos de Espana respecto al resto del Planeta porque no disponemos de datos globales a nin-guna escala. Sı se puede afirmar que la Penınsula Iberica presenta gran concentracion de depositostobaceos en una amplia variedad de contextos tectonicos, estructurales, climaticos e hidrologicos.

Respecto a los procesos activos, las lagunas actuales de origen Holoceno, represadas por barre-ras tobaceas y caracterizadas limnologicamente junto a otras lagunas bajo la categorıa “karstica”(Roca et al., 2000), presentan una distribucion marginal y regresiva respecto al registro fosil y noconstituyen los ejemplos mas espectaculares del planeta. Pero son excelentes en su casuıstica yrequieren la maxima proteccion y monitorizacion: como analogos modernos de medios sedimenta-rios fosiles; como archivos paleoclimaticos; y como geosistemas singulares. En este sentido, con lainformacion disponible cabe argumentar que las Lagunas de Ruidera, desde una perspectiva geo-morfologica, merecerıan la categorıa de Parque Nacional por su excepcionalidad a nivel del Estado.El registro sedimentario de las facies lacustres en lagunas activas y monitorizables ha proporcio-nado hasta la fecha series temporales paleoclimaticas de hasta 1500 anos BP en Taravilla (Valero

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et al., 2008a), hasta 3000 anos BP en Somolinos (Curras et al., 2012), hasta 10.000 anos BP enlos Ojos de Villaverde (Carrion et al., 2001) y hasta 60.000 anos BP en Banyoles (Perez Obiol andJulia, 1994; Burjachs y Allue, 2003; Hobig et al., 2012). Se han publicado ademas otros trabajosde reconstruccion paleoclimatica en depositos lacustres fosiles o no funcionales del lago Banyoles(Julia y Suc, 1980), la desecada laguna de Anavieja (Soria) (Luzon et al., 2011), las Lagunas deRuidera, el rıo Jardın y Alcaraz (Albacete) (Taylor et al., 1998; Andrews et al., 2000) y en el rıoTrabaque (Cuenca) (Domınguez Villar et al., 2011a y 2012).

Los tramos de rıos calcificantes estan mas ampliamente repartidos que las lagunas y se distribu-yen de manera mas homogenea, desde el Orogeno Pirenaico al Betico, incluyendo zonas del MacizoVarisco y toda la Cordillera Iberica. En este capıtulo hemos realizado un esfuerzo estimativo delas dimensiones de los tramos incrustantes, pero se requiere de una cartografıa de detalle para suadecuada valoracion y proteccion. Los manantiales calcificantes presentan una distribucion muyamplia. Fueron objeto de proteccion por un programa de la Directiva Habitat de la Union Europea,tratado aquı en el capıtulo de Patrimonio Geologico y en su elaboracion se dimensiono la profundacarencia de informacion necesaria para llevar a cabo el mandato legal de inventario suficientementecomprensivo. No obstante, los datos hidrogeologicos estan disponibles y solo es necesaria mayorcoordinacion de instituciones y especialistas para completar dicha caracterizacion.

Es destacable el area morfoestructural del Sistema Iberico, con gran la profusion de cauces “acti-vos” que precipitan toba, ası como con gran variedad de depositos fosiles, tanto fluviolacustres comode plataforma o manto y de manantial. En general hay una evidente continuidad en la localizacionde las principales areas de drenaje hidrogeologico karstico a lo largo del Plioceno y el Pleistoceno,pero una menor actividad en la precipitacion de carbonatos en la actualidad que en anterioresfases del Cuaternario. Esta actividad calcificante ha sido aun mayor en el Mioceno y el Plioceno, atenor de la extension de este tipo de facies en el registro estratigrafico de las cuencas sedimentariascenozoicas anexas al Sistema Iberico (Ebro, Tajo, Teruel), a pesar de la poca capacidad de preser-vacion de estos depositos. El estilo morfotectonico de la Cordillera Iberica, ofrece condicionantesestructurales y topograficos muy favorables a la formacion de carbonatos exokarsticos. El Campode Montiel tambien parece albergar condiciones optimas para haber favorecido en el pasado, y aunen la actualidad, la precipitacion de carbonatos meteoricos: calizas con poca deformacion, acuıferosde baja transmisividad y gran capacidad inercial, clima mediterraneo continental y bajo gradientetopografico respecto a las depresiones que lo rodean. Contrasta con esta situacion la escasez tanacusada de afloramientos tobaceos del Orogeno Pirenaico: debido a la complejidad tectonica y lagran deformacion asociada, el relieve tiene un amplio gradiente topografico. Sus acuıferos karsticosse encuentran muy fragmentados y tienen alta transmisividad. Similares condiciones tectonicas alas del Orogeno Pirenaico en la Cordillera Betica provocan, no obstante, una respuesta diferenciada,realzando la importancia del clima: en el Prebetico y Subbetico se encuentran comparativamentemuchos mas edificios tobaceos de manantial colgados y buenos ejemplos de terrazas, barreras yrampas activas.

El nivel acuicludo del Triasico Superior de facies “Keuper”, compuesto mayoritariamente porarcillas y limos impermeables, determina la surgencia de agua subterranea que forma tobas ytravertinos. El efecto de ion comun, que el sulfato ejerce sobre carbonato calcico, facilita la preci-pitacion de carbonatos cuando el agua circula sobre afloramientos de este tipo. La mayor parte delos afloramientos de tobas fosiles se localizan en el contacto entre los orogenos alpinos de materialesmesozoicos y las cuencas sedimentarias cenozoicas. Ası, se ubican terrazas fosiles en tramos finalesde los canones que disectan los macizos karsticos del Sistema Iberico mediante un acusado gradienteal nivel de base del Ebro, como es el caso de los rıos Anamaza, Agreda, Mesa, Chaorna, Piedra,Jiloca y Matarrana. Tambien el rıo Tuejar (Fig.- 9.5F) tiene un perfil de elevada pendiente hacia elTuria y el Mijares al Mediterraneo. Los rıos Trabaque (Fig. 9.4E), Escabas, Guadiela y Alcantudabandonan con menor pendiente los canones fluviokarsticos de la Serranıa de Cuenca, para aden-trarse en la Cuenca de Loranca. Tambien el Alto Guadiana se encaja progresiva y suavemente enel Campo de Montiel y el Jucar lo mismo en la Manchuela. Este gradiente condiciona las facies y

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LAS TOBAS EN ESPANA

la geometrıa de las terrazas, barreras y rampas (Vazquez Urbez et al., 2012). Los antiguos grandesmantos y plataformas fosiles y, en general, los mas importantes afloramientos de las cuencas ce-nozoicas, de los que no hay analogos modernos activos, tambien se localizan siguiendo esta logica.En areas proximales se encuentran las tobas de la Muela de Borja y Urrea de Jalon, en la Cuencadel Ebro. En la region levantina, afectada por tectonica distensiva, las plataformas colgadas en laladera descienden al nivel de base del mar con desigual gradiente. Son los casos de Bunol-Yatova yNavarres-Anna en Valencia y Toro-Bejıs-Jerica en Castellon, que se encuentran orlando los lımitesorientales de la Cordillera Iberica en su rama Levantina. Los relieves residuales de las Tetas deViana, como testigo de un gran manto que parece provenir de la Sierra de Altomira, en bordeoccidental de la Rama Castellana de las Cordillera Iberica, plantean un reto interpretativo, ya quela comprension de la paleogeografıa de estos depositos es de mas difıcil alcance.

Para detectar adecuadamente tobas anteriores al Pleistoceno superior hay que considerar lapoca capacidad de preservacion de las facies originales de este tipo de litologıas por multiplesprocesos diageneticos (Wright et al., 1997; Armenteros, 2010), que ha impedido hasta ahora lacorrecta identificacion de multitud de afloramientos antiguos (Pedley, 2009). La gran extension detobas precuaternarias puede arrojar luz sobre la relevancia de la dinamica hidrogeologica en la evo-lucion sedimentaria de las cuencas cenozoicas de antepaıs que bordean la Cordillera Iberica. Para lacomprension de la influencia de estos parametros hidrogeologicos en los procesos y la evolucion enla precipitacion de evaporitas, se han publicado resultados relativos al area de contacto del SistemaIberico con la Cuenca del Ebro (Sanchez et al., 1999). Se requiere seguir la estela de este trabajopara comprender el peso hidrogeologico en los carbonatos continentales de las cuencas cenozoicas,incluyendo los medios sedimentarios tobaceos entre el cortejo de ambientes posibles en su evoluciona gran escala. Tambien es determinante este tipo de depositos en la interpretacion y cronologıa dela transicion del endorreismo al exorreismo de las cuencas cenozoicas continentales, y en la apari-cion de nuevos gradientes topograficos, en virtud de la progresiva propagacion de la onda erosivaoriginada por el encajamiento de la red de drenaje (Gutierrez et al., 2008b; Vazquez Urbez, 2008).Para abordar todo esto se hace necesaria una mayor integracion de esfuerzos entre especialistasen geomorfologıa, hidrogeologıa, sedimentologıa y tectonica. Hay que establecer puentes entre lasunidades morfosedimentarias cuaternarias y el registro sedimentario Mioceno y Plioceno desde unavision integradora.

AGRADECIMIENTOS

Los autores agradecen la colaboracion de Juana Vegas (IGME) y de Anchel Belmonte (Universidad de

Zaragoza), quienes aportaron interesante informacion inedita sobre edificios tobaceos y a Manuela Chamizo

Borreguero (IGME-UCM) por las facilidades para el acceso a la cartografıa geologica. Juan Antonio Gonzalez

Martın y Juana Vegas mejoraron ostensiblemente el texto con sus sugerencias. A David Domınguez Villar

se le agradece su apoyo en el reconocimiento en campo.

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10. LAS TOBAS DE LA CUENCA ALTADEL EBRO

Mª Jose Gonzalez Amuchastegui1 y Enrique Serrano Canadas2

1. Dpto. de Geografıa, Universidad del Paıs Vasco. Avda. Tomas y Valiente s/n, 01006,Vitoria-Gasteiz, Espana. [email protected]. Dpto. de Geografıa, Universidad de Valladolid. Pº Prado de La Magdalena s/n. 47011,Valladolid, Espana. [email protected]

INTRODUCCION

En este capıtulo se analizan las principales formaciones tobaceas que salpican la cuenca alta delEbro desde la localidad de Polientes proxima al nacimiento del rıo hasta que este, tras atravesar elestrechamiento de Conchas de Haro y penetrar en la Depresion del Ebro, recibe las aguas de los rıosque drenan las unidades calcareas de Sierra Cantabria, Montes de Iturrieta, Andıa y Urbasa. Setrata de un area que ocupa la vertiente meridional de la Cordillera Cantabrica y los Montes Vascosen una zona de transicion subatlantica, al sur de la divisoria de aguas cantabrico-mediterranea.

Los edificios tobaceos aparecen salpicando todo este sector de la cuenca (Fig.10.1, Tabla 10.1),asociados unas veces al propio valle del Ebro y las mas numerosas a sus valles afluentes, conformandogeneralmente un importante relleno carbonatado que queda colgado sobre los cauces actuales, yen los que frecuentemente siguen registrandose importantes procesos de precipitacion carbonatada.En otras ocasiones, los depositos aparecen asociados a las surgencias laterales localizadas sobre lasporciones medias y bajas de las laderas de los valles.

Figura 10.1: Localizacion del area de estudio. Los numeros corresponden a los complejos tobaceos (Tabla 10.1).

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LAS TOBAS EN ESPANA

Tienen una representacion importante en la cuenca media-alta del Ebro, sobre todo a partir dela zona de Valderredible, sector en el que el rıo Ebro y sus principales afluentes avenan la coberteramesozoica modelando valles encajados de laderas con fuertes pendientes, que alternan, cuandoafloran los estratos de caliza, con verticales canones calcareos. Si este es el paisaje dominante enla cuenca alta del Ebro, a partir de Valdivielso y Tobalina, el valle se hace mas abierto en clararespuesta a los condicionantes estructurales, adaptandose a los amplios sinclinales que arman estesector. El caracter calizo dominante de los bordes montanosos de estos sinclinales, ha determinadouna intensa karstificacion del conjunto y la genesis de importantes acumulaciones tobaceas, situadasa distintos niveles y de edades diferentes. Existen ademas, otros sistemas tobaceos (Fig. 10.1),asociados fundamentalmente a los afluentes de la margen izquierda del Ebro, que drenan todo elconjunto de sierras calcareas que cierran por el norte la Depresion del Ebro: rıos Bayas, Izki, Ayuday Ega.

La zona fue descrita por Ortega Valcarcel (1974), Gonzalez Pellejero (1986) y Garcıa Fernandez(1992), quienes analizaron prioritariamente las formas estructurales y de modelado fluvial. Lasprimeras referencias a las tobas figuran en Ortega Valcarcel (1974), que cita los edificios tobaceossituados en las proximidades de la localidad de Frıas; en Gonzalez Pellejero (1986), que se refierea las localizadas en la zona proxima a la confluencia de los rıos Rudron y Ebro; en GonzalezAmuchastegui (1993) sobre los complejos de los rıos Puron y Ayuda, y las referidas a las tobas delrıo Inglares (Llanos et al, 1998). Con posterioridad se inicio el estudio de la evolucion ambientalcuaternaria de la cuenca alta del Ebro, en un intento de sıntesis regional que conecte los ambientescontrastados de la alta montana y el fondo de valle, que incluyo mapas geomorfologicos del entornode las tobas, analisis morfoestratigraficos, levantamientos litoestratigraficos y de facies y dataciones(Gonzalez Amuchastegui y Serrano, 1996, 2005, 2007, 2010 y 2013; Gonzalez Amuchastegui et al.,2000). Finalmente, se han realizado dataciones y estudios paleobotanicos (Garcıa Amorenea, 2011,Carrion et al., 2012, Gonzalez Pellejero et al., 2012), ası como estudios de evaluacion de las tobascomo Lugares de Interes Geomorfologico (Serrano et al., 2009; Gonzalez Amuchastegui y Serrano,2011, 2013).

Tabla 10.1. Principales complejos tobaceos del Alto Ebro

Nº NombreLocalizacion

Altitud Tipo1 Morfologıa2 Cronologia3Dinamica Valor

Coordenadas Provincia actual4 LIG5

1 El Tobazo 42°49’20” N

3°49’33” W

Cantabria 690-810 Ladera Simple R. Holoceno SI A

2 Orbaneja 42°50’0” N

3°47’35” W

Burgos 680-750 Ladera Simple A. Atlantico SI MA

3 Rudon 42°46’26” N

3°46’5” W

Burgos 650-680 F. valle Compleja R. Holoceno SI M

4 Valdelateja 42°46’25” N

3°46’13” W

Burgos 660-680 F. valle Compleja R. Holoceno NO A

5 Sedano 42°42’38”N

3°44’15” W

Burgos 700-800 F. valle ComplejaA. Atlantico-

SubborealSI A

6 La Tobaza 42°43’12”N

3°44’15” W

Burgos 750-790 Ladera Simple R. Holoceno NO A

7Tobazo de

Tubilleja42°51’ 2”N

3°42’45”W

Burgos 620-660 Ladera Simple R. Holoceno NO B

8 Tubilla 42°42’35”N

3°48’18”W

Burgos 710-820 F. valle

Ladera

ComplejaA. Pleistoceno

HolocenoSI MA

9 Toba 42°49’19”N

3°43’53 W

Burgos ˜600-

630

Ladera Simple R. Holoceno – B

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10. LAS TOBAS DE LA CUENCA ALTA DEL EBRO

10 Horadada 42°47’17”N

3°24’56”W

Burgos 550-590 Ladera Simple R. Holoceno – B

11 Puron 42°50’2”N

3°13’47 W

Burgos 580-730 F. valle Compleja A. Atlantico SI MA

12 Frias 42°45’45”N

3°17’39 W

Burgos 560-600 F. valle Simple A. Pleistoceno NO MA

13 Molinar 42°44’52”N

3°18’26 W

Burgos 580-620 F. valle Compleja A. Atlantico SI M

14Cuenca de

Miranda42°37’53”N

2°51’49” W

Alava-

Burgos

640-680 Ladera Simple R. Holoceno NO B

15 Bayas 42°48’40”N

2°54’33”W

Alava 550-510 F. valle

Ladera

Compleja R. Holoceno – M

16 Ayuda 42°44’51”N

2°35’49” W

Alava 760-700 F. valle

Ladera

Compleja R. Holoceno SI A

17 Inglares 42°39’ 7”N

2°46’38”W

Alava 710-540 F. valle ComplejaA. Pleistoceno

HolocenoSI M

18 Izki 42°41’39”N

2°26’1” W

Alava 680-660 F. valle Compleja R. Holoceno – B

19 Berron 42°46’41”N

2°29’53” W

Alava 790-770 Ladera Simple R. Holoceno SI B

20 Sabando 42°42’54”N

2°24’3” W

Alava 715-680 F. valle ComplejaR. Pleistoceno

HolocenoSI A

21 Ega 42°37’49”N

2°28’3” W

Alava-

Navarra

650-680 F. valle Compleja R. Holoceno – A

22 Urederra 42°47’30”N

2°8’3” W

Navarra 620-680 F. Valle

Ladera

ComplejaR. Pleistoceno

HolocenoSI MA

1, Ladera/Fondo de valle 2, Simple/Compleja 3, A, Absoluta/R, Relativa 4, SI/NO 5, Muy Alto. Alto. Medio. Bajo.

Muy Bajo.

1. EDIFICIOS TOBACEOS DE LADERA Y FONDO DE VALLE EN EL

SECTOR CANONES DE EBRO-RUDRON-SEDANO

La zona comprende los canones del Ebro desde Valderredible a Zamanzas, la cuenca del Rudrony su afluente el Moradillo (42º57Ń-42º42Ń/3º58É-3º38É), y constituye un conjunto de hocesy canones inscritos en amplias parameras extensas en unas ocasiones y de reducidas dimensionesen las porciones mas altas. Los valles del Ebro y del Rudron configuran profundos valles encajadosentre 100 y 200 metros sobre las citadas parameras (Fig. 10.2). La estructura geologica, la accionfluvial y la karstificacion son las responsables de la morfologıa de esta zona (Ortega Valcarcel, 1974,Gonzalez Pellejero, 1986; Garcıa Fernandez, 1992). Se trata de un relieve plegado de coberteradonde alternan amplios sinclinales (La Lora, Sedano y Bricia) y apretados anticlinales (anticlinal ycombe de Huidobro) dominados por las calizas y margas cretacicas. El relieve morfoestructural esresponsable de las amplias plataformas estructurales ubicadas en torno a 1000-1100 m de altitudque en las crestas estructurales llegan a alcanzar los 1260 m. La elaboracion de una superficie deerosion que arrasa las superficies mas altas otorga una marcada planitud a toda el area.

La paulatina incision del rıo Ebro y sus afluentes, Rudron y Moradillo, ha generado una sucesionde hoces y canones cuyas direcciones se adaptan a las principales lıneas estructurales. Este enca-jamiento se inicio a finales del Terciario y genero desniveles de 600-700 m. La dominante calcareade las parameras favorece el desarrollo de la karstificacion y la presencia de numerosas morfologıas

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LAS TOBAS EN ESPANA

karsticas como dolinas, lapiaces y simas a partir de los cuales se ha producido la infiltracion delas aguas que afloran en el contacto entre las calizas y las margas en manantiales situados a me-dia ladera. Sin embargo, y como consecuencia de la importante karstificacion, las fases de incisionfluvial alternaron con otras de relleno tobaceo que han dejado terrazas tobaceas colgadas a dis-tintos niveles sobre los cauces de los rıos Rudron, Moradillo y Ebro (Fig. 10.3). La componentelitoestratigrafica es la responsable de la existencia de fuentes vauclusianas (Pozo Azul, Fuentes deTubilla) o de gravedad (Orbaneja, Rudron) que alimentan a los rıos principales y asociadas a estasultimas se desarrollan los principales conjuntos tobaceos de los rıos Ebro, Sedano y Rudron. Losedificios tobaceos de este sector del Ebro presentan, pues, dos emplazamientos geomorfologicos biendiferenciados, conjuntos tobaceos de ladera y de fondo de valle.

Figura 10.2: Canones del Ebro en el sector de la confluencia con el Rudron.

Figura 10.3: Localizacionde los principales depositostobaceos del Alto Ebro-Rudron. 1. El Tobazo deVillaescusa. 2. Orbanejadel Castillo. 3. Rudron-Valdelateja. 4. El Tobazode Tubilleja. 5. Terrazasde Sedano. 6. Sedano-LosLagos. 7. La Tobaza. 8.Tubilla del Agua.

1.1. EDIFICIOS TOBACEOS DE LADERA

Se trata de acumulaciones asociadas a las surgencias que drenan los macizos karsticos y que seubican en las laderas de los valles y canones a partir de los contactos entre las calizas y las margas.

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Presentan fuertes desniveles y escaso desarrollo, con edificios simples, donde morfoestratigrafica-mente no es posible distinguir diferentes fases de construccion. Se inscriben dentro del tipo de losdepositos tobaceos autoctonos (Pentecost and Viles, 1994; Pentecost, 2005). Ocupan las laderas delos valles de Moradillo, Ebro y Rudron, con una amplia variedad de tamanos, si bien se caracteri-zan todas ellas por la planitud somital y las fuertes pendientes de sus frentes, con morfologıas encascada.

1.1.1. ORBANEJA DEL CASTILLO

En un encajado meandro fluvial del Ebro en cuya parte superior destacan las formas ruiniformesde origen karstico, se desarrolla un edificio tobaceo de cascada, que enlaza la fuente principal, laCueva del Agua, con el fondo del valle (Fig. 10.4). El manantial se localiza en el contacto entrelas calizas masivas y dolomıas de edad Turonense-Coniacense, y las margas grises del Turonenseinferior, a partir del cual se ha generado un edificio en cascada de 190 m de largo por mas de 650 m deancho y 80 m de desnivel y en el que los procesos de precipitacion carbonatada permanecen activos(Fig. 10.5). Morfologicamente conforma un rellano sobre el que se han desarrollado historicamentedistintas actividades protoindustriales ligadas a los molinos hidraulicos, ası como el asentamientodel nucleo de poblacion. El resultado es un paraje de gran valor que justifica su calificacion comolugar geomorfologico sobresaliente (Serrano et al., 2009), que complementa su designacion comoConjunto Historico Artıstico (BOE, 18/08/1993).

Figura 10.4: Edificios tobaceos de Orbaneja del Castillo y La Tobaza (Sedano).

1.1.2. EL TOBAZO

En el inicio de los canones del Ebro, a la salida del valle de Valderredible, se localiza unasurgencia karstica que drena el paramo de la Lora y al que se asocia un edificio tobaceo que enlaza,en un salto de 120 m de desnivel la fuente principal, ubicada a 827 m, en el contacto entre las calizasmasivas y dolomıas de edad Turonense-Coniacense, y las margas grises del Turonense inferior. Eledificio, conocido como el Tobazo, presenta una culminacion aplanada y un desarrollo escalonadode 410 m de longitud y 310 m de ancho, en el que se aprecian facies estromatolıticas y laminadasjunto a facies briofıticas, todas ellas en cascada, hasta el fondo de valle. El Tobazo constituye unedificio activo, muy intervenido por la accion humana (embalse, canalizacion de las aguas, antiguaexplotacion hidroelectrica), pero donde aun los procesos de precipitacion carbonatada son activos.

123

LAS TOBAS EN ESPANA

Figura 10.5: Sistema de barrera activo en la base del edificio tobaceo de fuente de Orbaneja del Castillo. Se apreciala plena funcionalidad del proceso y los diferentes tipos de facies en formacion.

1.1.3. OTRAS FORMACIONES

En las laderas del Rudron, Ebro y Moradillo, por debajo del contacto entre las calizas y lasmargas, se suceden pequenos edificios de fuente con facies estromatolıticas, en cascada, que sonplenamente funcionales. Se caracterizan por la mencionada culminacion plana y las escarpadasladeras por donde circula el agua, con depositos lobulados y bloques desprendidos a sus pies.

1.2. EDIFICIOS TOBACEOS DE FONDO DE VALLE

Los edificios de fondo de valle constituyen el relleno de amplios sectores de los valles de los rıosRudron y Moradillo (Fig. 10.3) y poseen diferentes morfologıas asociadas (terrazas calcarenıticas,edificios de retencion, cascada, tobas lacustres) con una tipologıa variada, constituidas tanto pordepositos tobaceos autoctonos como aloctonos, destacando los edificios de barrera y retencion quese prolongan aguas arriba en importantes rellenos calcarenıticos. Presentan edificios diferenciadosmorfoestratigraficamente que, ahora sı, permiten definir fases geneticas en la construccion de lastobas.

1.2.1. EDIFICIOS DE BARRERA

1.2.1.1. SEDANO-LOS LAGOSEn el valle del rıo Moradillo, aguas arriba de Sedano, en el barrio de los Lagos, se localiza uncomplejo tobaceo formado por dos edificios de barrera (Figs. 10.6A y 10.7). Actualmente estosedificios han perdido su funcionalidad, de modo que el rıo se ha encajado y el drenaje se realizamediante una cascada tobacea funcional que queda inmediatamente por debajo y en la que seaprecian procesos activos de precipitacion carbonatada. Ambos edificios de cascada, cuyos techosse situan a +10 y +3 m respectivamente, presentan un importante desarrollo superficial a amboslados del cauce actual del rıo Moradillo con su frente incidido por el cauce. Un hecho importante adestacar es que el edificio de cascada cuyo techo se dispone a 3-6 m fosiliza un deposito coluvionarde derrubios ordenados de ladera atribuido al Pleistoceno reciente (Fig. 10.8).

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Figura 10.6: Esquemas geomorfologicos de Sedano (A) y Molinar-Frıas (B)

1.2.1.2. TUBILLA DEL AGUAComplejo tobaceo asociado a la presencia de una surgencia, la Fuentona, situada en el contactoentre las calizas y las margas en el que conviven formas heredadas y funcionales inscritas en unvalle fluvial colgado sobre la Hoz del Rudron (Fig. 10.9A). Se trata de un edificio escalonado, cuyodesarrollo, 2,3 km, y magnitud define a este conjunto como un tipo mixto de transicion entre losedificios de cascada asociados a las laderas y los edificios de retencion parcial de fondo de valle. Des-crito someramente (Gonzalez Pellejero, 1986) como un sistema de terrazas escalonado, asociado adiferentes fuentes, una revision posterior (Gonzalez Amuchastegui y Serrano, 2005 y 2013) relacionalas formas tobaceas con tres episodios de construccion carbonatada. El estudio morfoestratigrafico

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LAS TOBAS EN ESPANA

de este conjunto ha permitido diferenciar niveles biogenicos con facies de musgos, oncolitos, faciesde tallos, alternantes con calcarenitas y distintas facies detrıticas (Fig. 10.9B).

Figura 10.7: Perfiles litoestratigraficos del edificio medio (barrera 2) de Sedano-Los Lagos

El edificio superior conforma un nivel colgado 55 m sobre el Rudron que concluye en una granformacion de cascada de 20 m de espesor; reposa sobre un deposito de terraza fluvial asociado a lapaleodinamica del rıo Rudron sobre el que queda colgado a 43 m (Figs. 10.10 y 10.11). En el frentese aprecian con nitidez facies de tallos y estromatolıticas asociadas al salto de la cascada, mientrasque hacia el interior, erosionado en su mayor parte y conservado solo en sus margenes, dominan losniveles de relleno calcarenıtico, con facies de corriente intercaladas. El edificio medio es el que masdesarrollo superficial presenta; esta compuesto por un conjunto de niveles escalonados que enlazanel techo del edificio con el fondo del valle, mediante una secuencia de cascadas tobaceas y rellanoscalcarenıticos. El edificio mas joven conforma un complejo activo, inscrito en el edificio medio, yen el que las aguas procedentes de las surgencias generan una sucesion de cascadas y remansos conplena funcionalidad.

1.2.1.3. RUDRON-VALDELATEJALa confluencia del rıo Rudron con el Ebro, se resuelve mediante una serie de edificios tobaceosarticulados por un sistema de cascadas y rellanos que concluyen en el rıo principal. Se diferenciantres niveles: el superior que queda colgado 20 m sobre el cauce actual; el segundo a 10 m, tambieninactivo, y el tercer edificio enlaza mediante un desnivel menor con las aguas del Ebro. En totalel complejo tobaceo ocupa una extension que supera los 2 km a lo largo del fondo del valle, alcan-zando una anchura maxima de 130 m, y superando un desnivel de 120 m. Este desnivel, asimiladoa una pendiente media de 1,1° (5,5 %), implica que el valle del Rudron quedo colgado respectoal del Ebro, propiciando la existencia de rapidos y la precipitacion de carbonatos que pudieronestar relacionados con la existencia de un gran deslizamiento de ladera (Gonzalez Pellejero, 1986),consecuencia del cual, la circulacion en el cauce pudo quedar parcialmente retenida, todo lo cual

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genero las condiciones necesarias para el inicio de los procesos de precipitacion tobacea sobre lasmargas grises del Turonense inferior.

Figura 10.8: Perfil litoestratigrafico del edificio tobaceo medio (barrera 2) de Sedano-Los Lagos. Pft, Phytohermtufa. Dm, diamicton masivo. Ds, Derrubios estratificados.

1.2.2. EDIFICIOS CALCARENITICOS

Constituyen rellenos detrıticos localizados en los fondos de los valles y originados por la des-truccion parcial de los edificios tobaceos situados aguas arriba. El analisis estratigrafico de estasformaciones muestra un medio con sedimentacion tobacea discontinua e irregular, en la que alternanperıodos de sedimentacion de limos y restos tobaceos detrıticos con facies asociadas a aguas tran-quilas, episodios biogenicos y facies de encharcamiento con presencia de materia organica. Destacala terraza tobacea de Sedano (Fig. 10.6A y 10.12) que ocupa el fondo del valle a lo largo de 2 km,con una anchura de 230 m, y en la actualidad esta incidida por el rıo. Presenta incisiones de losvalles laterales y sobre su superficie reposan conos de deyeccion que retocan su morfologıa aplanada.En las proximidades de Sedano, la terraza presenta dos niveles separados por una pequena cascadatobacea.

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LAS TOBAS EN ESPANA

Figura 10.9: Tubilla delAgua. A, Esquema geo-morfologico. B, Perfilgeomorfologico.

Figura 10.10: Panoramicas del complejo tobaceo de Tubilla del Agua e interpretacion de su estructura en laporcion norte (A) y sur (B). Tb1, Edificio superior, Pleistoceno. Tb2, Edificio medio, Holoceno.

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Figura 10.11: Perfilidealizado y columnaslitoestratigraficas deledificio tobaceo supe-rior. Pft, Phytohermtufa. Cot, Cyanolithoncoidal tufa. Ict,intraclast tufa. Dm,diamicton masivo. Gs,Gravas estratificadas.F, finos.

Figura 10.12: Corte y perfil litoestratigrafico de la te-rraza calcarenıtica de Sedano.

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LAS TOBAS EN ESPANA

1.3. LA EDAD DE LOS EDIFICIOS TOBACEOS

El conjunto de tobas del Ebro medio muestra una genesis reciente (Gonzalez Amuchasteguiy Serrano, 2010 y 2012). En varios casos (Tubilla y Sedano), los edificios tobaceos reposan sobredepositos fluviales adscritos al Cuaternario y en Sedano sobre depositos de tipo frıo pertenecientesal Pleistoceno reciente. En la actualidad existen diversas dataciones en este edifico (Tabla 10.2).

Tabla 10.2: Dataciones realizadas en el Alto Ebro

Numero

Muestra

Complejo

Tobaceo

Posicion

EdificioFacies1 Cronologia

C14 a BP 2 σv cal a BP2 OSL U/Th

GrA-380173 Tubilla 1 Medio M.O. 3950±35 4290-4450

GrA-380593 Tubilla 4 Superior M.O. 24620±120 29120-29910

GrA-3802933 Tubilla 7 Superior M.O. 22410±100 26570-27760

TUAG.BU.014 - Medio CaCO3 2650±40 2730-2850

TUAG.P4 – Inferior CaCO3 1570±40 1370–1540

TUB15 Tubilla Inferior CaCO3 21200+170

TUB25 Tubilla Superior CaCO3 1950+290

TUB35 Tubilla Inferior Detrıtico 6488+631

TUB35 Tubilla Inferior CaCO3 4340+390

TUB45 Tubilla Medio CaCO3 5520+670

Beta-2712443 SedanoCM2 Medio M.O. 4840±30 5580-5620

Beta-2712453 SedanoEM3 Medio M.O. 4780±30 5470-5590

Beta-2712463 SedanoHM4 Medio At M.O. 3950±20 4380-4440

ORBA15 Orbaneja – CaCO3 4500+700

1. M.O. Materia organica. 2. Calibracion realizada con la aplicacion Intcal09.14c Uso de 2 sigma y mas elevada

probabilidad de area relativa (Reimer et al., 2009). 3. Gonzalez Amuchastegui et al, 2010. 4. Garcıa Amorena et al.,

2011. 5. Gonzalez Pellejero et al., 2012.

En Tubilla del Agua, las dataciones de los edificios superior y medio senalan una genesis enepocas separadas: el edificio superior presenta una edad entre 26,5-27,7 cal ka BP y 29,1-29,9 cal kaBP. Este edificio se generarıa durante el Pleistoceno reciente (MIS-2), inmediatamente anterior alos derrubios ordenados que modelan las laderas de los valles estudiados. El edificio 2 ha sido datadoen 4,2-4,4 cal ka BP (Gonzalez Amuchastegui y Serrano, 2010 y 2012), y 2,7-2,8 cal ka BP (GarcıaAmorena et al., 2011), lo que situa este edificio en el Holoceno reciente (Subboreal). Una ultimadatacion de 1,37-1,54 cal ka BP ha sido efectuada en el edificio tobaceo inferior de Tubilla del Agua(Garcıa Amorena et al., 2011; Carrion et al., 2012). Dataciones recientes mediante otros metodosde datacion (Gonzalez Pellejero et al., 2012) situan tambien la genesis principal de las tobas deTubilla entre el Atlantico final y Subborreal (Tabla 10.2), confirmando esta genesis, aunque sindiferenciar entre los distintos edificios del complejo tobaceo.

En Sedano, la terraza calcarenıtica muestra una edad de 5,5-5,6 cal ka BP y 4,3-4,4 cal. ka BP,coetanea del edifico medio de Tubilla (Gonzalez Amuchastegui y Serrano, 2012), coincidiendo conuna fase de construccion holocena, concretamente en el final del Atlantico y del Subboreal.

2. LOS EDIFICIOS TOBACEOS DEL VALLE DE TOBALINA: RIOS PURONY MOLINAR

El valle de Tobalina se ubica en las Montanas de Burgos, espacio dominado por los relieves ple-gados conformes y constituidos por una sucesion de amplios sinclinales de gran radio —sinclinal deVillarcayo, sinclinal de Valdivielso, Ranera— y apretados anticlinales generados por una tectonicaeyectiva. Los sinclinales constituyen relieves negativos concordantes, como el citado de Villarcayo

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en el que se situa la depresion de Tobalina. Los anticlinales conforman relieves positivos que sirvenpara enmarcar la depresion —Humion, Valderejo— o para configurar estrechos promontorios comoel de La Llana o Gargalon, que con frecuencia son cortados por angostos valles labrados por losafluentes del Ebro; tales son los casos de las cluses de Montejo, Molinar y el rıo Puron (Fig. 10.13).Litologicamente dominan las areniscas, margas y calizas del Cretacico superior y las areniscas, mar-gas y conglomerados terciarios, dispuestos en bandas de direccion preferente WNW-ESE de maneraalternante, lo que ha favorecido el desarrollo de microcuestas en areniscas con pasillos ortoclinales—son los llamados callejones—, que constituyen uno de los elementos mas caracterısticos del valle.

En este contexto de relieves plegados conformes, destacan las formas de modelado vinculadasgeneticamente a la accion de la red fluvial y fundamentalmente al Ebro, que ha sido el principalagente morfogenetico del area (Ortega, 1974). Estas morfologıas constituyen la respuesta a una largaevolucion ambiental cuaternaria en la que han alternado fases de acumulacion y erosion, concretadasen la presencia de dos generaciones de glacis, tres niveles de terrazas fluviales, depositos de laderade caracter frıo, un conjunto de conos de deyeccion y fluviotorrenciales y varias generaciones deacumulaciones tobaceas (Gonzalez Amuchastegui y Serrano, 1996 y 2005).

Figura 10.13: Porcion oriental del valle de Tobalina (foto: Askoa Ibisate). Cierre periclinal del sinclinal de Villar-cayo. G, Glacis. T, terrazas fluviales del Ebro y Puron.

La gran extension de los roquedos calcareos explica la importancia de su intensa karstificacion,la genesis de las acumulaciones tobaceas situadas a distintas alturas sobre los cauces y de edadesdiferentes, y los rellenos tobaceos y calcarenıticos de los fondos de valle de los principales afluentesdel Ebro, entre los que destacan los rıos Puron y Molinar (Gonzalez Amuchastegui y Serrano, 1996,2005 y 2007; Gonzalez Amuchastegui et al., 2000). Estas acumulaciones presentan una tipologıavariada, asociada nuevamente a dos contextos geomorfologicos, el de los depositos tobaceos deladera, que apenas tienen representacion, y los de fondo de valle. Predominan por tanto los sistemastobaceos asociados a los fondos de valle, incididos en fases posteriores para formar replanos tobaceoscolgados a distintas alturas sobre los cauces actuales. Son el principal relleno sedimentario, conespesores que superan los 25 m, siempre mayores en el valle del rıo Puron que en el del Molinar.Son edificios de barrera que cerraban parcialmente el valle y cuya genesis se vincula a la presenciade pequenas rupturas de pendiente en el perfil longitudinal del rıo, que facilitaron los procesosde precipitacion carbonatada de origen fısico-quımico por desgasificacion de las aguas, ası comolos procesos de precipitacion asociados a la importante colonizacion de algas, musgos y bacteriasque se da en estos puntos aprovechando las condiciones excepcionales de oxigenacion y maximaluminosidad.

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LAS TOBAS EN ESPANA

2.1. COMPLEJO TOBACEO DEL RIO PURON

El rıo Puron nace en la sierra de Arcena, flanco meridional del anticlinal del mismo nombreformado por calizas y margas del Cretacico superior que conforma el borde montanoso septentrionaldel Valle de Tobalina. Atraviesa el flanco con un trazado zigzagueante que se adapta a la sucesionde capas de naturaleza margosa y caliza que arman la estructura, alternando angostas gargantasy valles amplios debido a la sucesion de pasillos margosos ortoclinales. Las estrechas gargantas setraducen frecuentemente en pequenas rupturas de pendiente que sirven de base para la genesisde los edificios tobaceos de barrera. Estos se resuelven mediante grandes cascadas tobaceas hoydesconectadas de la circulacion actual del rıo. Se trata por tanto de depositos tobaceos autoctonosen cuya estratigrafıa pueden apreciarse facies biogenicas, de musgos y tallos prioritariamente, quealternan con otras de caracter detrıtico, y reflejan las condiciones paleohidrodinamicas en las quese genero el edificio. Las construcciones tobaceas de este sector llegan a alcanzar espesores quesuperan los 20 m de desnivel desde sus techos hasta el fondo de valle actual (Fig. 10.14).

Figura 10.14: Edificio tobaceo del rıo Puron en elsector central del valle y vista del corte. Tp, To-ba biogenica. Ic, Toba intraclastica. Icf, Toba in-traclastica fina. S, suelo. Fs, sedimento fluviales,finos. D, derrubios estratificados. Gms, sedimentosfluviales, gravas masivas, estratificadas.

Aguas arriba de las barreras tobaceas vinculadas a la retencion de las aguas se produjo unimportante relleno calcarenıtico consecuencia de la destruccion de edificios tobaceos situados masarriba. Las columnas estratigraficas han permitido reconocer junto a las facies detrıticas carbona-tadas, unas veces formadas por finos limos carbonatados y otras por clastos tobaceos de mayortamano, niveles biogenicos, ası como otros detrıticos de origen coluvionar (Fig. 10.15).

En el valle del Puron se ha detectado una unica generacion de construcciones tobaceas, apoyadasen algunos de los tramos del valle sobre depositos estratificados asociados al ultimo episodio defrıo intenso Pleistoceno. Las tobas del Puron constituyen por tanto el deposito correlativo a laintensa karstificacion ocurrida en el Holoceno en este sector de la cuenca del Ebro. Actualmenteestos edificios han sufrido una fuerte incision, aunque en el valle se constatan procesos activos deprecipitacion tobacea.

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Figura 10.15: Columna litoestratigrafica y perfil del edificio tobaceo del rıo Puron en el sector La Escalera. Tp,Toba biogenica. Ic, Toba intraclastica. Icf, Toba intraclastica fina. Icp, Toba intraclastica, phytoherms.

2.2. LOS EDIFICIOS TOBACEOS DE FRIAS-TOBALINA

En las proximidades de la desembocadura del Molinar en el Ebro (Fig. 10.6B) se ha generadoun conjunto de acumulaciones tobaceas correspondientes a distintas fases de relleno (Ortega, 1974;Gonzalez Amuchastegui y Serrano, 1996, 2005), entre las que se han intercalado etapas de incision;en todas ellas han jugado un importante papel los factores ambientales combinados con los cambiossufridos por el curso del Ebro.

Los edificios altos conforman niveles muy antiguos y morfologicamente constituyen dos replanossituados a media ladera, proximos a la localidad de Frıas y colgados aproximadamente 140 m sobreel fondo de valle actual (Tf1 en Fig. 10.16). Forman las cumbres de un cerro en el que destacan dosescarpes tobaceos de unos 10 m, hoy completamente desconectadas de la topografıa a partir de laque se generaron.

Figura 10.16: Vista del Valle de Tobalina en el sector de Frıas. Tf1, Nivel superior de tobas. Tf, Toba de Frıas. T0,deposito fluvial sobre el que reposa la toba de Frıas. T-II, terraza fluvial II del Ebro.G-I, nivel de glacis superior.G-II, nivel de glacis medio.

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LAS TOBAS EN ESPANA

El gran edificio tobaceo sobre el que se asienta la localidad de Frıas corresponde a una segundageneracion. Se trata de un conjunto que supera los 20 m de potencia, ocupado por el casco historicode Frıas, con una longitud maxima de 270 m, y 1,6 Has de superficie, muy karstificado e intensamenteocupado y modificado por la actividad humana. El edificio reposa sobre un deposito fluvial colgadosobre el Ebro +30 m, no representado en el sistema de terrazas del valle de Tobalina, que estaconstituido por tres niveles situados a cota mas baja (Fig. 10.17A). La genesis del edificio tobaceose asocia al paleocauce del rıo Molinar apoyado sobre un deposito detrıtico de origen fluvial yen cuya estratigrafıa pueden reconocerse distintas formaciones de cascada y facies de musgos ytallos (Fig. 10.17B). El edificio presenta un conjunto de facies en cascada en la porcion proximaal nacimiento del mismo, que arman la porcion elevada de la Torre Sur, y senala la desconexionde este edificio con el fondo de valle procedente del paleoMolinar que generaba la cascada, hoydesaparecido. Hacia la porcion distal pasan a facies en cascada subverticales y subhorizontales(Fig. 10.18).

Figura 10.17: Perfiles interpretados del valle de Tobalina (Ebro) en el sector de Frıas (A) y del edificio tobaceo deFrıas (B). Tf, Toba de Frıas. T0, deposito fluvial sobre el que reposa la toba de Frıas. T, terrazas fluviales, T-1,terraza superior, T-2, terraza intermedia, T-3, terraza inferior. S, sustrato.

2.3. COMPLEJO TOBACEO DEL RIO MOLINAR

El rıo Molinar nace en la vertiente septentrional de los Montes Obarenes, al pie de la sierra deCubilla y drena el frente montanoso que cierra por el sur el Valle de Tobalina, en el que desagua trasatravesar un conjunto de alineaciones calcareas mesozoicas, los pliegues de San Vicente-Valdemoro,a los que corta perpendicularmente conformando una cluse en la que se alojan las acumulacionestobaceas (Figura 10.6B).

El valle presenta un relleno tobaceo de una potencia visible de 8-10 m., sin que se aprecie elcontacto con el sustrato y limitado en su desarrollo por la estrecha morfologıa del valle. El analisisde las columnas estratigraficas permite reconstruir su genesis, vinculada a un lecho fluvial en elque la existencia de pequenos saltos de agua constituyeron el germen de unos edificios de barreratipologicamente mal definidos con un predominio de las formaciones aloctonas, de destruccion deedificios situados aguas arriba, alternando con facies de cascada y biogenicas que senalan unadinamica hıdrica compleja de pequenos saltos de agua. El analisis estratigrafico muestra ademas,la intercalacion de pequenos niveles de materia organica, restos de carbon y niveles detrıticos,representados por paleocanales de reducidas dimensiones con gravas fluviales (Fig. 10.19). De nuevo,

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Figura 10.18: Detalles de las faciesde la toba de Frıas. A, Facies decascada verticales en la porcion pro-ximal. B, Karstificacion y facies decascada verticales en la porcion me-dia. C, Facies de cascada verticalesen la porcion proximal, bajo la mu-ralla. D, facies de cascada subverti-cales en la porcion media.

la existencia de lechos compuestos por material detrıtico procedente de las laderas, senala que laprecipitacion carbonatada no fue un proceso continuo en este valle, sino que se vio interrumpidoen distintos momentos por la llegada de material procedente de la ladera.

Figura 10.19: Columnas litoestratigraficas del edificio de Tobera (valle del Molinar). Tp, toba biogenica Ic, tobaintraclastica. Icf, toba intraclastica fina. S, suelos. F, sedimentos fluviales, finos. Ds, derrubios estratificados. 1 y2, puntos muestreados para datacion.

2.4. LA EDAD DE LOS DEPOSITOS

Se han definido tres etapas de sedimentacion tobacea en el valle de Tobalina, las dos masantiguas tienen una edad Pleistocena; la primera se situa a unos 140 m sobre el nivel de base actualy no existen dataciones. La datacion del edificio de Frıas senala una edad de edad de 160 ka (Tabla10.3) y se situarıa en el MIS-5. La tercera generacion es de edad Holocena (MIS-1). Si en el Puronla edad senalada por las dataciones se extiende entre los 10 ka y los 5,6 ka, comprendiendo unaamplia porcion del Holoceno, en el Molinar se origino entre 7,6 ka y 5,6 ka BP, mostrando unasincronıa en la genesis de las tobas durante gran parte del Holoceno centrada entre los 10 ka y los5,2 ka BP, lo que supuso el relleno tobaceo de un gran numero de afluentes del Ebro que viertenen este sector sus aguas al rıo principal.

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LAS TOBAS EN ESPANA

Tabla 9.3. Dataciones AMS y U/Th realizadas en el Valle de Tobalina (Gonzalez Amuchastegui ySerrano, 2005 y 2010)

Numero

Muestra

Complejo

Tobaceo

Posicion

EdificioFacies1 Cronologia

C14 a BP 2 σv cal a BP2 U/Th

GrN25977 Puron 1 Medio M.O. 8320±400 10320-8240

GrN25978 Puron 2 Medio M.O. 6790±40 7700-7580

GrN25979 Puron 3 Inferior M.O. 4700±40 5650-5250

GrN25980 Puron 4 Superior M.O. 5770±110 6810-6330

GrN-25975 Molinar 1 Superior M.O. 5025±35 5950-5630

2GrN-25976 Molinar 2 Medio M.O. 6715±40 7680-7480

Cerak 7385 Frıas Medio Strom. 163300(+11,1/-9,9)

1. M.O. Materia organica. 2. Calibracion realizada con la aplicacion Intcal09.14c Uso de 2 sigma y mas elevada

probabilidad de area relativa (Reimer et al., 2009).

3. OTROS DEPOSITOS TOBACEOS DE LA CUENCA ALTA Y MEDIADEL EBRO

Ademas de las dos zonas que han sido mas exhaustivamente analizadas, son numerosos losedificios tobaceos que se asocian a distintos afluentes de la margen izquierda del Ebro y entre losque destacan los siguientes (Fig. 10.1, Tabla 10.1).

Rıo Bayas. En este valle, asociados a distintos manantiales y pequenos arroyos afluentes, selocalizan diversos edificios tobaceos de ladera cuyo tamano es variado; entre los que destacanel deposito de Tortura en la surgencia de la Iba y el edificio de Rudopio en las proximidadesdel pueblo de Pobes.

Rıo Ayuda. Entre las localidades de Okina y Saseta, el rıo Ayuda atraviesa de N a S losMontes de Vitoria y presenta a ambos lados de su recorrido y asociado a las surgencias queafloran en sus laderas distintos edificios tobaceos de cascada de considerable magnitud.

Rıo Inglares. Ofrece un relleno tobaceo de fondo de valle asociado geneticamente a varias fases.Se trata de dos conjuntos cuya tipologıa se integra en los edificios de retencion asociados aldrenaje de las sierras calizas de Txulato, Moraza y Tolono:

a El edificio mas antiguo se situa en las proximidades del pueblo de Ocio, estandocompletamente desvinculado de la dinamica actual del rıo.

b El edificio de fondo de valle actual. Constituido por un dispositivo de barrera quecierra el valle coincidiendo con una falla que, a su vez, ha provocado un desnivela partir del cual se ha producido la precipitacion y genesis del edificio. Presentaademas aguas arriba un importante relleno calcarenıtico que se extiende hasta lasproximidades de Payueta, donde se desdobla en dos edificios.

Estos conjuntos fueron estudiados por Llanos, Quinif y Abalos (1998), que tras describirlos lesatribuyeron una edad finipleistocena-holocena, asociados al cambio en las condiciones ambientalesque se produjeron al inicio del Holoceno.

Cuenca de Miranda. Aparecen dos edificios, uno proximo a la localidad de Salinillas de Bu-radon que ha sido desmantelado y el otro junto al monasterio de Herrera.

Cuenca del Ega. El rıo Ega y sus afluentes drenan un conjunto de unidades karsticas comolos Montes de Iturrieta, Montes de Vitoria, Urbasa y Andıa que justifican la profusion de

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edificios tobaceos que salpican la cuenca. Entre ellos destacan el rıo Izki, que presenta variosdepositos de fondo de valle hoy desconectados de la dinamica actual del rıo, el rıo Berron conimportantes edificios de ladera colgados sobre su cauce, como el conocido como la Braguetade Judas; el rıo Sabando, con un importante relleno de fondo de valle hoy incidido unos 5 mpor el rıo con depositos localizados en el cauce aprovechando pequenos resaltes estructuralescomo del Molino de Oteo, el conocido Aguaque, o el propio rıo Ega entre las localidades deAngostina y Maranon, o en Santa Cruz de Campezo.

El rıo Urederra nace de una surgencia situada en la sierra de Urbasa en el contacto entrelas calizas y las margas en el Nacedero del Urederra. Constituye un valle en fondo de sacoque ha originado un complejo tobaceo de grandes dimensiones en el que pueden diferenciarsedos generaciones carbonatadas. El edificio mas importante se asocia a la surgencia, con unageneracion antigua desconectada de la dinamica actual y que presenta facies de cascada,biogenicas ası como estromatolıticas; sobre este edificio antiguo aparece otro mas modernovinculado a la dinamica actual. A lo largo de su cauce, el rio Urederra ha conformado unimportante sistema de edificios tobaceos de retencion parcial con destacados saltos de aguay cascada que cierran parcialmente el cauce y que han dejado edificios calcarenıticos aguasarriba de las cascadas.

4. EVOLUCION GEOMORFOLOGICA

La organizacion morfologica del alto valle del Ebro es el resultado de la sucesion de fases deacumulacion e incision que han generado formas fluviales y de ladera condicionadas en su desarrollopor los elementos morfoestructurales. El significado ambiental de los distintos depositos de ladera,fluviales y las acumulaciones tobaceas cuaternarias, su posicion morfoestratigrafica y su datacion,permiten establecer una hipotesis evolutiva para el Alto Valle del Ebro, en la que se han definidodistintas fases:

Fase de formacion de las tobas mas antiguas. Se asocian a este momento los edificios tobaceosproximos a la localidad burgalesa de Frıas a 140 m sobre el nivel de base actual y se atribuyenal Pleistoceno, anterior a MIS-5.

Fase de incision y desarticulacion de los edificios tobaceos y los valles antiguos afluentes alEbro.

Fase de construccion del edificio tobaceo de Frıas: La topografıa con la que enlazaba ha sidodesmantelada, quedando como un edifico exento. Las dataciones realizadas en este edificio,166 ka, lo asocian a una etapa interglaciar, probablemente a los inicios del MIS-5.

Fase de incision, destruccion de los edificios tobaceos y desmantelamiento de los antiguosrelieves como consecuencia de un cambio en las condiciones ambientales o posible incisionfluvial, periodo templado y relativamente humero respecto al periodo frıo posterior.

Fase de formacion de las tobas mas altas de Tubilla del Agua, Sedano-Los Lagos y Rudron-Valdelateja. Cronologicamente serıan anteriores al ultimo maximo frıo (LGM), con un periodode formacion que concluirıa en el MIS-2, antes del ultimo algido, por lo que se asocian aun periodo templado situado entre dos fases frıas. Dadas las condiciones de avance glaciarregistradas en la Cordillera Cantabrica en torno a 40 ka BP (Jalut et al., 2010, Moreno et al.,2010, Serrano et al., 2012 y 2013), estos edificios podrıan haberse construido entre esta fasey el LGM.

Paralizacion de los procesos de precipitacion tobacea y desarticulacion de los edificios tobaceosque quedan colgados respecto al talweg como respuesta al abrupto cambio ambiental que seproduce en el Pleistoceno reciente final (LGM) y que coincide con la formacion de importantesdepositos estratificados de tipo periglaciar dominantes en el MIS-2.

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LAS TOBAS EN ESPANA

Fase de relleno tobaceo de los principales valles de la cuenca alta del Ebro como respuestaal intenso cambio de las condiciones ambientales dominantes que se produce con el iniciodel Holoceno. Estas formaciones tobaceas reposan sobre los depositos frıos del Cuaternarioreciente, contemporaneos del LGM. Se generaran, pues en un periodo Fini-Pleistoceno uHoloceno inicial. Los bloques y coluviones insertos en las tobas de los valles del Alto Ebrodenotan condiciones templadas en las laderas, sin facies de ordenacion ni gelifluxion, senalandola conclusion de las condiciones frıas, ası como el caracter discontinuo de la precipitacioncarbonatada a lo largo de este periodo. El inicio de la sedimentacion tobacea se situa alcomienzo del Holoceno, en el momento del calentamiento postglaciar del Preboreal, tal y comoha sido testimoniado en los depositos del rıo Puron. Los resultados del analisis estratigrafico yde las dataciones, senalan el Holoceno como un periodo de intensa sedimentacion tobacea: enel rıo Puron se alcanzan en algunos puntos los 25 m de relleno, con ritmos de sedimentacionque varıan a lo largo del Holoceno segun van cambiando las condiciones ambientales y locales.

El ritmo de sedimentacion se acelera entre el Boreal y la mitad del periodo Atlantico en res-puesta a la mejorıa de las condiciones ambientales y la recuperacion del bosque caducifolio trasla deforestacion sufrida en el Boreal (Munoz Sobrino et al., 1996); este proceso de construcciontobacea es constatable en los valles de los rıos Puron y Molinar, mientras que alcanza su maximaintensidad en el Atlantico Final y Subboreal en el area de Tubilla del Agua y Sedano. El Subborealse muestra como un periodo especialmente propicio para la construccion tobacea tal y como quedareflejado en los edificios intermedios de Tubilla, Moradillo, Molinar y Orbaneja (Gonzalez Amu-chastegui et al., 2000; Gonzalez Amuchastegui y Serrano, 2007, 2010 y 2012; Gonzalez Pellejero etal., 2012).

En este sentido llama la atencion el hecho de que el perıodo Subboreal sea tan activo desdeel punto de vista de la precipitacion de carbonatos pues en el mundo mediterraneo se produceuna ralentizacion de los procesos de crecimiento tobaceo, como consecuencia de un empeoramientoclimatico y la expansion de las practicas agrıcolas (Vaudour, 1994; Goudie et al., 1993). Este hechopuede estar en relacion con la combinacion de una expansion mas tardıa de la agricultura que enlos ambientes mediterraneos y unas condiciones climaticas de influencia atlantica en la zona deestudio, que permiten la continuidad de la sedimentacion tobacea. Su momento algido se produceen el Atlantico y la transicion al Subboreal, coincidiendo el final de la construccion tobacea con elmaximo periodo de construccion de megalitos, en el Atlantico final. Sin embargo, entre el Boreal yel Subboreal, no se produjo un periodo de sedimentacion continua, tal y como queda reflejado enla presencia de facies detrıticas de origen coluvionar y fluvial (Figs. 10.5 y 10.7). Estos niveles seintercalan en los edificios tobaceos y senalan cambios en la dinamica natural plasmados en sucesivasfases erosivas y de acumulacion del material citado.

A partir del Subboreal, se inicia una fase de incision de los edificios y el encajamiento de lared fluvial en un proceso extensible al conjunto de los rıos de la cuenca alta del Ebro. Losedificios son parcialmente destruidos con posterioridad al 3.000 BP. Las causas de esta inci-sion parecen estar relacionadas con la intensa ocupacion antropica del territorio, inicialmenteincipiente y, poco a poco, cada vez mas intensa. Como consecuencia de ello se produjo ladesarticulacion de los principales sistemas tobaceos del Alto Ebro, al igual que ocurrio en nu-merosos parajes del mundo mediterraneo (Vaudour, 1986, 1994; Goudie et al., 1993; Weisrock,1986). El Subboreal coincide con el desarrollo del megalitismo (Delibes et al., 1993; Utrillasy Rodanes, 1997; Moreno, 2001), fenomeno que conlleva una organizacion social compleja yuna intensa intervencion sobre el medio. Las dataciones por C14 de estos autores senalan unperiodo de construccion de los megalitos al final del Atlantico (entre 5,5 y 6,6 ka una vez ca-librados mediante Intcal09), periodo que supondrıa la maxima ocupacion en este periodo. Laincision y desmantelamiento del conjunto de las formaciones tobaceas se intensifica durante elEneolıtico-Bronce y Hierro, proceso generalizable tambien a numerosos valles peninsulares ydel mundo mediterraneo (Gonzalez Martın y Rubio, 2000; Guendon et al., 2003). La incision

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de las terrazas calcarenıticas y los conos de deyeccion que reposan sobre estas, senala unadegradacion de las laderas con rapidos transportes de sedimentos en las cuencas pequenas, yun incremento de la capacidad de incision en las mayores. Dado que estos procesos seran pos-teriores a 3.900 anos y no existen crisis climaticas pronunciadas en este periodo (Subatlanticoy Atlantico), pero sı un poblamiento intenso (Edad del Bronce y Edad del Hierro), la hipotesispara la destruccion de las tobas es la intervencion humana sobre el territorio y los consiguien-tes cambios en los procesos geomorfologicos de ladera y de fondo de valle. Por todo ello puededefinirse la evolucion holocena en esta zona como una secuencia climato-antropica, tal y comofue establecido para otros ambitos del mundo mediterraneo (Vaudour, 1994).

Por ultimo senalar que la presencia constatada en numerosos valles del Alto Ebro (Tubilla,Moradillo, Valdelateja, Orbaneja, Tobazo, Puron, Molinar, Sabando, Ayuda, Inglares, Urederra)de una activa funcionalidad de los procesos de precipitacion tobacea en la actualidad, y por tantode la existencia de unas adecuadas condiciones ambientales para su genesis apoya la hipotesis dela importancia que la ocupacion humana ha tenido en la desarticulacion de los edificios tobaceos.

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11. LAS TOBAS EN CATALUNYA

Ramon Julia1 y Jordi Montaner2

1 Institut de Ciencies de la Terra Jaume Almera. CSIC. Barcelona. [email protected]

2 Geoservei SL. Girona. [email protected]

INTRODUCCION

Los depositos de tobas calcareas, comunmente conocidos como toscas, “tur”,“turo” o traverti-nos, ocupan en Catalunya una extension aproximada de 100 km2 y en su mayor parte se hallanrelacionados con la descarga hıdrica de sistemas carsticos.

Figura 11.1: Localizacion de los principales depositos de tobas.

Las caracterısticas morfologicas y estructurales de la zona de descarga determinan en gran me-dida la tipologıa de los depositos tobaceos. Por ejemplo, las aguas que fluyen del acuıfero colgadode Carme-Capellades, en la sierra Prelitoral Catalana, han ido formando tobas sobre las distintascomunidades vegetales que crecen en la zona fotica de los distintos saltos de agua. Como resultadode este proceso de progradacion de las tobas hacia el curso fluvial, se ha formado una compleja se-cuencia en la que se intercalan fitohermos, niveles de caıda de bloques, niveles detrıticos oncolıticos,niveles laminados algales y, ocasionalmente, niveles terrıgenos.

Un segundo tipo de tobas que recubren grandes extensiones lo constituye los manantiales lim-nocrenicos que llegan a formar en Catalunya potentes depositos de carbonato calcico de casi 100 m

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LAS TOBAS EN ESPANA

de espesor como en Banyoles. El emplazamiento de este tipo de manantiales tambien esta condicio-nado por las caracterısticas estructurales y no es extrano encontrar estas surgencias artesianas enrelacion con fallas inversas en frentes montanosos, como ocurre en el sistema limnocrenico del lagode Basturs - entre el Boixols-Sant Corneli y Montsec (Linares et al., 2010) o en Banyoles, entrela falla inversa del rıo Fluvia y la prolongacion de la falla de Albanya (Sanz, 1985)-. La presenciade extensos depositos de tobas, como en Banyoles o Basturs, requiere que, ademas de un contextoestructural favorable, exista un mecanismo geoquımico potenciador del proceso carstico ya sea atraves de un aumento en la acidez del agua (por ejemplo, la formacion de acido sulfurico a partirde la oxidacion de las piritas), ya sea por reaccion de yeso y dolomita en el denominado proceso dededolomitizacion o calcitizacion (Bischoff et al., 1994).

Las tobas depositadas a partir de pequenas surgencias (Fig. 11.2) o en desniveles morfologicos(Fig. 11.3a) ocupan una menor superficie, del orden de unos pocos centenares de metros cuadradoso aun menos. Estas tobas suelen formar un abanico tobaceo a pocos metros de la surgencia o salto,despues de liberar su exceso en CO2, seguido, aguas abajo, por un conjunto de presas formadaspor la deposicion de calcita sobre las distintas comunidades o restos vegetales e, incluso, sobreelementos detrıticos (oncolitos). En estos edificios tobaceos es posible diferenciar una parte foticaactiva y otra afotica con procesos de carstificacion y formacion de espeleotemas. Los cauces fluvialesrelacionados con depositos tobaceos muestran un canal tapizado por laminas de calcita jalonadopor diques semicirculares construidos sobre restos de vegetacion, principalmente troncos de arboles.Estos diques juegan un doble papel en la formacion de tobas, por una parte incorporan todo elmaterial flotante de la lamina de agua, contribuyendo ası a su progresiva agradacion, y por otraretienen el material detrıtico transportado por la corriente fluvial que suele incorporarse a losdepositos tobaceos muy frecuentemente como oncolitos (Fig. 11.3b y 11.3c.

Figura 11.2: Formacion de tobas en surgencias y cascadas. a: Collegats, b: Salt del Brull, Sant Aniol de Finestresy c: Molı del Mir.

En esta revision de las tobas calcareas catalanas se ha intentado presentar las principales acu-mulaciones de cada uno de los tipos descritos, siguiendo un esquema de presentacion sencillo y conpocos detalles analıticos, ya que estos pueden ser consultados a partir de las referencias bibliografi-cas. Se ha intentado dar una vision amplia de los tres principales sistemas de formacion de tobasen detrimento de las tobas de escasa extension.

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Figura 11.3: a: Tobas de cascada en construccion y en degradacion en Sant Miquel del Fai. b: Tobas laminadasformando diques sobre un tronco y c: esquema de la acumulacion fluvial de calcarenitas con oncolitos regularizandoel perfil del canal (Rellinars).

1. LAS TOBAS DE LA CUENCA LACUSTRE DE BANYOLES-BESALU

La mayor extension de depositos tobaceos de Catalunya se encuentra en la denominada cuencalacustre de Banyoles-Besalu que, de forma casi continua, ocupa una zona de casi 30 km2 (Julia,1980). En esta cuenca se han reconocido una gran diversidad de ambientes relacionados con lagenesis de las tobas, fruto de la diversidad de mecanismos de descarga del acuıfero carstico que haoriginado esta cuenca. Ademas, las tobas se han originado durante un periodo de varios millonesde anos, mientras ocurrıan drasticos cambios ambientales, como indica la actividad volcanica de lavecina region de la Garrotxa. El proceso carstico sigue activo en la actualidad y produce recurrentescolapsos tanto en la zona lacustre de Banyoles como en las proximidades de Besalu y Sant Miquelde Campmajor.

El acuıfero carstico de la cubeta lacustre de Banyoles se desarrolla en las estribaciones orientalesde los relieves prepirenaicos, formados aquı por varias unidades cabalgantes de materiales paleoge-nos (Fig. 11.4), donde dominan los yesos y las calizas. El conjunto de estas estructuras geologicasy la composicion geoquımica de las rocas determinan la dinamica hidrogeologica de este acuıfero(Vidal, 1908; Vidal Pardal, 1960; Sanz, 1985; Bischoff et al., 1994) y las caracterısticas de las tobas.

1.1. ANTECEDENTES

Las propiedades de las tobas como material de construccion son bien conocidas desde epocamuy antigua, como mınimo desde epoca romana, ya que son frecuentes los elementos de esta rocaen la construccion de muros en el yacimiento ibero-romano de Vilauba.

A partir de la baja Edad Media, el empleo de tobas en la construccion fue muy frecuente tantoen muros como en los elementos decorativos. Su baja densidad (material ligero), la facilidad de cortey su resistencia una vez secos, hicieron de las tobas un material muy comun en la vida de los vecinos

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LAS TOBAS EN ESPANA

de la comarca del Pla de l’Estany, principalmente en los municipios de Porqueres, Banyoles, Mata,Serinya i Cornella de Terri, donde son frecuentes tanto la presencia de canteras de tobas como deconstrucciones singulares con bloques de esta roca (Figs. 11.5 y 11.6).

Figura 11.4: Distribucion de los principales depositos tobaceos de la cubeta de Banyoles-Besalu.

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Figura 11.5: a: Iglesia romanica de Porqueres, siglo XII, construida con bloques de toba y b: detalle de la pilabautismal realizada en un bloque de toba.

Figura 11.6: Detalle de la toba comercializada como “piedra de Banyoles”. La moneda depositada encima delbloque tiene un diametro de 2 cm.

Los primeros trabajos cientıficos que hacen referencia a los depositos de las tobas de Banyolesaparecen a partir de la segunda mitad del siglo XIX en relacion con la actividad investigadora local,muy vinculada al movimiento cultural de La Renaxenca. Ası, Pere Alsius, farmaceutico de Banyolesy descubridor de la mandıbula de Banyoles en 1887, publico a partir de 1878 varias notas en la“Revista de Gerona” y “La Renaixensa”. A finales del siglo XIX, la Sociedad Geologica de Franciaefectuo una excursion desde Girona a Sant Joan de les Abadesses bajo la direccion del ingenieroLuıs Mariano Vidal (1898), que habıa publicado una extensa memoria sobre la geologıa y la minerıade la provincia de Girona. Esta excursion se publico posteriormente en castellano (Vidal, 1903).

A partir de principios del siglo XX, la actividad cientıfica relacionada con las tobas de Banyolesse centra en el estudio de la mandıbula humana (ver Julia et al., 1987 para una revision de lahistoria de su descubrimiento) o bien en el origen de las aguas del lago de Banyoles y depositosasociados (ver Sanz, 1985, para una revision bibliografica sobre esta tematica).

El mayor salto cualitativo en el conocimiento del sistema limnocrenico de Banyoles tuvo lugara partir del desarrollo de varias tesis dirigidas por el profesor de ecologıa Ramon Margalef, dela Universidad de Barcelona, a partir de los anos 1970 y buen conocedor de Banyoles (Margalef,1946). En 1973 se publico la primera tesis que marca un nuevo hito en el conocimiento (Planas,1973 sobre el fitoplancton); le siguen las tesis de Miracle (1976) sobre el zooplancton, Abella (1980)sobre microbiologıa, Rieradevall (1991) sobre el bentos, y Garcıa Berthou (1994) sobre la faunapiscıcola. Al mismo tiempo, un grupo de fısicos de la Universidad Autonoma de Barcelona y de la

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Universidad de Girona centran su actividad cientıfica en varios procesos que ocurren en el lago ycuyas tesis se recogen en Casamitjana et al., 2009. Dentro de este impulso del ultimo tercio del sigloXX cabe situar las tesis de Julia (1977) sobre la geologıa de la cuenca de Banyoles-Besalu, la deSanz (1985) sobre la hidrogeologıa de la cuenca Banyoles-Garrotxa y la de Brusi (1993) sobre lasformaciones tobaceas de la depresion de Banyoles. Este ultimo autor publica una sıntesis sobre lasdistintas facies tobaceas relacionadas con el sistema limnocrenico (Brusi, 1996) al mismo tiempoque se elabora una nueva cartografıa geologica de la zona (Sola et al., 1996a y 1996b).

El debate sobre la edad de la mandıbula de Banyoles llega hasta la actualidad con la aportacionde nuevas medidas radioisotopicas sobre el esmalte de la dentina de un molar que envejece en unos20.000 anos (Grun et al., 2006) las dataciones obtenidas anteriormente sobre la toba que recubrıala mandıbula (Julia and Bischoff, 1991). El principal problema sobre la edad de este resto humanose centra en la estabilidad geoquımica del sistema deposicional. Si el sistema se considera abierto,como establecieron Yokohama et al., 1987 y Grun et al., 2006, los resultados propuestos a partir demodelos geoquımicos deben utilizarse con mucha prudencia y pueden presentar grandes diferenciasen edad ya que dependen de los modelos. En el caso de que el sistema geoquımico sea cerrado,los datos encontrados mediante la serie de desintegracion del Uranio 238 por Grun et al., 2006 yJulia y Bischoff, 1991 son coincidentes. Las dataciones radiocarbonicas sobre la toba que envolvıala mandıbula, efectuadas por Berger and Libby, 1966 y Yokohama et al., 1987, han dado unaedad muy reciente (17.600+/-1.000 BP) que sugiere que el sistema estuvo abierto como mınimo alradiocarbono.

1.2. LOS DEPOSITOS TOBACEOS DE BANYOLES

En lıneas generales se pueden diferenciar cuatro modelos ambientales de formacion de tobas:- Ambiente limnocrenico (Fig. 11.4, 11.1a/11.1b). Esta bien representado en el actual lago de

Banyoles y su zona de descarga a traves de un dique natural. La actual cubeta de Banyoles es elresultado de la coalescencia de un gran numero de dolinas, algunas de las cuales en su zona litoral,que configuran un gran polje (Fig. 11.7).

El lago se alimenta mayoritariamente por el fondo de estas dolinas a traves de una capa desedimentos en suspension. El agua contiene sulfatos (0.5 a 1g/L) y bicarbonatos (alcalinidad 3-7meq/L) con sobresaturacion en CO, que, al fluir a traves de las dolinas, pierde parte del CO2 ycontribuye a la formacion de biohermos algales en la zona fotica. Ası, dentro de la zona lacustre ya escasa profundidad, se han documentado los procesos de formacion de depositos travertınicos debiohermos algales en donde se aprecia la contribucion de microorganismos en la precipitacion de lacalcita (Coma et al., 1988). En los sedimentos de la zona litoral del lago, ademas de los biohermosalgales, abundan los restos incrustados de carofitas, cuyas praderas fueron observadas a mediadosdel siglo pasado y que actualmente estan en proceso de recuperacion despues de haber desaparecidoa finales de aquella centuria.

Ası pues, el elemento mas simple del sistema limnocrenico de Banyoles lo constituye una dolinaque se recarga por su fondo y que deposita tobas en la zona de descarga. El lago no es mas que elresultado de un proceso temporalmente muy largo de coalescencia de multitud de dolinas, algunasde las cuales son muy recientes (a en Fig. 11.7). Esto implica que difıcilmente existan dos dolinas conlas mismas caracterısticas fısicas y estado trofico debido al distinto grado de evolucion ontogenica.

- Ambiente de abanico aluvial tobaceo de descarga del lago de Banyoles (2 en Fig. 11.4). Ladescarga del lago de Banyoles (de entre 1000 a 500 L/s) se realiza en la actualidad a traves de 5 ace-quias excavadas desde la alta Edad Media para su utilizacion como fuerza motriz (molinos, batanesy fraguas). Anteriormente, el desague se producıa por encima de los diques tobaceos naturales quese extendıan por el S y SE del lago (c en Fig.11.7). Este flujo contribuyo durante mas de 100.000anos a la deposicion de un extenso abanico de tobas en el llano de Mata, que se extiende suavementeinclinado hasta las proximidades de Cornella de Terri. Es precisamente en las tobas del llano deMata donde fue hallada la mandıbula neandertal del hombre de Banyoles, en el denominado llano

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de la Formiga (c en Fig. 11.7).

Figura 11.7: Lago limnocrenico de Banyoles: a: detalle de dos dolinas (1) rodeadas por los depositos tobaceos (2)formados por cianobacterias. Se muestra tambien la situacion del yacimiento neolıtico del Parque Arqueologicode la Draga; b: dolina y depositos tobaceos asociados al Pleistoceno; c: explotacion de las tobas de abanico aluvialformadas por la descarga del lago, situada cerca del hallazgo de la mandıbula pleistocena de Banyoles; d: lesEstunes, afloramiento de tobas fluviales pleistocenas.

Los depositos tobaceos del llano de Mata-Formiga han sido explotados como piedra ornamentaldesde muy antiguo y constituyen la denominada “piedra de Banyoles”, que se caracteriza por sualta porosidad, su ligereza, su color blanquecino y su alta resistencia (unos 1.250 Kp de carga derotura por compresion perpendicular al veteado y unos 2500 Kp en el sentido de las vetas). Estosdepositos se caracterizan por presentar distintas facies, siendo las tobas con laminacion (Fig. 11.8y 11.9) y las acumulaciones detrıticas las facies dominantes y mas apreciadas comercialmente porsu veteado. El cambio de porosidad en las laminas se atribuye al ritmo de crecimiento algal.

Los perfiles de las canteras de extraccion de estas tobas muestran la existencia de cicatrices decarstificacion y formacion de suelos rojos que indican importantes interrupciones en su formacion,muy probablemente relacionadas con la estabilidad de los diques naturales del lago y con cambiosen el regimen hıdrico del acuıfero. Las edades obtenidas por el metodo de desequilibrio de la seriedel Uranio cubren un periodo que se extiende hasta los 130.000 anos de antiguedad, aunque en elsector del llano de la Formiga, donde se encontro la mandıbula de Banyoles, el nivel mas superficialha suministrado una edad proxima a los 45.000 anos (Julia and Bischoff, 1991).

- Surgencias colgadas (3 en Fig. 11.4). No todas las surgencias del gran sistema carstico quealimenta el lago de Banyoles se localizan en la cubeta de Banyoles. Sanz (1985) aporto datos sobrela contribucion de este mismo sistema carstico a la recarga del rıo Fluvia, aguas abajo de Besaluy tambien se conocen, desde muy antiguo, los manantiales artesianos de la Platja de Espolla quese hallan a unos 40 metros por encima del nivel del lago actual. En esta localidad, y despuesde repetidos periodos de lluvias en primavera u otono en la zona de recarga del acuıfero (AltaGarrotxa), se origina un pequeno estanque de hasta 35.000 m2 y 5 m de profundidad maxima quedrena hacia el Salt de Martıs donde forma una cascada sobre el rıo Fluvia. El agua aflora a travesde “hervideros” y se generan columnas de agua artesiana que pueden alcanzar alturas superiores al

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metro sobre el nivel del estanque. Actualmente, y dado el caracter intermitente de este fenomeno,la Platja de Espolla corresponde a un manantial intermitente, colgado, de aguas bicarbonatadas,donde la precipitacion de calcita sobre la vegetacion hidrofila es el principal mecanismo de formacionde tobas en el Salt de Martıs (a en Fig. 11.10).

Figura 11.8: a, b y e: Depositos de tobas en el subsuelo de Banyoles mostrando fases edaficas (s); c: facies laminadasrecubriendo un nivel muy poroso formado por juncos y d: facies laminadas algales de crecimiento subacuatico.

Figura 11.9: Facies laminadas. a: Tobas con laminacion milimetrica en el subsuelo de la ciudad de Banyolesrecubriendo un paleosuelo (s). b: Seccion de un dique natural en el llano de Mata mostrando la laminacion algal.c: y d: Muestra de mano de las laminaciones en un canal de drenaje actual producidas por el crecimiento decianobacterias.

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Figura 11.10: a: Tobas actuales de la cascada Salt de Martıs, originadas por el desague de la Platja d’Espolla; b:tobas fosiles de cascada de Els Encantats (Serinya) colgadas sobre el rıo Ser; c: detalle de las tobas fosiles (datadasen 160.000 anos) que forman la cueva de Mollet, en el Parc de les Coves Prehistoriques de Serinya (Maroto et al.,2012).

Este fenomeno ocasional y local relacionado con la presencia de manantiales colgados debio sermas extendido y frecuente en el pasado ya que en toda la cornisa de la plataforma del Pla de Usall yde Martıs se observan los tıpicos depositos tobaceos de cascada como en Els Encantats de Serinya (ben Fig. 11.10) sobre el rıo Ser (es costumbre de la gente del lugar asociar las siluetas resultantes delas tobas con rostros humanos, que denominan “encantats” en catalan, que significa “hechizados”).Ası, las cuevas prehistoricas de Serinya denominadas el Reclau (c en Fig. 11.10), con los yacimientosarqueologicos de L’Arbreda, Mollet, Cova d’en Pau y Reclau Viver, se situan en cavidades formadaspor el crecimiento abovedado de las tobas de cascada (Brusi et al., 2005). En el edificio tobaceo delcomplejo arqueologico de Serinya se diferencian las facies de musgos incrustados, que forman capasdecimetricas subverticales, y las facies detrıticas distales, constituidas por pequenos fragmentosde vegetacion incrustados y bloques desprendidos del techo de las cascadas y removilizados porcorrientes fluviales. El proceso de acrecion del edificio tobaceo hace que el progresivo avance de lasfacies de cascada lleguen a fosilizar los estratos calcirudıticos subhorizontales de gravas y arenasoncolıticas. En las oquedades de las tobas es frecuente la precipitacion de espeleotemas.

Las dataciones mediante el metodo del desequilibrio de la serie del Uranio aplicado a las faciesdetrıticas distales y de desarrollo de la cascada del yacimiento arqueologico de Mollet (c en Figura11.10) permiten situar el maximo desarrollo de estas tobas durante el Pleistoceno medio (Marotoet al., 2012). Mientras que, tal como parece indicar la estratigrafıa y cronologıa de los yacimien-tos arqueologicos de Mollet y L’Albreda, parte del edificio tobaceo fue derrumbandose durante elPleistoceno superior (Bischoff et al., 1989).

- Ambiente fluvial (4 en Fig. 11.4). En la parte distal del glacis de Maia de Montcal, en la cubetanorte del sistema lacustre de Banyoles-Besalu, y no muy lejos de los yacimientos paleontologicosde Incarcal (Julia, 1977 y 1980; Galobart, 1996), existen pequenos canales de drenaje, actualmenteintermitentes y alimentados por surgencias de aguas sulfurosas (Font Pudosa del Molı d’en Llorenc)y/o bicarbonatadas (Font de Bruguers), que muestran las tıpicas presas formadas por restos de

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vegetacion incrustada (o fitohermos). Estas presas, generalmente de forma arqueada segun el flujode la corriente, llegan a retener pequenos embalses de hasta 1.5 m de columna de agua donde reinael mundo del oncolito y las cianobacterias (Fig. 11.11 a).

Figura 11.11: a: Tobas fluviales actuales de la riera de Bruguers; b: tobas pleistocenas de Les Estunes (t: acumu-lacion de troncos; h: acumulacion de hojas).

El mecanismo de crecimiento de estas presas esta ıntimamente relacionado con el entorno vege-tal. Ası, cualquier elemento que flota en el agua es arrastrado hacia la barrera, donde queda retenidoy colonizado por cianobacterias e incorporado a la presa por incrustacion. En determinadas zonasla acumulacion de hojas recubiertas por calcita puede alcanzar hasta 1 m de espesor y suele serfrecuente tambien la presencia de troncos incorporados a este proceso (b en Fig. 11.11). La partesuperior de estos diques naturales es irregular y se diferencian varias zonas de flujo que, a su vez,estan colonizadas por distintos grupos vegetales. Ası, la zona de mayor flujo y permanentementesumergida esta colonizada por cianobacterias estromatolıticas (con frecuencia del tipo oscilatoria)y la zona de goteo y salpicadura por briofitas, mientras que las zonas que ocasionalmente quedanen exposicion subaerea son rapidamente colonizadas por vegetacion superior (gramıneas y arbus-tos). Dentro del pequeno embalse se acumula una gran cantidad de oncolitos con nucleos diversos(gasteropodos, intraclastos de toba, cantos detrıticos lıticos, etc.).

2. LAS TOBAS DEL SISTEMA CARSTICO CAPELLADES-SANT QUINTIDE MEDIONA

El conocimiento de las tobas de Capellades (Fig. 11.12) ha estado ıntimamente relacionado conel desarrollo de las intervenciones arqueologicas, principalmente en el entorno de la “Cinglera delCapello”, en el denominado “Abric Romanı” en honor a la labor desempenada por Amador Romanı(1873-1930) durante muchos anos de minuciosa excavacion, a principios del siglo XX (Bartrolı et al.,1995). De esta primera epoca cabe destacar los trabajos de Font y Sague (1905), que en su “Cursde Geologia” desarrollo el tema de la formacion de “tosca” en base a ejemplos como el Capello,o de Luis Mariano Vidal (1911-1912), que hizo un reconocimiento geologico de las excavacionesde Amador Romanı, o de Sugranyes (1928), que hace una revision. Posteriormente, no es hastalas proximidades del V Congreso del INQUA, celebrado en Barcelona y Madrid en el ano 1957,bajo la direccion de Francisco Hernandez-Pacheco y Lluıs Sole Sabarıs, en que Sole Sabarıs (1954),geomorfologo familiarmente vinculado a Capellades, contribuye a la estratigrafıa de los distintosniveles de tobas. En este mismo periodo E. Ripoll reemprende las excavaciones arqueologicas delCapello, que dara a conocer conjuntamente con Henry de Lumley en 1965 (Ripoll y Lumley, 1964-1965). A partir de esta epoca, las colaboraciones con equipos extranjeros son algo mas frecuentesy mas interdisciplinares, lo que permitio la formacion de nuevos investigadores y la introduccionde novedosos metodos. Sin embargo, no sera hasta el periodo democratico, con la recuperacion deorganismos de gestion autonomica, que se relance la investigacion arqueologica y litoestratigrafica

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de las tobas de Capellades. La primera tesis doctoral que incorpora los datos estratigraficos delas tobas del acantilado del Capello se presenta en 1988 (Mora, 1988). Las nuevas intervencionesarqueologicas bajo la direccion de Carbonell (Carbonell et al., 1994 y 1996; Vallverdu et al., 2005)alcanzan su maximo desarrollo en profundidad y extension en el Abric Romanı, y nuevos yacimientoscolindantes (Abric Agut, Abric de la Consegracio, Bauma dels Pinyons,. . . ) han sido documentadosen el entorno del acantilado del Capello, que si bien ya eran conocidos por los restos arqueologicos,no habıan sido estudiados en detalle.

Los trabajos arqueologicos han sido completados con aportaciones de otras disciplinas entre lasque destacan un detallado marco cronologico (Bischoff et al., 1988), sedimentologico (Giralt andJulia, 1996) y palinologico (Burjachs and Julia, 1994, 1996).

Figura 11.12: Situacion de las tobas depositadas por el acuıfero de Capellades-Carme y esquema hidrogeologico.

2.1. SITUACION GEOLOGICA

El rıo Anoia corta la Cordillera Prelitoral Catalana, formando un profundo estrecho en losmateriales paleozoicos. La parte superior de la margen derecha de este tramo del rıo Anoia estaconstituida por un potente deposito de tobas, que yace sobre los esquistos paleozoicos y antiguasterrazas fluviales. Estas tobas forman un cantil de 60 m sobre el cauce del rıo en el que destacanlos fitohermos progradantes, que quedan colgados en el acantilado. Estas tobas son el resultado dela descarga del acuıfero y tienen forma de capilla, por lo que se denominan localmente “capellons”(de “capell” que significa sombrero, Fig. 11.13).

La existencia del acantilado de Capellades se debe a la descarga del acuıfero “Carme-Capellades”hacia el Molı de la Vila de Capellades, donde el agua era utilizada como fuerza motriz para la indus-tria papelera. El acuıfero, situado en la sierra Prelitoral Catalana, tiene una extension aproximadade 160 km2 y esta formado por calizas mesozoicas y paleogenas. El acuıfero drena en varios puntosdonde se depositan potentes tobas, como en Les Deus (que significa fuente en catalan) de SantQuintı de Mediona, donde contribuye al curso del rıo Riudavitlles o en la riera de Carme y ali-mentando la balsa del molino de Capellades, como ya se ha indicado. Actualmente, el agua de lasurgencia de Capellades se utiliza para llenar una piscina cuyo rebosadero constituye un modelo deformacion de tobas al estar recubierto por cianobacterias donde el flujo de la corriente es maximo,por briofitas y/o hepaticas en la zona permanentemente salpicada, o por juncaceas y gramıneas enaquellas zonas que han quedado secas (Fig. 11.14).

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Figura 11.13: a: Vista general del acantilado de Capellades; b: detalle del solapamiento de distintas generacionesde depositos tobaceos de cascada o capellons; c: toba formada por la incrustacion de briofitas, que constituye elprincipal fitohermo; d: detalle de las facies algales laminadas, mostrando micro-ondulaciones producidas por elflujo de agua.

Figura 11.14: Formacion actual de tobas en el rebosadero de la piscina municipal de Capellades que constituye elmodelo genetico de casi todas las facies que aparecen en el subsuelo del Abric Romanı.

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2.2. TIPOLOGIA DE LAS ACUMULACIONES TOBACEAS (FIG. 11.15)

Figura 11.15: Principales facies constructivas de la tobas de Capellades. a: tallos recubiertos por calcita que formamicro-ondulaciones. b: acumulacion de carbonato sobre fragmentos vegetales y diagenesis temprana. c: moldes dehoja y troncos. d: precipitacion de calcita sobre los pequenos filidios de briofitas. Escala 2 cm.

3. LAS TOBAS DEL SISTEMA CARSTICO DEL MONT DE CONQUES,

DEPRESION DE TREMP

La extensa masa de tobas de casi 10 km2 que forman el Mont de Conques, en la depresion deTremp (Fig. 11.16), ası como la existencia de pequenas lagunas circulares han atraıdo la atencion dediversos investigadores del campo de la geologıa, hidrogeologıa y ecologıa. Ası, Bataller et al. (1953),en la Memoria explicativa de la Hoja nº 290.-Isona del Mapa Geologico de Espana, citan dos nivelesde tobas sobre el Garumniense que constituyen el Mont de Conques. Asignan a estos depositos unaedad cuaternaria, con una extension de unos 4 km2 y un espesor superior a 40 m. Interpretan estastobas como materiales depositados por surgencias artesianas relacionadas con fallas y los comparana las tobas de Capellades-Carme, aunque ambos depositos los consideran relacionados a fuentestermales. En cuanto al origen de las aguas que formaron las tobas, opinan que solo es posible queesta proceda del norte, de la sierra de Sant Corneli, o del este dado el caracter impermeable delGarumniense aflorante en las otras direcciones, e interpretan los dos pequenos estanques circularesde Basturs como surgencias activas del sistema carstico.

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Figura 11.16: Esquema geologico y situacion de las tobas depositadas por el acuıfero artesiano de las areniscas deAreny, en la depresion de Tremp.

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Un impulso importante en el conocimiento geologico regional de este sector llega con las publica-ciones de Rosell (1967 y 1996), que van a permitir sentar las bases a la interpretacion hidrogeologicade este sector. En la decada 1980-1990 se registra una gran preocupacion por solventar los proble-mas de abastecimiento de las poblaciones de esta zona y la informacion adquirida en la construccionde pozos ha permitido un mejor conocimiento en la interpretacion de estas tobas, aunque la mayorparte de estos estudios sean documentos ineditos de distintos organismos de la administracion. Amodo de resumen del conocimiento hidrogeologico adquirido en esta etapa puede consultarse eltrabajo de Pascual (1991). Este autor, al describir el acuıfero de las areniscas maastrichtienses deAreny, en la depresion de Tremp, muestra que los niveles piezometricos de los pozos realizados enlas proximidades de las tobas estan por encima de la superficie topografica, por lo que interpretalos distintos crateres de la zona de los estanques de Basturs como antiguas zonas de descarga deeste acuıfero.

Finalmente cabe destacar el trabajo publicado por Linares et al. (2010) sobre el origen y laevolucion de las tobas del Mont de Conques. Estos autores indican que las surgencias se localizanen la parte cimera del anticlinal que constituye el acuıfero artesiano de las areniscas de Areny,donde el espesor de los sedimentos confinantes es menor y con presencia de fallas extensivas. Elagua ascendente por estas fallas perderıa el exceso de CO2 y precipitarıa carbonato en la zona litoralde la surgencia originando presas circulares, mientras que los cursos que drenan estas surgenciastambien contribuyeron a la formacion de una gran variedad de tobas. Las edades obtenidas en lastobas del complejo superior dieron valores superiores al lımite del metodo del U/Th (>350 ka) yla inferior entre >350 ka y 214 ka.

3.1. SITUACION GEOLOGICA

La depresion de Tremp es una cuenca intramontana de direccion E-O (Figura 11.16) que sedesarrolla entre los relieves de Sant Corneli al norte y los del Montsec al sur, como resultado delencajamiento de la red de drenaje del rıo Noguera Pallaresa, que corta de N a S estas estructuras.En esta depresion predominan los materiales margosos del Garumniense, que cubren las areniscasde Areny, principal acuıfero de zona. La estructura regional corresponde a un sinclinal que seextiende entre el frente de cabalgamiento de los relieves de Sant Corneli y el flanco N de la unidadcabalgante del Montsec. Como unidad plegada menor, dentro de este sinclinal, se desarrolla haciael este el anticlinal de Isona, responsable de que las areniscas permeables de Areny se situen cercade la superficie topografica en Mont de Conques.

3.2. TIPOLOGIA DE LAS ACUMULACIONES TOBACEAS

Los depositos tobaceos de Mont de Conques forman dos plataformas. La superior muestra unconjunto de depresiones circulares localmente denominadas “cassoles” que significa cazuelas (Fig.11.17), que corresponden a la deposicion de tobas en la zona litoral de antiguas dolinas. Las aguassurgentes de estas dolinas depositaron las tobas de esta plataforma.

Las dos surgencias carsticas de Basturs, situadas en la plataforma tobacea inferior (Fig. 11.17),tienen unas caracterısticas muy similares a las dolinas que alimentan el lago de Banyoles, y losdepositos carbonatados que acumulan tienen muchos elementos comunes. En la zona litoral lim-nocrenica se depositan fangos y arenas bioclasticas (Fig. 11.17). Los canales que drenan estassurgencias estan tapizados por tobas laminadas y muestran frecuentes presas de toba. Algunos deestos canales son de origen antropico, destinados a irrigacion, y presentan la caracterıstica morfo-logıa agradante en M descrita en los snake canals (Winborough et al., 1996; Dıaz Hernandez et al.,2002; Akdim et al., 2011). El drenaje de estas surgencias ha dado lugar a extensos y progradan-tes edificios tobaceos con micro-terrazas (Fig. 11.18 a y b). Estos conjuntos muestran las mismasfabricas que las descritas en Capellades y Banyoles.

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Figura 11.17: Principales dolinas fosiles del Mont de Conques b y c:, situadas en la plataforma superior, ylocalizacion de la descarga del acuıfero artesiano a traves de los dos estanques de Basturs a:, situados la plataformainferior.

Figura 11.18: a: Edificio tobaceo progradante del Mont de Conques formado por tobas laminadas que muestranmicro-terrazas (b)

4. INTERES Y ESTADO DE CONSERVACION DE LAS TOBAS EN CA-TALUNYA

En Catalunya las tobas han sido y son objeto de explotacion en canteras como material or-namental de construccion. Ademas, estos depositos tuvieron un papel importante en la economıalocal, ya que se utilizo, hasta tiempos modernos, el desnivel creado por el edificio tobaceo comofuente de energıa hidraulica. Ası, molinos harineros y batanes se instalaron en los fondos de valle,al pie de las tobas, para colocar las ruedas hidraulicas. La formacion de tobas en estas nuevascondiciones deberıan considerarse antropogenicas.

Algunas tobas han protagonizado, desde el siglo XIX, un interes especial tanto en el aspectomıstico como cultural o artıstico. La poblacion ha peregrinado a cascadas tobaceas (como en SantMiquel del Fai, Fig. 11.3a), ha reconocido en las tobas personajes hechizados, los parajes llamados“encantats” (Fig. 11.10b), y se supone que el ingeniero Gaudi se inspiro en las tobas de Collegats

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(Fig. 11.2a) para construir sus cupulas asimetricas; incluso existe una ermita denominada “Marede Deu de la Tosca”.

El estado de conservacion de los edificios tobaceos es muy precario; la casi totalidad de surgen-cias registran una merma de su caudal y, ademas, la casi totalidad de los pequenos arroyos queconstruıan presas de toba y acumulaban en su cauce oncolitos, estan secos o, aun peor, con susaguas contaminadas. Ciertos edificios muestran varias fases de degradacion, algunas de ellas porcausas naturales y otras de origen antropico. Un buen ejemplo de la evolucion ontogenica de lastobas catalanas puede observarse en las distintas transformaciones del hoy en dıa llamado “parquede ocio, agua y natura” de Les Deus de Sant Quintı de Mediona. En Les Deus, las tobas depositadasen el Pleistoceno, y que fueron utilizadas como abrigo por el hombre del Paleolıtico, estan afectadaspor la incision del rıo Mediona que forma unas esplendidas marmitas en la toba. Las paredes delas marmitas muestran la deposicion de una capa centimetrica de finas laminas de calcita de origenbacteriano, que sugieren un encajamiento progresivo de la red de drenaje del Mediona en el anterioredificio tobaceo (Fig. 11.19).

Figura 11.19: Transformacion del edificio tobaceo de Les Deus de Sant Quintı de Mediona y su yacimientopaleolıtico en un parque de actividades ludicas.

Las primeras transformaciones antropicas de Les Deus datan de epoca islamica y consisten en laconstruccion de canales de riego. Sin embargo, el primer cambio importante ocurrio en el siglo XVIII,con la llegada de la molinerıa y la construccion de nuevos canales. A partir de este momento hay unconstante incremento del manejo de los recursos hıdricos, y a los primeros molinos papeleros le siguiola industria textil, la construccion de minas y nuevos canales. Esta transformacion socio-economicano solo influyo en el acuıfero explotado sino tambien en la calidad de las aguas de los canalesfluviales. Finalmente, la urbanizacion del campo y el incremento de la demanda de actividadesludicas en espacios considerados “naturales” en un entorno periurbano ha transformado las tobasde Les Deus en una “vıa ferrata”, con puentes acrobaticos, una tirolina de 120 m de longitud, untrekking acuatico con saltos, un recorrido de iniciacion a la espeleologıa y puenting (Fig. 11.19).

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12. LAS TOBAS CUATERNARIAS EN

EL SECTOR ARAGONES DE LA CORDI-LLERA IBERICA

J.L. Pena1, C. Sancho2, C. Arenas3, L. Auque4, L.A. Longares1, M.V.

Lozano5, A. Melendez3, C. Osacar6, G. Pardo3 y M. Vazquez Urbez3

1. Dpto. Geografıa y Ordenacion del Territorio, Universidad de Zaragoza, Pedro Cerbuna 12, 50009 Zaragoza.

[email protected], [email protected]

2. Dpto. Ciencias de la Tierra (Geodinamica Externa), Universidad de Zaragoza, Pedro Cerbuna 12, 50009

Zaragoza. [email protected]

3. Dpto. Ciencias de la Tierra (Estratigrafıa), Universidad de Zaragoza, Pedro Cerbuna 12, 50009 Zaragoza.

[email protected], [email protected], [email protected], [email protected]

4. Dpto. Ciencias de la Tierra (Petrologıa y Geoquımica), Universidad de Zaragoza, Pedro Cerbuna 12, 50009


5. Dpto. Geografıa y Ordenacion del Territorio, Universidad de Zaragoza, Atarazana s/n, 44071 Teruel.

[email protected]

6. Dpto. Ciencias de la Tierra (Cristalografıa y Mineralogıa), Universidad de Zaragoza, Pedro Cerbuna 12, 50009


INTRODUCCION

La conjuncion de un marco geomorfologico y litoestructural adecuado junto a unas condicionesambientales favorables ha desencadenado la formacion de depositos tobaceos durante el Cuaternarioen practicamente la totalidad de la red de drenaje de la Cordillera Iberica. Concretamente, en elsector aragones, la conservacion de extensos aplanamientos culminantes, con numerosos campos dedolinas y sistemas de poljes que favorecen la infiltracion, las potentes series estratigraficas de calizasdel Jurasico y del Cretacico que constituyen acuıferos karsticos y el enjacamiento de la red drenajeen este armazon morfolitoestructural (Pena et al., 1984; Gutierrez y Pena, 1989, 1994) representanlos condicionantes de partida que hacen posible la alta frecuencia de formaciones tobaceas en lossistemas fluviales que drenan este sector del Sistema Iberico.

La sıntesis que aquı realizamos no corresponde exclusivamente a la Rama Aragonesa de laCordillera Iberica. Tampoco incluye unicamente los afloramientos tobaceos localizados en la propiaregion aragonesa, ya que algunos se situan en las provincias de Soria (rıo Anamaza), Guadalajara(rıo Mesa) y Valencia (rıo Ebron). Teniendo en cuenta las unidades diferenciadas por Gutierrezy Pena (1994) como division morfoestructural de la Cordillera Iberica, las formaciones tobaceasanalizadas se encuentran en el Sector Central y en el extremo de las Sierras Noroccidentales, engran parte de los Sectores Nororiental y Suroriental, ası como en la Zona Centro-Septentrional (Fig.12.1).

Por otro lado, el grado de conocimiento alcanzado sobre las tobas en el sector aragones delSistema Iberico no es completo, ni desde el punto regional ni tematico. No obstante, se ha producidoun considerable avance en los ultimos anos, en registros fosiles y en sistemas activos, tanto desdeel punto de vista geologico (Vazquez Urbez et al., 2011a; Arenas et al., 2012a y 2012b) como

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LAS TOBAS EN ESPANA

biologico (Beraldi et al., 2012). A la dificultad derivada de los numerosos afloramientos de diferenteimportancia, y localizados en distintas cuencas de drenaje, que no han sido estudiados todavıa(Amanaderos de Riodeva, nacimiento del rıo Pitarque, cabecera de la cuenca del rıo Mijares, entreotros), se anade la propia naturaleza de los depositos tobaceos, cuyo analisis requiere aproximacionesmultidisciplinares que no siempre se han llevado a cabo.

Figura 12.1: Mapa de las unidades morfoestructurales de la Cordillera Iberica (basado en Gutierrez y Pena, 1994)diferenciadas sobre una base geologica y localizacion de los sistemas tobaceos estudiados.

En definitiva, la revision que se presenta es el resultado de diversos trabajos de investigacionmultidisciplinares de la Universidad de Zaragoza, que se iniciaron en 1990 con un estudio local delas tobas holocenas del rıo Guadalaviar, en la Sierra de Albarracın, y que ha llegado hasta hoy conel desarrollo de proyectos dedicados al estudio de tobas fosiles y a la monitorizacion de la dinamicaactual en diferentes sistemas fluviales tobaceos (rıos Anamaza, Mesa, Piedra y Ebron) repartidosde noroeste a sureste en la Cordillera Iberica.

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12. LAS TOBAS CUATERNARIAS EN EL SECTOR ARAGONES DE LA CORDILLERAIBERICA

1. LOS DEPOSITOS TOBACEOS DEL SECTOR ARAGONES DE LA COR-

DILLERA IBERICA

Basta repasar la cartografıa geologica de la serie MAGNA y los mapas geomorfologicos de algu-nas tesis regionales para deducir que son innumerables los afloramientos de tobas calizas asociadoscon el drenaje del sector aragones de la Cordillera Iberica. Aunque no es posible tener un conoci-miento pormenorizado de todos ellos comienza a existir una base de datos relativamente extensaque incluye analisis geomorfologicos, sedimentologicos y/o cronologicos correspondientes a algunosde los principales sistemas fluviales (Fig. 12.1).

1.1. SIERRAS NOROCCIDENTALES: LAS TOBAS DEL RIO ANAMAZA

A lo largo del cauce del rıo Anamaza, y especialmente aguas abajo de Debanos (provincia deSoria), Coloma et al. (1996) senalan la presencia de diferentes afloramientos tobaceos y analizan ladinamica hidrogeologica de la zona. En general, el conjunto de edificios pueden organizarse en dosunidades morfosedimentarias encajadas. Arenas et al. (2010a) aportan numerosa informacion cro-nologica. Ademas, las caracterısticas estratigraficas y sedimentologicas y la composicion isotopicahan sido analizadas por Vazquez Urbez et al., 2011b; Arenas et al., (2012b). La unidad antiguaes relativamente compleja, con desarrollo de barreras tobaceas en el tramo superior de Debanos, ysistemas de barrera-represamiento en el sector inferior hasta La Coronela, ya en la comunidad rioja-na. Aguas abajo de Debanos, y coincidiendo con una fuerte discontinuidad en el perfil longitudinaldel rıo, el afloramiento del Salto del Cajo (Fig. 12.2) correspondiente a esta unidad presenta unespesor mınimo de 70 m y esta constituido por cunas de agradacion-progradacion correspondiente aun sistema fluvial de alto gradiente (Arenas et al., 2012b). Esta unidad incluye diferentes episodiosde formacion de tobas con edades de 282.5±6.9 ka, 204.3±7 ka y 130-80 ka, siendo este ultimo elperiodo de mayor actividad tobacea (Arenas et al., 2010a). Por otro lado, la unidad mas modernaes holocena (10-1 ka), aparece encajada en la anterior y los afloramientos son mucho mas reducidos,repartidos a lo largo del valle. Se desarrollan pequenas barreras que favorecen la aparicion de areaslacustres (Luzon et al., 2011). Algunos de estos dispositivos han sido usados tradicionalmente paramover molinos y batanes.

Figura 12.2: Secuencias de agradacion-progradacion en el edificio tobaceo del Salto del Cajo en el rıo Anamaza.

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LAS TOBAS EN ESPANA

En definitiva, las etapas con mayor registro tobaceo corresponden a los estadios MIS-7, MIS-5y MIS-1, de temperaturas y disponibilidad de agua adecuadas para el desarrollo de estos depositos.Tambien existieron condiciones favorables durante el MIS-8, de caracterısticas frıas globales.

1.2. ZONA CENTRO-SEPTENTRIONAL: LAS TOBAS DE LOS RIOS PIE-

DRA, MESA Y MARTIN

1.2.1. RIO PIEDRA

En el rıo Piedra, entre Lugar Nuevo y Nuevalos (provincia de Zaragoza), los depositos tobaceoscuaternarios presentan un enorme desarrollo, tanto en distribucion superficial como en espesor (Are-nas et al., 2004; Vazquez Urbez et al., 2011a). Tambien se han reconocido algunas construccionesmenores cerca de Cimballa. Con excepcion del relleno del fondo del valle y las cascadas tobaceassubactuales, el resto de edificios se disponen geomorfologicamente en un sistema de niveles super-puestos que se escalonan longitudinalmente. En general el desarrollo corresponde a sistemas fluvialesde barrera-represamiento. La localizacion de las barreras parece controlada por discontinuidadesen el perfil longitudinal del rıo debidas a la resistencia diferencial de los materiales del sustrato y ala presencia de fallas de posible actividad reciente. Adicionalmente, estas discontinuidades puedenser retroalimentadas por el propio sistema. Ello ha favorecido la rapida acumulacion de notablesespesores de tobas y ha activado los fenomenos de difluencia fluvial responsables de importantesmodificaciones en las caracterısticas hidromorfologicas de este sector de la cuenca de drenaje. Ası,el nivel del agua represada por diferentes barreras, aguas arriba del Monasterio de Piedra, llego asuperar los interfluvios de barrancos laterales proximos, tanto en la margen derecha como izquier-da. Como consecuencia, parte de la descarga derivo lateralmente hacia barrancos adyacentes, pararetornar al rıo Piedra justo aguas abajo del Monasterio. Se desarrollan rampas tobaceas de enlacejusto despues del punto de difluencia y edificios fluviales secundarios en el fondo de los barrancosadyacentes. Estos episodios de difluencia fluvial en sistemas fluviales tobaceos en el area de LaRequijada, han sido analizados por Vazquez Urbez et al., 2011a.

Los afloramientos localizados en La Requijada, Los Bancales, Los Arcos y la Ermita de LaBlanca (este ultimo ya en el interior del Parque del Monasterio de Piedra) han sido objeto de estu-dio desde el punto de vista estratigrafico, sedimentologico e isotopico por parte de Vazquez Urbez(2008) y Vazquez Urbez et al. (2011a). En los excelentes afloramientos localizados en este sectordel valle del rıo Piedra se reconocen facies de barrera-cascada (boundstones de briofitas, Fig. 12.3A,rudstones de tallos, laminaciones de tipo estromatolıtico, facies de tallos colgantes y espeleotemas),de represamiento (limos margosos, arenas carbonatadas, floatstones bioclasticos de gasteropodos,packstones fitoclasticos y boundstones de carofitas, Fig. 12.3B), de canal fluvial (rudstones de onco-litos con estratificacion cruzada planar y rudstones y packstones fito y bioclasticos con laminacion,Fig. 12.3C) y palustres (boundstones de tallos verticales, Fig. 12.3D). Ademas, se reconocen variosepisodios de sedimentacion terrıgena en relacion con la incision del sistema.

Desde el punto de vista cronologico, la actividad tobacea tiene lugar, principalmente, durante elPleistoceno medio-superior. Los datos cronologicos suministrados por Sancho et al. (2010) permitendiferenciar etapas de actividad tobacea durante los estadios MIS-9 (340 ka), MIS-7 (255-230 ka),MIS-6 (145-195 ka) y MIS-5 (80 ka). La formacion de tobas durante el Holoceno tiene lugar hace2.7-0.8 ka (MIS-1). Ademas de la relacion existente con perıodos interglaciares, destaca la formacionde tobas durante el estadio MIS-6, indicando condiciones paleoclimaticas en la Cordillera Ibericamenos rigurosas que a escala global.

En la actualidad, la dinamica tobacea presenta una elevada tasa de actividad (Vazquez Urbezet al., 2009, 2011a; Arenas et al., 2012a) vinculada a la desgasificacion fısica. Estas tasas presentanuna marcada estacionalidad anual controlada por la temperatura, de manera que la tasa media deacumulacion tobacea, entre los anos 1999 y 2012, es 5.08 mm en el semestre calido y 2.77 mm enel frıo (Arenas et al., 2012a).

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Figura 12.3: Ejemplos de facies en el edificio tobaceo de La Requijada (Rıo Piedra): A: boundstones de briofitas,B: boundstones de carofitas, C: rudstones fito y bioclasticos, D: boundstones de tallos verticales.

1.2.2. RIO MESA

Si en el valle del rıo Piedra las formaciones tobaceas se concentran en el entorno del Monasteriode Piedra, en el valle del rıo Mesa los edificios tobaceos se disponen en niveles aterrazados, repartidosde manera discontinua entre Mochales, Villel de Mesa, Algar de Mesa y Los Villarejos, en laprovincia de Guadalajara, y Calmarza, Jaraba e Ibdes, ya en la provincia de Zaragoza.

Leranoz et al. (1987), en los afloramientos de tobas localizados entre Villel de Mesa e Ibdes,diferencian facies tobaceas de tallos, musgos, estromatolitos, oncolitos, gasteropodos y espeleotemas.Proponen un dispositivo sedimentario en el que el desarrollo de los edificios tobaceos se asocia conirregularidades en el lecho del rıo donde se acumulan restos vegetales, constituyendo el nucleo deun sistema de cascadas y represamientos asociados.

Posteriormente, Vazquez Urbez (2008) profundiza en la interpretacion sedimentologica de estosedificios. En Villel de Mesa diferencia facies estromatolıticas, bioclasticas de tallos y briofıticasdispuestas en pequenos escalones y asociadas con el relleno de canales fluviales (Fig. 12.4). Por otrolado, en el sector de Los Villarejos aparecen rudstones fitoclasticos y boundstones de musgos corres-pondientes a barreras y arenas carbonatadas con gasteropodos y boundstones de tallos verticalesasociados con represamientos.

Desde el punto de vista cronologico se dispone de dataciones U/Th y Racemizacion de Aminoaci-dos correspondientes a los edificios de Valdetechada (215-194 ka) de Villel de Mesa y de Los Villa-rejos (99-75 ka) (Vazquez Urbez, 2008) y de Ibdes (129-103 ka). Ademas, en el entorno de Villelde Mesa, se dispone de edades de radiocarbono y de restos arqueologicos contenidos, que permi-ten diferenciar una fase reciente holocena (7-3 ka). Por tanto, aparecen representados los estadiosisotopicos MIS-7, MIS-5 y MIS-1, de condiciones interglaciares. Las formaciones tobaceas correla-cionables con el estadio MIS-5 son las que presentan mayor desarrollo, con espesores de hasta 30m en Villel de Mesa y 12.5 m en Ibdes.

La dinamica actual del sistema tobaceo del rıo Mesa muestra un patron complejo debido a ladistribucion espacial de aportes de agua subterranea de naturaleza variable (Auque et al., 2012).

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LAS TOBAS EN ESPANA

Figura 12.4: Facies estromatolıticas dispuestas en pequenos escalones asociadas con el relleno de canales (Villelde Mesa).

1.2.3. CUENCA DEL RIO MARTIN

En la cuenca del rıo Martın se han documentado acumulaciones tobaceas en los Estrechos deAlbalate del Arzobispo y en las Parras de Martın (provincia de Teruel). Aunque en el interior de LosEstrechos se conservan esporadicamente algunos restos de edificios tobaceos, es aguas abajo cuandoestas formaciones adquieren mayor relevancia (Lozano et al., 2004). En general, conforman unsistema de tres terrazas tobaceas encajadas (Fig 12.5). La edad U/Th del nivel superior es 157±12ka. El nivel intermedio, de edad 17.8±0,5 ka, presenta gran continuidad y los depositos asociadosestan constituidos por una alternancia de arenas y limos carbonatados, de tallos verticales y nivelesde gravas. El nivel inferior de tobas tiene una edad de 9.6 ka obtenida mediante radiocarbono.

En la cabecera de la cuenca del rıo Martın, cerca de la localidad de Las Parras de Martın,aparecen diferentes edificios de tobas asociados con los rıos Parras y Sargal (Valero Garces et al.,2008b). Estos autores diferencian una secuencia aterrazada de tres niveles tobaceos. El nivel superiorpresenta una estructura en cascada con geometrıa en cuna y esta compuesto dominantemente porfacies de musgos. La edad obtenida mediante U/Th oscila entre 197±9 y 148±2 ka. La terrazaintermedia, en la que dominan los fitoclastos, presenta un menor desarrollo y la edad es de 44±1ka. Por ultimo, el edificio mas bajo presenta el mayor desarrollo conformando un sistema de barrera-cascada, localizado en los Hocinos de Las Palomas y del Pajazo, y represamientos. En las barreraslos depositos alcanzan los 50 m de espesor, mientras que en las areas represadas la potencia desedimentos no supera los 10 m. Las edades de facies asociadas con las areas encharcadas indicanuna edad holocena para esta ultima fase (6.5±0.8 ka y 4.6±0.6 ka). Estas etapas se asocian, engeneral, con perıodos interglaciares caracterizados por una mayor disponibilidad hıdrica (ValeroGarces et al., 2008b).

En este sector, Menendez Amor (1972) habıa diferenciado dos niveles de depositos tobaceos,que con la informacion disponible no es posible correlacionar con los anteriores, y realiza un estudiopaleobotanico incluyendo hojas (Fagus y Betula), troncos y pinas (Pinus sylvestris) y un analisisesporo-polınico que senala el predominio de Pinus. A partir de estos datos, Menendez Amor (1972)reconstruye un escenario de bosques de pinos en esta region durante los momentos de desarrollotobaceo.

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Figura 12.5: Mapa geomorfologico de los Estrechos de Albalate y distribucion de los afloramientos tobaceos (basadoen Lozano et al., 2004).

1.3. FOSA DEL JILOCA: LAS TOBAS DE FUENTES CLARAS

En la fosa del Jiloca, entre las localidades turolenses de Caminreal y Calamocha, el rıo Jiloca seencaja escasamente en una amplia terraza tobacea cuya potencia alcanza los 25 m (Gracia y Cuchı,1993). En el deposito son frecuentes las facies de tallos verticales, limos con gasteropodos, tallosrotos horizontales y musgos laminados, que los autores asocian con un sistema fluvio-palustre en elque predominarıan las zonas encharcadas y donde el canal tendrıa capacidad de migrar lateralmen-te. La acumulacion de estos depositos tobaceos parece relacionada con el sistema de manantialesde Fuentes Claras, cuya hidroquımica actual senala una ligera sobresaturacion en calcita. Las ca-racterısticas de la formacion tobacea (afloramiento, espesor y facies), los datos hidrogeologicos y elpropio marco geologico parecen indicar que estas formaciones representan la respuesta fluvial a unmecanismo de subsidencia tectonica en zonas de descarga de aguas sobresaturadas, bajo condicionesambientales favorables.

1.4. SECTOR CENTRAL: LAS TOBAS DE LA SIERRA DE ALBARRACIN

El drenaje fluvial que discurre por la sierra de Albarracın (provincia de Teruel) se encuentrasalpicado de numerosas formaciones tobaceas, en general, de dimensiones reducidas. Sobresalen lasacumulaciones localizadas en las cuencas de los rıos Guadalaviar y Ebron.

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LAS TOBAS EN ESPANA

1.4.1. RIO GUADALAVIAR

La distribucion cartografica de las tobas de la cuenca del rıo Guadalaviar esta controlada porla localizacion de descargas de agua en surgencias que drenan los acuıferos karsticos circundantesy por la presencia de discontinuidades morfotopograficas en los perfiles longitudinales. Amboscondicionantes aparecen asociados con afloramientos de margas y evaporitas del Triasico superior(Keuper) (Fig. 12.6). Por otro lado, la disolucion del yeso presente en estas formaciones pareceinfluir en la precipitacion de la calcita por efecto del ion comun (Melendez et al., 1996; Sancho etal., 1997).

Figura 12.6: Esquema geomorfologico de la depresion de Calomarde y localizacion de las formaciones tobaceasasociadas con el rıo de la Fuente del Berro (basado en Sancho et al., 1997).

En concreto se dispone de datos de los edificios tobaceos localizados en el rıo de la Fuente delBerro, entre Calomarde y Royuela, en la confluencia de este con el rıo Guadalaviar (Entramba-saguas) y en el propio rıo Guadalaviar entre Albarracın y Gea de Albarracın (Pena et al., 1994;Melendez et al., 1996; Jimenez et al., 1996; Sancho et al., 1997). Los espesores observados oscilanentre los 8 m de los afloramientos de Entrambasaguas y Gea de Albarracın y los casi 25 m en laCascada Batida del Molino Viejo de Calomarde.

En general, las acumulaciones de tobas se asocian a sistemas de barrera-represamiento nucleadosa partir de discontinuidades morfotopograficas en el gradiente longitudinal de los rıos, introducidaspor variaciones litologicas (Calomarde y Entrambasaguas). En las barreras, con un incremento

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de la turbulencia y la desgasificacion mecanica del agua, son frecuentes las facies de musgos yfitoclastos; en las zonas represadas, mas tranquilas, se acumulan limos y arenas carbonatadas congasteropodos y aparecen tallos verticales. Aguas abajo de las barreras suelen aparecer sedimentosposteriores asociados a la destruccion de aquellas. En ocasiones, los depositos tobaceos se acumulanen ambientes palustres de llanura de inundacion y rellenando canales (Gea de Albarracın). Todosestos edificios responden a una misma fase de desarrollo tobaceo. Se dispone de dataciones conU/Th de muestras correspondientes a Calomarde y Entrambasaguas. La edad mas probable es 6.8ka. Por otro lado, el radiocarbono indica edades de 7.3 ka para el edificio de Entrambasguas y 4.6ka para la formacion de Gea de Albarracın. Por tanto, es posible senalar la existencia de una fase dedesarrollo tobaceo en el sistema de drenaje de la Sierra de Albarracın durante la primera mitad delHoloceno, coincidiendo con el interglacial MIS-1. No obstante, se reconocen pequenos afloramientoscorrespondientes a edificios mas antiguos que no han sido estudiados.

En la actualidad, los datos hidroquımicos correspondientes al rıo de la Fuente del Berro senalancambios importantes en las concentraciones de SO4

2- y Ca2+ asociados con el afloramiento delTriasico superior margoevaporıtico. A su vez, y aunque el agua esta sobresaturada en calcita durantetodo el ano y a lo largo del tramo analizado, solamente se producirıa precipitacion de calcita en laszonas de cascada durante el periodo primavera-verano (Melendez et al., 1996).

1.4.2. RIO EBRON

Aunque se conservan algunos retazos tobaceos en los Estrechos de Tormon (provincia de Te-ruel), las principales acumulaciones tobaceas asociadas con el rıo Ebron se localizan aguas abajo ysu desarrollo se produce en dos contexos diferentes. Entre Tormon y Castielfabib aparecen edificiosde barrera-represamiento de espesor reducido, asociados con las discontinuidades longitudinales delperfil del rıo introducidas por la resistencia diferencial de los afloramientos dolomıticos del Mus-chelkalk y de margoevaporitas del Keuper. La presencia de yesos del Keuper introducirıa ademascambios hidroquımicos importantes con un incremento en la concentracion de Ca2+ en las aguas.Por otro lado, en el entorno de Castielfabib (Fig. 12.7), ya en la comunidad valenciana, la acumula-cion de tobas parece estar relacionada con la presencia de diversas fallas transversales al cauce delrıo, probablemente de caracter neotectonico, que provocarıan un elevado incremento del gradientedel rıo.

Figura 12.7: Afloramientos tobaceos vinculados con el rıo Ebron en Casltielfabib. Destaca la elevada pendientedel nivel inferior y el fuerte encajamiento del rıo Ebron.

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LAS TOBAS EN ESPANA

Justo aguas abajo de Castielfabib, los afloramientos tobaceos se agrupan en dos unidades mor-fosedimentarias encajadas (Lozano et al., 2012). La unidad superior alcanza un espesor maximo de77 m y presenta estructuras de barreras escalonadas longitudinalmente y represesamientos asocia-dos. Dos edificios de esta etapa ofrecen edades, basadas en U/Th y Racemizacion de Aminoacidos(Lozano et al., 2012), comprendidas entre 186 ka y 100 ka y entre 150 ka y 98 ka, respectivamente.Por otro lado, la unidad tobacea inferior aparece encajada en la anterior y presenta mayor conti-nuidad cartografica. Destaca el desarrollo de una gran rampa de pendiente contınua formada porla sucesion de pequenos saltos que represarıa el agua cerca de Castielfabib. La potencia de estedeposito supera los 25 m. Se han estudiado dos perfiles en esta unidad y las edades de radiocarbonoobtenidas oscilan entre 6 ka y 2 ka (Lozano et al., 2012).

Con los datos cronologicos suministrados es posible indicar que la unidad superior se formodurante los estadios MIS-6 y MIS-7 de caracterısticas climaticas glaciares e interglaciares, respec-tivamente, indicando que las condiciones ambientales no fueron tan desfavorables en la CordilleraIberica durante el MIS-6.

1.5. SECTOR NORORIENTAL: LAS TOBAS DEL RIO MATARRANA

En las inmediaciones de la localidad turolense de Beceite, Martınez Tudela (1986) y MartınezTudela et al. (1986) estudiaron las formaciones tobaceas asociadas con el rıo Matarrana. Diferen-cian una secuencia constituida por tres niveles aterrazados que analizan desde el punto de vistacronologico y paleobotanico. Las tres generaciones de edificios tobaceos presentan edades U/Thde 267±32 ka (que corrigen e incluyen en el MIS-7), 111±3.5 ka a 103±4.8 ka y 8 ka a 2.6 ka,respectivamente. Los depositos de mayor desarrollo (entre 30 y 40 m de potencia) corresponden ala etapa intermedia, en la que Martınez Tudela et al. (1986) senalan la coexistencia de dos unidadesde vegetacion. La mayor parte de la flora identificada (registros polınicos y hojas) corresponde aun bosque de ribera de condiciones templado-humedas, asociado con el curso del rıo Matarrana.Sin embargo aparecen asociaciones polınicas (Artemisia, Chenopodiaceas y Ericaceas) que sugierenun ambiente climatico mas frıo y seco. Estas dos asociaciones quedarıan organizadas mediante ungradiente altitudinal entre el cauce del rıo Matarrana (600 m) y la divisoria de aguas de la cuenca(1440 m). En definitiva, Martınez Tudela et al. (1986) asocian las formaciones tobaceas de Beceitecon perıodos interglaciares (MIS-7, 5 y 1) de caracterısticas humedas.

1.6. SIERRA DE GUDAR-JAVALAMBRE: LAS TOBAS DEL RIO MIJARES

En el tramo medio-alto del valle del rıo Mijares se conservan importantes acumulaciones tobaceasde manera bastante continua a lo largo de mas de 10 km desde el Puente de la Fonseca hasta Olba(provincia de Teruel), pasando por el Molino de la Hoz y Los Giles. Se ha prestado atencionespecial a los edificios desarrollados en el Molino de la Hoz (Fig. 12.8A) dentro del canon delrıo Mijares (Lozano et al., 1998; Pena et al., 2000). En este sector se diferencian dos etapas dedesarrollo tobaceo de manera que, morfologicamente, la segunda aparece encajada y superpuestaa la primera (Fig. 12.8B). La fase principal alcanza 120 m de potencia y es posible diferenciar dosunidades. En la parte basal de unos 40 m de espesor, sobre un deposito desorganizado de bloquesdel fondo del canon, la secuencia comienza con facies de musgos, carofitas y fitoclastos de pequenasbarreras, a las que se superponen facies de limos y arenas carbonatados con gasteropodos de areasrepresadas. La edad U/Th de esta unidad es 212±25 ka. La unidad superior representa un contextode barrera con crecimiento frontal verticalizado y facies de musgos y tallos colgantes. La base deesta unidad superior tiene una edad de 72±2 ka y el techo ha proporcionado una cronologıa de53±2 ka (Fig. 8B). Ambas unidades se encuentran separadas por una importante superficie erosivaacompanada de gravas y arenas. La segunda fase, encajada en la anterior, tiene una potencia de 35m y esta compuesta por una asociacion compleja de facies de musgos, carofitas y tallos verticales,acumulaciones de hojas y limos y arenas carbonatados con gasteropodos. La edad U/Th de la basede esta segunda generacion es 12±0.6 ka y hacia techo el radiocarbono ofrece una edad de 5.8 ka.

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Figura 12.8: Las tobas del rıo Mijares en el Molino de la Hoz (basado en Pena et al., 2000). A: mapa geomorfologicodel Canon del rıo Mijares y posicion de las tobas; B: seccion morfoestratigrafica con las dos etapas tobaceasdiferenciadas en el Molino de la Hoz.

Las cronologıas indican que el edificio mas antiguo se formo en los estadios MIS-7 y MIS 4-3,mientras que el mas moderno lo hizo en el MIS-1. Todos ellos, excepto el MIS-4, corresponden acondiciones climaticas calidas. Sin embargo, el desarrollo parcial de una potente barrera con altastasas de sedimentacion durante el perıodo 4 (de caracterısticas ambientales poco propicias) y su

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LAS TOBAS EN ESPANA

localizacion aguas abajo de fallas transversales al cauce (Fig. 12.8A), parece relacionarse con unincremento en la desgasificacion mecanica del agua inducido por un incremento importante delgradiente longitudinal asociado con la actividad cuaternaria de las fallas anteriores. Por tanto, enel desarrollo de estas acumulaciones tobaceas es necesario considerar conjuntamente el papel de laactividad geotectonica junto con el control climatico (Lozano et al., 1998; Pena et al., 2000).

2. DISCUSION Y CONCLUSIONES: CONTROLES GENETICOS, PATRO-

NES SEDIMENTARIOS Y SIGNIFICADO PALEOCLIMATICO

La nucleacion y desarrollo de formaciones tobaceas cuaternarias en el sector aragones de laCordillera Iberica de manera generalizada estan influenciados por el marco geomorfologico regionaly por controles hidrogeologicos, litologicos y tectonicos locales. A estos factores es necesario anadirun escenario climatico favorable de tendencia humeda y calida, que favorezca la aparicion de unpaisaje biostatico dominante y de descargas subterraneas importantes sobresaturadas en calcita,durante las etapas con mayor actividad tobacea.

En general, el caudal de los rıos con desarrollo de tobas tiene su origen en descargas subterraneasde acuıferos karsticos controlados por la litoestructura local (Coloma et al., 1996; Melendez et al.,1996; Vazquez Urbez et al., 2010; Auque et al., 2012; Lozano et al., 2012). Por otro lado, el aflora-miento de formaciones con resistencia diferencial en la cuenca de drenaje introduce discontinuidadesmorfoestratigraficas en los perfiles longitudinales de los rıos que sirven de puntos de nucleacion delos edificios tobaceos por incremento de la turbulencia del agua y su desgasificacion mecanica. Demanera adicional, si estas unidades tienen naturaleza margoevaporıtica, la disolucion de sulfatosaporta calcio suplementario que favorece la precipitacion de la calcita por efecto del ion comun.Estas circunstancias son generalizables en los sistemas fluviales que atraviesan las facies Keuper delTriasico superior en la Cordillera Iberica. Un excelente ejemplo lo constituye todo el sistema fluvialdel rıo Guadalaviar que drena un sector importante de la Sierra de Albarracın, siendo habitual eldesarrollo de modelos de barrera-represamiento (Pena et al., 1994; Melendez et al., 1996; Sanchoet al., 1997). El efecto del ion comun tambien parece influir en la formacion de las tobas del rıoEbron aguas arriba de Castielfabib (Lozano et al., 2012).

En ocasiones las fallas que afectan al sustrato geologico favorecen el afloramiento yuxtapuestode litologıas de resistencia variable de manera que el encajamiento diferencial del rıo conlleva la apa-ricion de cambios bruscos en el gradiente fluvial. Otro escenario similar aparece como consecuenciade la actividad de fracturas, transversales a los canales fluviales, asociadas a etapas neotectonicasque introducen discontinuidades y saltos importantes en el perfil longitudinal de los rıos. En amboscasos, el incremento de la velocidad y turbulencia del flujo favorece la desgasificacion mecanica delagua y la precipitacion tobacea. Como consecuencia, las discontinuidades morfotopograficas intro-ducidas favorecen la acumulacion de importantes espesores de tobas estructurados en una serie deunidades sedimentarias fluviales superpuestas progradantes. El papel de la fracturacion, asociadao no con la actividad neotectonica, parece decisiva en la nucleacion de algunas de las formacionestobaceas mas potentes registradas en la Cordillera Iberica. La influencia de la neotectonica en lanucleacion y evolucion de los edificios tobaceos ha sido indicada en el valle del rıo Mijares (Pena etal., 2000). Tambien el desarrollo de las tobas de los valles de los rıos Anamaza y Piedra (Vazquezet al., 2011b), y particularmente del rıo Ebron (Lozano et al., 2012), parece responder tambien, almenos en parte, a estos condicionantes estructurales.

La tectonica juega tambien un papel determinante en la aparicion de focos subsidentes alimen-tados por descargas subterraneas. Las formaciones fluvio-palustres de Fuentes Claras en la Fosadel Jiloca (Gracia y Cuchi, 1993) representan un excelente ejemplo controlado por la subsidenciatectonica.

Si la distribucion espacial y espesor de las unidades morfosedimentarias tobaceas esta controladapor factores hidrogeologicos y litoestructurales, desde el punto de vista temporal, los perıodos deacumulacion de tobas se relacionan con fases templadas y humedas durante perıodos interglaciares

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(estadios isotopicos impares) del Pleistoceno superior y Holoceno. Estas fases de sedimentaciontobacea parecen reflejarse a escala regional en el sector aragones de la Cordillera Iberica, tal ycomo se deduce de las cronologıas establecidas en los valles de los rıos Anamaza (Arenas et al.,2010a), Piedra (Sancho et al., 2010), Mesa (Vazquez Urbez, 2008), Martın (Lozano et al., 2004;Valero Garces et al., 2008b), Guadalaviar (Sancho et al., 1997), Matarrana (Martınez Tudela etal., 1986), Mijares (Pena et al., 2000) y Ebron (Lozano et al., 2012). En general, parece evidenteque las etapas diferenciadas en el sector analizado del Sistema Iberico coinciden con picos defrecuencia de acumulacion de tobas a escala peninsular (Duran Valsero, 1989a), en areas de ambientemediterraneo (Henning et al., 1983) y con los MIS-9, 7, 5 y 1 a nivel global (Shackelton y Opdyke,1973), indicadores de condiciones interglaciares calidas (Fig. 12.9).

Figura 12.9: Distribucion cronologica y regional de las formaciones tobaceas del sector aragones de la CordilleraIberica (A), frecuencia de desarrollo de tobas a escala nacional (Duran, 1989) (B), frecuencia de tobas en ambientesmediterraneos a nivel global (Henning et al., 1983) (C) y estadios isotopicos marinos obtenidos a partir del sondeooceanico V28-238 (Shackelton y Opdyke, 1973) (D).

No obstante aparecen fases de formacion tobacea correspondientes a los estadios MIS-8 y MIS-6.Este hecho parece indicar que durante estos estadios frıos a nivel global, en la Cordillera Ibericalas condiciones termicas no serıan tan desfavorables y la disponibilidad hıdrica estarıa asegurada.

171

LAS TOBAS EN ESPANA

En este sentido, existen registros fluviales en el NE peninsular asociados con un incremento de laescorrentıa superficial y, por tanto, de la precipitacion durante el MIS-6 (Fuller et al., 1998; Benito etal., 2010). Adicionalmente, llama la atencion la falta de acumulaciones tobaceas importantes entrelos perıodos isotopicos 5 y 1. Este hecho parece claramente relacionado con la prolongada duracion(entre 70 y 20 ka aproximadamente) del ultimo maximo avance glacial en el norte peninsular (GarcıaRuiz et al., 2003; Pallas et al., 2006; Lewis et al., 2009). La latitud mediterranea y la orientacionen la fachada atlantica parecen introducir estas variantes paleoambientales en la Penınsula Iberica(Moreno et al., 2005; Lewis et al., 2009).

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo es una contribucion de los Proyectos ministeriales CGL2006-05063/BTE, CGL2009-09216/CLI y

CGL2009-10455/BTE, y de los grupos de investigacion “Paleoambientes del Cuaternario” y “Analisis de Cuencas

Sedimentarias Continentales” de la Universidad de Zaragoza y el Gobierno de Aragon.

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13. EL ENTORNO DEL MONASTERIO

DE PIEDRA: UN ESPACIO TOBACEO SIN-GULAR EN EL SISTEMA IBERICO

C. Sancho1, M. Vazquez Urbez2, C. Arenas2, L. Auque3, L.A. Longares4, M.V.Lozano5, C. Osacar6, G. Pardo2 y J.L. Pena4

1 Dpto. Ciencias de la Tierra (Geodinamica Externa), Universidad de Zaragoza, Pedro Cerbuna 12, 50009


2 Dpto. Ciencias de la Tierra (Estratigrafıa), Universidad de Zaragoza, Pedro Cerbuna 12, 50009 Zaragoza.

[email protected], [email protected], [email protected]

3 Dpto. Ciencias de la Tierra (Petrologıa y Geoquımica), Universidad de Zaragoza, Pedro Cerbuna 12, 50009


4 Dpto. Geografıa y Ordenacion del Territorio, Universidad de Zaragoza, Pedro Cerbuna 12, 50009 Zaragoza.

[email protected], [email protected]

5 Dpto. Geografıa y Ordenacion del Territorio, Universidad de Zaragoza, Atarazana s/n, 44071 Teruel.

[email protected]

6 Dpto. Ciencias de la Tierra (Cristalografıa y Mineralogıa), Universidad de Zaragoza, Pedro Cerbuna 12, 50009


INTRODUCCION

El Parque Natural del Monasterio de Piedra y su entorno constituyen un espacio gratificantey sorprendente entre las parameras del Sistema Iberico zaragozano. Este paraje no paso desaper-cibido para la Orden del Cıster que fundo el Monasterio en el siglo XIII. En la actualidad es unode los lugares mas visitados en la Comunidad Autonoma de Aragon. Desde el punto de vista geo-morfologico, su notoriedad e importancia radican en el modelado asociado con la actividad del rıoPiedra. En efecto, el encajamiento de este rıo durante el Cuaternario ha configurado estrechos ygargantas en las que es frecuente la presencia de potentes edificios tobaceos fosiles. Lejos de pensarque esta actividad sedimentaria se ha detenido, en el interior del Parque la dinamica actual de lasformaciones tobaceas presenta una funcionalidad inusitada. En definitiva, y nunca mejor dicho, elentorno del Monasterio de Piedra constituye un laboratorio natural de excepcion en el que estu-diar tanto las caracterısticas de los edificios fosiles heredados de la dinamica tobacea durante elCuaternario como la funcionalidad actual de un sistema tobaceo fluvial.

Llama la atencion, sin embargo, que hasta fechas recientes no se haya prestado atencion cientıfi-ca a estos elementos morfosedimentarios tobaceos del rıo Piedra. Es en el ano 1999 cuando se iniciael estudio multidisciplinar de los depositos cuaternarios y actuales, en el marco de una serie de pro-yectos de investigacion encadenados que se han mantenido hasta la actualidad. Como consecuenciahan aparecido publicadas algunas contribuciones que recogen diferentes aspectos relacionados conla dinamica actual del rıo Piedra en el interior del Parque (Arenas et al., 2004, 2010c; VazquezUrbez et al., 2010, 2011a; Beraldi Campesi et al., 2012) y con las formaciones tobaceas fosiles desu entorno (Arenas et al., 2004; Vazquez Urbez, 2008; Sancho et al., 2010; Vazquez Urbez et al.,2011a y 2011b, 2012). En este trabajo se sintetizan los principales resultados derivados de estas

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LAS TOBAS EN ESPANA

investigaciones que, por otro lado, evidencian que el espacio tobaceo del Monasterio de Piedraalcanza una relevancia geomorfologica y sedimentologica internacional.

1. LOCALIZACION Y MARCO GEOLOGICO

El Parque del Monasterio de Piedra se localiza al suroeste de la provincia de Zaragoza, cercade Calatayud (Fig. 13.1). El propio Monasterio se emplaza a una altura de 786 m. El clima en lazona es mediterraneo continentalizado, con fuertes contrastes estacionales. La temperatura mediaanual esta proxima a 12 ºC, con valores de 5 ºC en los meses de invierno y de 23 ºC en verano. Laprecipitacion oscila entre 400 y 500 mm anuales repartidos de manera irregular, con maximos enprimavera y otono.

Geologicamente, el area del Monasterio de Piedra pertenece a la Rama Castellana de la Cordi-llera Iberica. En el entorno del Parque afloran calizas y dolomıas del Jurasico, arenas del Cretacicoinferior y, principalmente, calizas y dolomıas del Cretacico superior. Estas unidades mesozoicasestan afectadas por pliegues y fracturas de orientacion iberica. Sobre ellas se apoyan discordan-temente conglomerados, areniscas y lutitas miocenas rellenando cubetas tectonicas limitadas porfracturas de orientacion NO-SE y NE-SO. Este armazon litoestructural se encuentra afectado porintensos procesos de aplanamiento que culminan en el Plioceno superior.

La region esta drenada por el rıo Piedra, tributario del Jalon. Su cuenca de drenaje tiene 1.545km2 de extension. La descarga media anual se aproxima a los 38 hm3, con un caudal medio de1,22 m3/s. El rıo Piedra recibe importantes aportaciones del acuıfero carbonatado mesozoico, loque provoca una elevada regulacion natural de su cuenca. Los manantiales mas significativos selocalizan en Cimballa y en el propio Monasterio de Piedra.

El curso del rıo Piedra presenta varias discontinuidades topograficas importantes que originanespectaculares cascadas en el interior del Parque (La Caprichosa y Cola de Caballo (Fig. 13.2)y aguas arriba (La Requijada), resolviendo una diferencia topografica que supera los 120 m. Laresistencia diferencial de los materiales del sustrato y la presencia de fallas de posible actividad re-ciente parecen controlar el encajamiento cuaternario. El patron meandriforme observado en algunostramos debe de responder a un mecanismo de sobreimposicion fluvial.

Por otro lado, desde tiempos historicos el rıo Piedra ha sido objeto de una importante antro-pizacion en el recinto del Parque Natural, que conlleva la canalizacion y diversificacion del caudaltotal y el diseno de diferentes cascadas artificiales de disposicion lateral respecto al curso principal.

2. TOBAS FOSILES CUATERNARIAS

En la cuenca baja del rıo Piedra, especialmente entre el Arco de la Yedra y la localidad deNuevalos, los edificios tobaceos cuaternarios presentan un enorme desarrollo, tanto en distribucionsuperficial como en espesor. Algunos afloramientos de interes se localizan en los alrededores delMonasterio de Piedra (La Requijada, Los Bancales, Barranco de Los Arcos, Ermita de la Blanca,Arco de la Yedra y en el propio Monasterio de Piedra) (Fig. 13.1).

2.1. MORFOESTRUCTURA DE LOS EDIFICIOS TOBACEOS

Las tobas cuaternarias acumuladas en el entorno del Monasterio de Piedra corresponden, demanera general, a un sistema fluvial escalonado de alto gradiente (Arenas Abad et al., 2010c),en el que se desarrollan fundamentalmente ambientes de barrera-cascada y represamientos y areaspalustres asociadas (Pedley, 1990; Vazquez Urbez et al., 2012). La localizacion de las barreras pa-rece controlada por discontinuidades en el perfil longitudinal del rıo, en posiciones proximas a lasobservadas en la actualidad. No obstante, la retroalimentacion del sistema debio de incrementarconsiderablemente estas rupturas morfotopograficas, favoreciendo la rapida acumulacion de impor-tantes espesores de tobas y activando los fenomenos de difluencia fluvial en este sector de la cuencade drenaje. Ası, el nivel del agua represada por diferentes barreras aguas arriba del Monasterio llego

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13. EL ENTORNO DEL MONASTERIO DE PIEDRA: UN ESPACIO TOBACEO SINGULAREN EL SISTEMA IBERICO

a superar los interfluvios de barrancos laterales proximos. Como consecuencia, parte de la descargaderivo lateralmente hacia el Barranco de Los Arcos (Fig. 13.1), para retornar al rıo Piedra justoaguas abajo del Monasterio (Vazquez Urbez, 2008; Vazquez Urbez et al., 2011a).

Figura 13.1: Localizacion del Monasterio de Piedra, marco geologico y geomorfologico del entorno y distribuciony edad de algunos afloramientos tobaceos.

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LAS TOBAS EN ESPANA

Figura 13.2: Trazado del rıo Piedra en el Monasterio y localizacion de las principales discontinuidades en el perfillongitudinal.

2.2. TIPOLOGIA DE LOS DEPOSITOS

Los edificios de La Requijada y de Los Bancales pueden representar de manera sintetica lavariabilidad tipologica de las tobas del Monasterio de Piedra.

En La Requijada se conserva un edificio tobaceo cuaternario de casi 75 m de espesor asociadocon el rıo Piedra, que se apoya discordante sobre formaciones cretacicas. En el se reconocen dosestadios de acrecimiento (Fig. 13.3) separados por una profunda incision que excava el substratohasta casi el cauce actual. Ambos estadios se inician con conglomerados y areniscas; tras estos,en el primer estadio se reconocen facies de subambiente de canal (packstones fitoclasticos lamina-dos) y posteriormente de barrera-cascada con desarrollo de cuevas (boundstones de briofitas, talloscolgantes y espeleotemas), estas ultimas con fenomenos de colapso (conglomerados desorganiza-dos de bloques). Aguas abajo las facies de barrera-cascada se relacionan con margas masivas ylimos con gasteropodos, correspondientes a un subambiente de represamiento. En el segundo esta-dio, el acrecimiento del sistema tobaceo aparece jalonado por incisiones menores con depositos deconglomerados, areniscas y rudstones fitoclasticos (Fig. 13.3B) e incluye distintos subambientes in-terdigitados: palustres (boundstones de tallos verticales; Fig. 13.3D), de canal fluvial (rudstones deoncolitos con estratificacion cruzada planar y packstones bioclasticos con laminacion), de barrera-cascada (boundstones de musgos Fig. 13.3A, de tallos colgantes y espeleotemas) y de represamiento(boundstones de carofitas; Fig. 13.3C).

Aguas arriba de La Requijada, en el Lugar Nuevo, una plataforma tobacea establece el enlaceentre las tobas del rıo Piedra y de Los Bancales (Fig. 13.1). En este barranco lateral, el deposito(Fig. 13.4) tiene una potencia maxima de 18-20 m y representa la sedimentacion tobacea asociadaa un episodio de difluencia del rıo Piedra. Se identifican pequenos saltos con montıculos de mus-gos, boundstones de tallos en empalizada y rudstones fitoclasticos, llegando a constituir barreras

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con cascadas subverticales formadas por tapices de musgos y estromatolıticos (Fig. 13.4A y B).La progradacion de estos dispositivos de barrera dio lugar a cortinas de tallos colgantes y algunascavidades basales con crecimientos espeleotemicos. Entre las zonas de barrera-cascada se origina-ron depositos de represamiento (Fig. 13.4C) de geometrıas lenticulares con bases concavas dondese diferencian limos margosos, packstones bioclasticos y floatstones bioclasticos de gasteropodos,localmente laminados y, en menor medida, boundstones de empalizadas de tallos y rudstones deoncolitos.

Figura 13.3: Esquema del afloramiento de La Requijada en el que se diferencian dos estadios de desarrollo tobaceo yse muestra la distribucion de facies: A) Boundstone de briofitas, B) Arenas y rudstones fitoclasticos, C) Boundstonede carofitas y D) Boundstone de tallos verticales.

2.3. MARCO CRONOLOGICO

Desde el punto de vista cronologico, la actividad tobacea tiene lugar, principalmente, durante elPleistoceno medio-superior y Holoceno. Se ha intentado precisar la edad de estos edificios medianteel uso de varios metodos de datacion (series de desequilibrio de U/Th, Luminiscencia OpticamenteEstimulada, Racemizacion de aminoacidos y Radiocarbono) (Vazquez Urbez, 2008; Sancho et al.,2010). Aunque resulta dificultoso obtener datos cronologicos de alta precision, con la informaciondisponible es posible establecer un marco cronologico fiable. La informacion analıtica pormenorizadase puede consultar en las referencias anteriores.

La edad mas antigua obtenida (341 ± 16 ka) se ha registrado en un edificio localizado aguasabajo del Monasterio de Piedra (Fig. 13.1). En el afloramiento de La Requijada se diferencian dosestadios superpuestos de desarrollo tobaceo. Se ha obtenido una edad de 238 ± 27 ka para el inferior(estadio 1) y edades comprendidas entre 195 ± 28 ka y 143 ± 29 ka para el superior (estadio 2)(F13.1). A la vista de estos resultados, y considerando que las acumulaciones de Los Arcos y LosBancales corresponden a mecanismos de difluencia fluvial ocasionados por dos barreras diferentes,es posible establecer una primera etapa de difluencia en el estadio MIS-7 (Martinson et al., 1987)

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LAS TOBAS EN ESPANA

(depositos del estadio 1 de La Requijada y del Barranco de Los Arcos) y otra segunda que seiniciarıa en el MIS-7 y perdurarıa hasta bien entrado el MIS-6 (Martinson et al., 1987) (depositosdel estadio 2 de La Requijada y de Los Bancales). Por ultimo, el techo del edificio de La Ermitatiene una edad comprendida entre 104 ± 3 y 80 ± 1 ka (Fig. 13.1).

Figura 13.4: Esquema del afloramiento de Los Bancales en el que se muestra la relacion espacial entre asociacionesde barrera (A y B), con facies laminadas estromatolıticas, y de represamiento (C), con predominio de rudstonesy packstones fitoclasticos y floatstones de gasteropodos. La leyenda de sımbolos es la misma que la de la Figura13.3.

Ademas de estos edificios pleistocenos, se han reconocido registros holocenos de encharcamientoen el Arco de la Yedra (2,7 ka BP) (Fig. 13.1). Esta zona represada pudo mantenerse hasta tiemposrecientes, momento en el que se abre de manera artificial la barrera correspondiente. La prolongacionde la actividad tobacea reciente viene confirmada por las edades obtenidas en cascadas subactuales(Cola de Caballo) (0,9 ka BP) y en depositos de la terraza inferior (Piscifactorıa) (0,8 ka BP) delrıo Piedra en el interior del Parque.

En general, y a pesar de las imprecisiones cronologicas, parece evidente que las etapas dife-renciadas coinciden con picos de frecuencia de acumulacion de tobas a escala peninsular (Duran,1989a) y con los Estadios Isotopicos Marinos MIS 9, 7, 5 y 1 (Martinson et al., 1987), a nivelglobal (Henning et al., 1983), indicadores de condiciones interglaciares calidas. Ademas de la re-lacion existente con interestadiales globales, destaca la formacion de tobas durante el estadio frıoMIS-6, indicando condiciones paleoclimaticas menos rigurosas en el Sistema Iberico favorecidas,probablemente, por la posicion latitudinal de la Peninsula Iberica. En este escenario mediterraneo,la influencia de la disponibilidad hıdrica en un contexto geologico dominado por formaciones car-bonatadas mesozoicas, conformarıa paisajes karsticos caracterizados por suelos bien desarrolladosy una cobertera vegetal consolidada. Como consecuencia, el incremento de las descargas de aguasubterranea ricas en HCO-

3 y Ca2+ favorecerıa la dinamica sedimentaria tobacea.Las fases de sedimentacion tobacea registradas en el Monasterio de Piedra parecen tener una

amplitud regional, como se deduce de las cronologıas establecidas en los valles de los rıos Anamaza(Arenas et al., 2010a; Vazquez Urbez et al., 2011b), Martın (Lozano et al., 2004; Valero Garces etal., 2008b), Matarrana (Martınez Tudela et al., 1986) y Mijares (Pena et al., 2000), dentro de laRama Aragonesa del Sistema Iberico.

2.4. ISOTOPOS ESTABLES DE CARBONO Y OXIGENO

La composicion mineralogica de diferentes muestras analizadas, correspondientes a los depositosde La Requijada, Los Arcos, Los Bancales, interior del Monasterio de Piedra y Arco de la Yedra,

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es calcita baja en Mg (el contenido medio de MgCO3 es de 1,6 % molar), con trazas de cuarzo y,ocasionalmente, filosilicatos. Por otro lado, se han analizado isotopicamente (δ13C y δ18O) diferentesfacies carbonatadas (Osacar et al., 2002 y Vazquez Urbez, 2008 y 2011a). Todas las muestras seagrupan en un campo sin variaciones significativas entre las facies, con valores promedio de δ13Cde -6,90 ± 0,75� y de δ18O de -7,61 ± 0,52 � PDB (Fig. 13.5). Tanto los valores obtenidos comola escasa variabilidad son tıpicos de tobas fluviales y fluvio-lacustres de edad reciente (Andrews etal., 1997).

Figura 13.5: Composicion isotopicade tobas fosiles (La Requijada, Ba-rranco de los Arcos, Los Bancales,interior del Monasterio de Piedra yArco de la Yedra) y sedimentos ac-tuales (entre 2001 y 2006).

3. DINAMICA ACTUAL

Aunque la funcionalidad de los sistemas tobaceos actuales parece estar muy limitada a niveleuropeo (Goudie et al., 1993) y peninsular (Ordonez et al., 2005), en el Parque del Monasteriode Piedra perdura una intensa formacion de tobas. De cara a cuantificar la sedimentacion se hanutilizado tecnicas volumetricas, basadas en el uso de un microerosiometro, sobre tabletas de calizafijadas al sustrato tobaceo que sirven de soporte sobre el que se acumula el sedimento (VazquezUrbez et al., 2010). De manera adicional, se han analizado las caracterısticas del sedimento y delagua. Los puntos de monitorizacion semestral se distribuyen en el interior del Parque considerandolos diferentes subambientes fluviales existentes. Se dispone de datos correspondiente al perıodocomprendido entre los anos 1999 y 2010.

3.1. SUBAMBIENTES DE SEDIMENTACION Y FACIES

El rıo Piedra en su recorrido por el Parque (Fig. 13.2) salva un desnivel de 100 m (incluyendolos saltos de La Caprichosa con 18 m y la Cola de Caballo con 35 m) mediante un conjunto decanales y cascadas escalonadas, de diferente magnitud, con caudales y velocidades de flujo variables,y asociaciones biologicas distintivas que conforman un entramado de subambientes sedimentarioscon diferentes tipos de facies tobaceas (Vazquez Urbez et al., 2010):

a) Areas de flujo rapido, que incluyen pequenos saltos (hasta 2 m de alto) (Fig. 13.6B). Enlos rapidos la profundidad del agua no supera los 10 cm y la velocidad media maxima supera los200 cm/s. El sedimento consiste en toba laminada densa, de tipo estromatolıtico (Fig. 13.7), com-

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LAS TOBAS EN ESPANA

puesta mayoritariamente por tubos subperpendiculares a la superficie de acumulacion que evocanlas formas microbianas precursoras, en ocasiones con disposicion en abanicos. La laminacion, deespesor milimetrico a 2 cm, esta asociada con diferencias de color, porosidad, tamano de cristal ycomponentes biologicos.

Figura 13.6: Subambientes actuales de sedimentacion: A) Areas de flujo lento y pequenos saltos, B) Areas de flujorapido, C) Cascadas con caıda vertical (Cola de Caballo) y D) Cascadas escalonadas.

Figura 13.7: Aspecto de la superficie de una tableta y detalle del registro sedimentario acumulado en un subam-biente de flujo rapido (desde noviembre de 1999 hasta marzo de 2003) en el que se observa la laminacion de latoba.

b) Areas de flujo lento y remansos. Aparecen aguas arriba y abajo de cascadas y pequenosrepresamientos a lo largo del cauce (Fig. 13.6A). El flujo del agua es muy lento (entre 30 y 60cm/s) e incluso aparecen condiciones palustres. La profundidad del agua oscila entre 10 y 30 cm.En estas zonas se forma toba masiva densa o porosa compuesta por fango carbonatado, fitoclastos

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milimetricos-centimetricos con envueltas de calcita, intraclastos, gasteropodos y restos vegetales. Sereconocen filamentos de cianobacterias, diatomeas y otras algas filamentosas. Tambien se originanpequenos oncolitos aguas arriba de las cascadas y boundstones de tallos en empalizada en las areaspalustres.

c) Pequenas cascadas y barreras transversales (de hasta 3 m de altura). Constituyen pequenasrupturas en el perfil longitudinal del rıo Piedra. Aparecen colonizadas por musgos, plantas enrai-zadas, algas filamentosas, cianobacterias y otras bacterias. En puntos soleados se han identificadolos musgos Fissidens crassipes y Palustriella commutata.

d) Cascadas escalonadas localizadas en los lados del canal principal (Fig. 13.6D). La alturaalcanza los 8 m y presentan una fina lamina de agua. Se desarrollan espesos tapices de musgos(Fissidens crassipes, Eurhynchium hians y Palustriella commutata), ası como cianobacterias, algasfilamentosas y plantas herbaceas.

e) Cascadas con caıdas verticales (entre 10 y 35 m de altura) (Fig. 13.6C) y grutas asociadas.Donde el flujo no es fuerte las cortinas de herbaceas colgantes se incrustan rapidamente juntocon tapices de musgos. El conjunto crece en el sentido del flujo con gran rapidez favoreciendo eldesarrollo de grutas alargadas (Gruta Iris). Estas areas son poco luminosas, con gran cantidad deagua de infiltracion y goteo, en las que se desarrollan musgos (Fissidens grandifrons, Eurhynchiumhians, Cratoneuron filicinium), hepaticas (Pellia endiviifolia) y tapices de microbios.

En los subambientes de cascadas verticales la facies consiste mayoritariamente en toba porosapero endurecida, de aspecto esponjoso, con abundantes musgos, filamentos de algas y tapices decianobacterias impregnados o envueltos por micrita y esparita y algunos fitoclastos y diatomeas.En las grutas y areas protegidas, detras y por debajo de las cascadas, la facies espeleotemica domi-nante consiste en micrita y esparita laminada densa, de escala micro-milimetrica. El recubrimientocalcıtico de las plantas colgantes favorece el desarrollo de pseudoestalactitas en el techo de lascavidades.

3.2. ISOTOPOS ESTABLES DE CARBONO Y OXIGENO

Mineralogicamente, y al igual que sucede con los depositos carbonatados cuaternarios, el se-dimento tobaceo reciente de diferentes subambientes fluviales consiste invariablemente en calcitacon bajo contenido en magnesio. Por otro lado, los valores de δ13C y δ18O de estos sedimentos seencuentran dentro del rango de los de otras formaciones tobaceas espanolas (Ordonez et al., 1997a;Andrews, 2006). La composicion media (� PDB) de δ13C es -8,1, oscilando entre -6,0 (perıodofresco) y -8,9 (perıodo calido). El valor medio de δ18O es -8,3 y varıa entre -7,1 (perıodo freco) y-9,3 (perıodo calido) (Vazquez Urbez et al., 2010 y 2011a). De manera sistematica, los valores deδ

18O de los perıodos calidos son menores que los de los frescos (Fig. 13.5), de manera similar a loque ocurre en depositos semejantes con estacionalidad marcada (Chafetz et al., 1991). La variacionde la temperatura puede ser, al menos parcialmente, responsable de esta diferencia. En cuantoal δ13C, no se han observado pautas claras de variacion. El tipo de subambiente fluvial tampocoaparece reflejado en las variaciones de δ18O y δ13C.

3.3. HIDROQUIMICA

Los principales caracteres composicionales de las aguas del rıo Piedra a su paso por el Parquese mantienen relativamente constantes (Fig. 13.8), si bien parecen reconocerse algunas tendenciasestacionales (Vazquez Urbez et al., 2010 y 2011a). Se trata de aguas de tipo bicarbonatado-calcicas,pH basico (entre 7,0 y 8,7), con valores de conductividad entre 554 y 707 µS/cm, alcalinidad(HCO3-) entre 239 y 310 mg/L y calcio disuelto entre 75-105 mg/L. Los valores calculados de CID(carbono inorganico disuelto) varıan entre 47 y 81 mg/L y las aguas se encuentran en un estado deconstante sobresaturacion respecto a la calcita a lo largo de todo el recorrido, con valores de ındicede saturacion (log PAI/K(T)) positivos (+0,7 y +1,2), casi siempre muy proximos a la unidad ysin una correlacion estacional evidente (Vazquez Urbez et al, 2011a).

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LAS TOBAS EN ESPANA

Figura 13.8: Perfil longitudinal del rıo Piedra en el Parque del Monasterio y distribucion espacial de datos hidro-quımicos correspondientes a junio y diciembre de 2002 (unidades expresadas en ppm).

La temperatura del agua muestra variaciones estacionales marcadas. Los valores medios de lossemestres frescos y calidos son respectivamente 9,8 y 17,2 ºC.

En general, aunque entre puntos sucesivos de control hidroquımico no se observan variacionesconcluyentes, entre la entrada y la salida del Parque se aprecian pequenos pero normalmente sis-tematicos descensos en la alcalinidad, CID y en la concentracion de Ca2+, ampliables tambien alas principales discontinuidades morfotopograficas atravesadas por el rıo (cascadas Caprichosa yCola de Caballo) (Fig. 13.8). Esta pauta descendente es mas acusada en verano que en invierno, loque indicarıa que las tasas de precipitacion carbonatada son mas elevadas en los perıodos calidos.Los valores de pH muestran cierta pauta creciente, tıpica de los procesos dominantes de perdidade CO2 (desgasificacion mecanica) que se producen en los saltos. Esta tendencia puede apareceratenuada posiblemente debido al elevado caudal del rıo Piedra o a la compensacion producida porla precipitacion de calcita.

Los calculos de balance de masa realizados a partir de las diferencias hidroquımicas existentesentre las aguas a la entrada y a la salida del Parque (Vazquez Urbez et al., 2010) indican la existenciade una precipitacion extensiva de calcita y una desgasificion a lo largo del tramo estudiado. La masamedia de calcita precipitada serıa mayor en los semestres calidos (21,58 mg/L) que en los frescos(13,68 mg/L) (Vazquez Urbez et al., 2010 y 2011a).

3.4. TASAS DE SEDIMENTACION

La cuantificacion de la tasa de sedimentacion se ha establecido mediante el metodo volumetricopropuesto por Drysdale y Gillieson (1997). Consiste en instalar tabletas de caliza de 25x15x2 cm(Fig. 13.7) paralelas al sustrato tobaceo que sirven de soporte para la acumulacion de sedimento.Utilizando un marco rectangular que se apoya sobre la tableta y que permite definir una malla de50 nodos (1,5x1,5 cm) y un calibre digital es posible medir el espesor de sedimento acumulado encada punto. Los medidas se realizaron semestralmente, a finales del perıodo calido (septiembre) ydel perıodo fresco (marzo) entre 1999 y 2010, utilizando hasta 17 tabletas situadas en diferentessubambientes fluviales.

La tasa de sedimentacion media registrada en el Parque del Monasterio de Piedra (7,87 mm/ano)es similar a las tasas medidas en otros sistemas tobaceos actuales de alta actividad: 10 mm en

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Plitvice, Croatia (Emeis et al., 1987), 4,15 mm en Louie Creek, Australia (Drysdale y Gillieson,1997), 1-5 mm en Huanglong Ravine, China, (Liu et al., 1995; Yoshimura et al., 2004) y 2,2 mmen Bad Urach, Germany (Merz-Preiß and Riding, 1999). No obstante, los metodos utilizados, lascondiciones de monitorizacion y los patrones climaticos, hidrologicos e hidroquımicos son diferentespara cada caso.

3.4.1. TASAS DE SEDIMENTACION Y VARIACIONES AMBIENTALES

Las medidas obtenidas (Vazquez Urbez et al., 2010 y 2011a) senalan variaciones importan-tes en la tasa de sedimentacion teniendo en cuenta los parametros ambientales del subambienteconsiderado. Algunas observaciones destacables son:

a) Las tasas se incrementan con la velocidad del flujo y la turbulencia del agua. Las zonas conflujo de agua rapido en el canal principal del rıo Piedra registran las tasas mayores, con valorescomprendidos entre 13,27 y 16,45 mm/ano (valor medio de 15,28 mm/ano). Por el contrario, en laszonas con flujo lento las tasas oscilan entre 1,16 y 6,10 mm/ano (valor medio de 3,34 mm/ano).

b) En cascadas escalonadas y pequenas barreras transversales las tasas oscilan entre 7,82 y 13,16mm/ano (valor medio de 10,47 mm/ano) y responden a un flujo de agua variable en el tiempo y seasocian con el crecimiento mayoritario de musgos.

c) Las tasas correspondientes a zonas de goteo y spray cerca de cataratas son las mas bajas(1,34 a 0,82 mm/ano).

d) En la Gruta Iris, desarrollada a favor de la cascada de la Cola de Caballo, con menorluminosidad, intenso goteo y spray, la sedimentacion carbonatada es practicamente nula (0,03mm/ano).

En general, estos datos sugieren que las tasas de sedimentacion estan claramente controladaspor la velocidad del agua y la turbulencia, en relacion con los distintos ambientes sedimentarios,que favorecen la desgasificacion mecanica (Lorah and Herman, 1988; Liu et al., 1995; Drysdale andGillieson, 1997; Merz-Preiß and Riding, 1999; Lu et al., 2000; Chen et al., 2004).

3.4.2. VARIACIONES ESTACIONALES DE LAS TASAS DE SEDIMENTACION

Las tasas de sedimentacion obtenidas muestran una marcada diferencia entre perıodos calidosy frescos, independientemente del subambiente fluvial considerado (Fig. 13.9). La tasa media paralos perıodos calidos es 5,51 mm (con variaciones entre 3,72 y 8,41 mm) y para los frescos es 2,36mm (oscilando entre 0,67 y 5,33 mm). Esta tendencia general se confirma tambien al considerar lastasas de manera individual para la mayorıa de las tabletas a lo largo del tiempo de monitorizacion.En ocasiones se han registrado valores negativos que senalan la existencia de procesos de erosionimportantes, particularmente relacionados con avenidas y picos de descarga de agua.

Las variaciones estacionales de la tasa de sedimentacion parecen estar controladas por los cam-bios en la temperatura. En efecto, el comportamiento estacional observado en algunas caracterısticashidroquımicas del rıo Piedra indica que la temperatura afecta de manera importante a la solubili-dad de la calcita y del CO2 (Stumm & Morgan, 1996; Pentecost, 2005) y, como consecuencia, a lavelocidad de precipitacion de la calcita. No obstante, resulta necesario considerar como un factoradicional, de manera complementaria, el mayor desarrollo biologico y el incremento de la actividadfotosintetica durante los perıodos calidos (Merz-Preiß and Riding, 1999; Emeis et al., 1987; Arp etal., 2001; Yoshimura et al., 2004; Shiraishi et al., 2008a y 2008b).

SINTESIS Y CONSIDERACIONES FINALES

El rıo Piedra en el entorno del Parque Natural del Monasterio de Piedra constituye un sistemafluvial tobaceo de obligada referencia tematica y regional. En este sector es posible analizar losfactores y procesos que controlan el desarrollo tobaceo en regiones mediterraneas debido a la infor-

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LAS TOBAS EN ESPANA

macion complementaria suministrada por los edificios tobaceos fosiles y por la dinamica tobaceaactual.

Figura 13.9: Valores medios semestrales (perıodos frescos y calidos) de sedimentacion tobacea correspondientes alperıodo de monitorizacion (1999-2010) en el Monasterio de Piedra.

El estudio de las formaciones fosiles cuaternarias permite sintetizar las siguientes propuestas:1) existe una etapa principal de desarrollo tobaceo, coincidente con los estadios MIS 9, 7, 6 y 5, yotra secundaria, encajada en la anterior, durante el MIS-1, que estarıan influenciadas, basicamen-te, por la disponibilidad hıdrica tanto en perıodos interglaciares como en el estadio MIS-6; 2) setrata de sistemas fluviales escalonados de alto gradiente integrados por dispositivos consecutivos debarreras-represamientos, nucleados a favor de discontinuidades morfotopograficas; 3) en estos am-bientes se acumulan rudstones fitoclasticos, boundstones de musgos, estromatolitos, tallos verticalesy carofitas, floatstones bioclasticos de gasteropodos y, minoritariamente, rudstones de oncolitos; y4) los datos cronologicos y cartograficos evidencian fenomenos de difluencia fluvial.

Por otro lado, es posible formular una serie de consideraciones derivadas del analisis de ladinamica actual: 1) el agua se encuentra permanentemente sobresaturada en calcita; 2) los valoresde las tasas medias de sedimentacion, basadas en metodos volumetricos, son 7-8 mm/ano; 3) estastasas presentan una alta variabilidad en funcion del subambiente fluvial considerado, de manera quelas tasas mayores corresponden a tramos de canal con flujo rapido y cascadas escalonadas lateralesal cauce principal; 4) la sedimentacion carbonatada esta directamente relacionada con la velocidaddel flujo y la desgasificacion mecanica; y 5) las tasas de sedimentacion y los valores de δ18O indicanvariaciones estacionales importantes, relacionadas con la temperatura, en la dinamica del sistematobaceo actual asociado con el rıo Piedra.

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo es una contribucion de los proyectos REN2002-03575, CGL2006-05063 y CGL2009-09216/CLI del

Ministerio de Economıa y Competitividad (y denominaciones anteriores) y de los grupos de investigacion Paleoam-

bientes del Cuaternario, Analisis de Cuencas Sedimentarias Continentales y Modelizacion Geoquımica del Gobierno

de Aragon-Universidad de Zaragoza. Agradecemos la colaboracion de John Hellstrom (Universidad de Melbourne),

Edward Rhodes (Universidad de California, Los Angeles) y Jose Eugenio Ortiz (Laboratorio de Estratigrafıa Mole-

cular de la Escuela Superior de Ingenieros de Minas de Madrid) en la obtencion de datos geocronologicos, ası como

el interes y disposicion de la Direccion y personal del Parque del Monasterio de Piedra en la realizacion del trabajo

de campo.

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14. LAS TOBAS DEL ALTO TAJO

M.J. Gonzalez Amuchastegui1

1. Departamento de Geografıa, Prehistoria y Arqueologıa, Universidad del Paıs Vasco, Tomas y Valiente s/n, 01006

Vitoria-Gasteiz [email protected]

INTRODUCCION

En este capıtulo se analizan las principales acumulaciones tobaceas de la cuenca alta del Tajo,abarcando una superficie que incluye el espacio ocupado por el Parque Natural del Alto Tajo(Fig. 14.1). La zona se inserta en el ambito morfotectonico de la Rama Castellana de la CordilleraIberica constituida por un sistema de grandes pliegues de direccion NW-SE y SW-NE. A excepcionde algunas estrechas estructuras anticlinales, el conjunto esta dominado por sinclinales de amplioradio que conforman grandes muelas cretacicas; estas fueron arrasadas por una extensa superficiede erosion finiterciaria, responsable del paisaje de mesas y parameras que ofrece esta region. Estasuperficie (1.200-1.300 m), desarrollada fundamentalmente sobre litologıas calizas y dolomıticas deedad mesozoica, ha sufrido una intensa karstificacion caracterizandose morfologicamente en su partecimera por una serie de depresiones, dolinas y poljes avenados por una densa red endokarstica.

La red hidrografica presenta un escaso desarrollo como corresponde a un dominio eminente-mente karstico y se organiza a partir del eje principal constituido por el rıo Tajo y sus principalesafluentes Gallo, Cabrillas, Bullones, Arandilla, etc. El componente estructural se revela en el pai-saje tanto en el trazado de la red, nıtidamente controlado por los accidentes tectonicos, como enla morfologıa de unos valles que conforman profundas hoces y canones al atravesar los roquedoscalizos y de areniscas mientras que otros ensanchan sus perfiles cuando discurren sobre materialesmas deleznables como las arcillas y margas triasicas o las arenas del Albiense. Tambien, la dinamicakarstica esta condicionada por estas circunstancias estructurales que se manifiestan en la reiteradapresencia de afloramientos de muy baja permeabilidad (facies Keuper) que componen un exten-so acuitardo debajo de las parameras jurasicas; comportamiento similar ejercen las facies Utrillasdispuestas infrayacentemente bajo las amplias muelas calizas cretacicas. Con frecuencia, estos dis-positivos litologicos conforman un tipo de karst colgado o autogenico, en el que el nivel de basefluvial se ha encajado en aquellos, individualizando una serie de acuıferos que quedan separadospor profundos canones donde la incision fluvial supera, en ciertos casos, los 300 m. (Fig. 14.2).

Las acumulaciones tobaceas son muy numerosas en los diferentes valles que avenan este sectoriberico y presentan una tipologıa variada vinculada a dos grandes contextos geomorfologicos: eldominio de las laderas y el de los fondos de valle. Han sido objeto de distintos estudios con pers-pectivas diferentes; algunos se han centrado en el propio valle del rıo Tajo (Lopez Vera y MartınezGoytre, 1989; Gonzalez Amuchastegui y Gonzalez Martın, 1993; Gonzalez Amuchastegui. 1993a;Guerrero, 2000; Guerrero y Gonzalez Martın, 2000); otros en sus principales afluentes como el rıoCabrillas (Weijermars et al., 1986), el rıo Gallo (Gonzalez Amuchastegui y Gonzalez Martın, 1989)o en ciertas formaciones, como las emplazadas en el entorno de la laguna de Taravilla (Valero et al.,2004 y 2008a); ademas otros trabajos han insistido en el elevado valor patrimonial de las tobas deeste ambito (Carcavilla et al., 2008; Carcavilla y Ruiz, 2008). Todas estas aportaciones, aunque convariados objetivos, han mostrado la trascendencia de las acumulaciones tobaceas como indicadoresde la evolucion geomorfologica regional.

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LAS TOBAS EN ESPANA

Figura 14.1: Localizacion de la zona de estudio y de sus principales acuıferos: 1. Pizarras, cuarcitas (Paleozoico);2. Conglomerados, areniscas (Trias); 3. Arcillas, yesos (Trias); 4. Calizas, margas (Jurasico); 5. Arenas, areniscas(Cretacico); 6. Calizas, dolomıas (Cretacico); 7. Conglomerados (Terciario); 8. Calizas (Terciario); 9 Principalesconjuntos tobaceos: A. Huertapelayo. B: Puente San Pedro. C: Fuente La Parra. D: Corduente. E: Castilnuevo;10. Cabalgamiento; 11. Falla; 12. Sinclinal; 13. Anticlinal; 14. Surgencia; 15. Acuıfero; 16. Reborde de muela oparamera.

1. TOBAS ASOCIADAS A SURGENCIAS O VINCULADAS A COLEC-

TORES FLUVIALES SECUNDARIOS QUE DRENAN ACUIFEROS

Constituyen la tipologıa mas importante con desarrollos espectaculares en algunos parajes, comola Pena Horadada, La Escareruela, el Puente de San Pedro, el Ojo de la Carquima o el entorno dela localidad de Huertapelayo. Su ubicacion casi siempre se emplaza en la vertiente izquierda del rıoTajo, asociada a la descarga de los distintos acuıferos karsticos. Estas acumulaciones presentan doslocalizaciones prioritarias, una en las laderas al pie de surgencias karsticas mas o menos funcionales,y otra se relaciona con una serie de formaciones mas complejas, situadas en los tramos finales devalles colectores del Tajo; generalmente constituyen valles colgados respecto al talweg principal conel que enlazan mediante importantes cascadas; son, por tanto, una tipologıa intermedia entre losedificios tobaceos de ladera, propiamente dichos y los de fondo de valle asociados a las grandesarterias fluviales de drenaje.

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Figura 14.2: Vistas de diferentes ambitos tobaceos en el valle del Alto Tajo. A: Canon del Tajo. B: Acumulacionestobaceas en las proximidades de Peralejos de las Truchas. C: Detalle del muro del edificio de Huertapelayo. D:Laguna de Taravilla represada por una barrera tobacea.

1.1. EDIFICIOS TOBACEOS ASOCIADOS A LAS SURGENCIAS EN LASLADERAS

Se trata de un conjunto de formaciones de distinta magnitud que se vinculan a los manantia-les que avenan las unidades karsticas del Alto Tajo y en las que frecuentemente los procesos deprecipitacion de carbonatos son activos estacional y/o esporadicamente. Se emplazan en aquellossegmentos de las laderas donde tiene lugar el contacto entre materiales litologicos de distinta per-meabilidad; su magnitud, complejidad y grado de funcionalidad ofrecen notables contrastes aunque,por lo general, se trata de formaciones tobaceas que salvan desniveles importantes, proximos o su-periores a 60 m en algunos puntos. Se vinculan a surgencias karsticas relictas o de funcionamientoeventual y cuya evolucion ha estado dirigida por el progresivo encajamiento de la red fluvial delTajo que, a su vez, ha determinado la evolucion de la dinamica karstica de la zona (Fig. 14.4).

Entre los numerosos edificios tobaceos de ladera que salpican todo el area, sobresalen los empla-zados en las inmediaciones de: la Fuente de la Toba en el canon del Tajo; la resurgencia Boca Negra,en Poveda; la cueva Hoya del Castillo, en Taravilla; la Fuente de la Parra; paraje del Hundido deArmallones y Aguaspena en Checa. Tambien sobresale por su espectacularidad el edificio de laEscareruela (cerca del Puente San Pedro) que tiene su origen en la fuente homonima (Puch, 1988);sus carbonatos se emplazan en el tramo final del Barranco de Cino Negro que salva un desnivelsuperior a los 100 m y, ademas, sirve de desague a un pequeno arroyo donde concurren las aguasprocedentes de diversas surgencias ubicadas en la zona culminante de la plataforma calcarea dela Muela de Alcoron y Mesa neogena de Zaorejas. Por lo general, la surgencia de la Escarerueladispone de un caudal nulo o escaso; pero cuando descienden flujos tras aguaceros muy intensosse propician los procesos de precipitacion tobacea y formacion de viseras en los grandes saltos deagua que cubren los frentes tobaceos, con una dinamica que mas que favorecer la precipitacion decarbonatos, induce a su erosion (Fig. 14.4).

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LAS TOBAS EN ESPANA

Figura 14.3: Evolucion fluvial y de los edificiostobaceos de ladera en el canon del Alto Tajo.

Figura 14.4: Edificio tobaceo asociado a la fuentede la Escareruela, vertiente occidental del Tajo,aguas arriba del Puente San Pedro.

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1.2. CONJUNTOS TOBACEOS ASOCIADOS A LAS DESEMBOCADURASDE ARROYOS TRIBUTARIOS DEL TAJO: LOS EJEMPLOS DEL PUEN-TE SAN PEDRO Y HUERTAPELAYO

Ademas del morfotipo anterior, en el Alto Tajo existen otras acumulaciones que destacan por sumagnitud y complejidad; se trata de edificios de contornos cuneiformes situados en las proximidadesde las desembocaduras de pequenos arroyos tributarios de los rıos principales y que desarrollaronimportantes cascadas tobaceas en sus tramos proximos a sus desembocaduras. Actualmente, algunosde estos arroyos siguen enlazando con el cauce principal mediante destacados saltos de agua en losque se han formado cascadas tobaceas; son los casos de los arroyos de Valdelacasa y del Val en lasproximidades de Corduente, en el valle del Gallo, del Arroyo Campillo cerca del Puente San Pedroy del Arroyo de la Vega en Huertapelayo.

La organizacion interna de estos edificios tobaceos resulta complicada ya que se disponen amodo de notables graderıas donde se adosan varios cuerpos que, a techo, ofrecen una morfologıageneralmente muy aplanada y que conectan lateralmente mediante cascadas tobaceas desarrolladasen los antiguos saltos de agua. Esta organizacion dificulta el establecimiento de modelos evolutivospues es frecuente que unos escalones tobaceos se encajen en otros sin que, en muchas ocasiones,sea visible ni el muro del edificio, ni su sustrato geologico. Se han observado distintas situaciones:en unos casos, cada replano corresponde a diferentes etapas geneticas (Puente San Pedro, Cor-duente); en otros, el edificio tobaceo se adapta a las antiguas rupturas de pendiente de la ladera,constituyendo, por tanto, una misma unidad (Huertapelayo) (Fig. 14.5).

Figura 14.5: Detalle de las facies tobaceas de distintos edificios del Alto Tajo. A: Facies estromatolıticas. B: Moldede pina en el interior del edificio superior de Huertapelayo. C: Conjunto de oncolitos rellenando las paredes de unantiguo cauce. d: Molde de hoja.

La estructura de estos edificios esta formada fundamentalmente por capas de musgo que per-miten reconstruir la progradacion de las antiguas cascadas y donde puede advertirse como unascapas fosilizan lateralmente a otras a consecuencia de los progresivos avances del frente tobaceo.En su seno abundan multiples cicatrices erosivas, recubrimientos de calcita parietal o dispositivosestalactıticos fosilizados, una y otra vez, por una acrecion lateral asociada a nuevos saltos de agua.

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LAS TOBAS EN ESPANA

Tambien son frecuentes las morfologıas en viseras, penachos y flecos que testimonian generalmenteuna ralentizacion o paralizacion de los procesos de construccion tobacea; este fenomeno, a su vez,puede estar relacionado con una disminucion de los caudales o una migracion lateral de los saltosprovocada por cambios en la direccion de los flujos de agua. Asimismo, en el seno de la masa tobaceaabundan los conductos karsticos revestidos por espeleotemas.

El conjunto tobaceo del Puente San Pedro constituye uno de los mejores ejemplos de la Penınsu-la; se situa proximo a la confluencia del rıo Gallo en el Tajo y se asocia al tramo final del Arroyo dela Canada o Campillo, en cuya desembocadura salva un desnivel proximo a los 60 m, punto en elque desarrolla una importante cascada tobacea plenamente funcional. Este arroyo esta alimentadopor la surgencia de Campillo que avena el acuıfero de la Muela cretacica de Villanueva de Alcoronası como las mesas cenozoicas de Zaorejas. Este conjunto fue estudiado por Lopez Vera y MartınezGoytre (1988 y 1989) con el objetivo de conocer su cronologıa absoluta y abordar el analisis de susisotopos estables; posteriormente fue objeto de un detallado reconocimiento geomorfologico de susestructuras (Gonzalez Amuchastegui y Gonzalez Martın, 1993a y Gonzalez Amuchastegui, 1998 y1999).

Figura 14.6: Conjunto tobaceo del Puente San Pedro. Posicion geomorfologica y estructuras sedimentarias.

Morfologicamente, el conjunto esta formado por tres enormes replanos (Fig. 14.6), con una orga-nizacion en graderıa compuesta por varios cuerpos tobaceos de techos extraordinariamente tendidosy separados por taludes que coinciden con antiguas cascadas tobaceas. Se trata de autenticas cunasdeposicionales bioconstruidas generadas por la progradacion de capas de musgos, que en algunoscasos supera los 600 m y que finalizan en su parte distal mediante importantes saltos y cascadas.El origen del desnivel ofrecido por estos escalones es complejo, dado que no son visibles ni el muro,ni el sustrato. Sin embargo, la diferente morfologıa del techo de estos escalones permiten asignar

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a cada cuerpo una edad diferente (Gonzalez Amuchastegui y Gonzalez Martın, 1993): el replanomas alto se presenta intensamente karstificado con mogotes residuales aislados por fenomenos dehundimiento y colapso, mientras que los techos de los edificios medio e inferior ofrecen morfologıasmuy planas y bien conservadas (Fig. 14.6). El encajamiento de los distintos escalones fue controladopor la progresiva incision del cauce del rıo Tajo que, a su vez, conllevo un coetaneo descenso delos niveles de base karsticos. De esta manera, se han distinguido tres generaciones tobaceas: dosasociadas al Pleistoceno y otra al Holoceno, en un modelo evolutivo reflejado en la Figura 14.7.

Figura 14.7: Modelo evolutivo del conjunto tobaceo del Puente San Pedro; la cronologıa (U/Th) fue obtenida porLopez Vera y Martınez Goytre, 1989. 1. Grandes escarpes sobre roquedos mesozoicos; 2. Escarpes en edificiostobaceos; 3. Taludes de origen fluvial; 4. Valle colgado; 5. Valle de fondo plano; 6. Valle de fondo plano incidido; 7.Depositos crioclasticos LGM; 8. Sentido de progradacion de las cascadas tobaceas; 9. Tobas actuales; 10. Edificiostobaceos Campillo I; 11. Edificios tobaceos Campillo II; 12. Edificios tobaceos Campillo III; 13. Edificios tobaceosfluviales +18-20 m.; 14. Edificios tobaceos fluviales +10-12 m.; 15. Surgencia del Campillo.

En las proximidades de la localidad de Huertapelayo (Fig. 14.8), y asociado a la desemboca-dura del Arroyo de la Vega en el cauce del Tajo, se ha desarrollado otro magnıfico y complejoedificio donde alternan estructuras tobaceas y sedimentos de naturaleza detrıtica, si bien son lasprimeras las que alcanzan un mayor protagonismo. En este caso, a diferencia de lo que ocurrıa en

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LAS TOBAS EN ESPANA

el Puente San Pedro, la presencia de distintos escalones tobaceos indica la adaptacion de las capasa las rupturas de pendiente del preterito perfil longitudinal del Arroyo de la Vega, de modo quecada uno de ellos se asocia con una misma etapa paleoambiental: ası lo sugiere la continuidad delas antiguas capas tobaceas generadas por los musgos, o la presencia de calcarenitas al pie de lasantiguas cascadas donde, ademas, son abundantes los restos detrıticos resultado de eventos hidro-dinamicos esporadicos. En el han sido definidas tres fases de crecimiento tobaceo remontandose dosal Pleistoceno y una ultima al Holoceno, coincidiendo con las establecidas en el Puente San Pedro(Gonzalez Amuchastegui y Gonzalez Martın, 1993).

Figura 14.8: El conjunto tobaceo de Huertapelayo. Esquema del conjunto sedimentario, A: Arenas. B: Margas C:Calizas bioclasticas. D: Calizas. E: Dolomıas y calizas dolomıticas. F: Calizas nodulosas. 1: Bloques y derrubiosgravitatorios. 2: Edificio tobaceo de cascada. 3: Derrubios estratificados. 4: Edificio tobaceo, facies de musgos ycalcarenitas. 5: Coluvion solifluidal. 6: Tobas de fondo de valle.

1.3. OTROS EDIFICIOS: LA LAGUNA DE TARAVILLA

En la pista que bordea el Tajo, entre Peralejos de las Truchas y la localidad de Taravilla, se situaesta espectacular laguna tobacea (Fig. 14.2-D) colgada sobre el valle del rıo Tajo; sus dimensionesson modestas (2,11 ha) y presenta una profundidad media de 11 m ası como un fondo plano rellenopor distintos niveles sedimentarios (Valero Garces et al, 2004 y 2008a). Su origen se vincula ala existencia de una gran barrera tobacea que actua como represa de las aguas procedentes deun manantial karstico; tiene una alimentacion mixta, superficial y subterranea, con un sistemahidrologicamente abierto ya que presenta un arroyo afluente superficial y un emisario que drena lalaguna hacia el rıo Tajo.

Se han diferenciado dos conjuntos tobaceos: uno situado en su margen izquierda y que constituyeun antiguo edificio cuyo espesor supera los 15 m y ofrece una estructura formada principalmente porfacies biogenicas entre las que destacan las de musgos, a partir de las cuales pueden reconstruirsealgunas de las antiguas cascadas. Se aprecian abundantes sıntomas de karstificacion y su techo,que se situa a +45 m sobre el cauce, debio tener originariamente una morfologıa plana, hoy muydesfigurada por la presencia de resaltes tobaceos residuales. De este conjunto parte, en direccional Tajo, una gran cascada que pudo servir de desague en el pasado; su salto fue posteriormenteaprovechado por las aguas constructoras de otros edificios mas jovenes; genesis y funcionamientopor tanto polifasicos, con agradacion de formaciones tobaceas correspondientes a distintas epocas(Gonzalez Amuchastegui, 1993a).

El segundo gran edificio conforma el cierre frontal de la laguna y coincide con una barrera quelas aguas salvan mediante un gran salto articulado por multiples escalones y cascadas. A travesde ella se produce el desague del humedal que es especialmente caudaloso en perıodos de fuertesprecipitaciones.

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Estos edificios fueron datados hace unos anos (Valero et al., 2004 y 2008a), observandose lasfases de maximo crecimiento tobaceo en la transicion entre el MIS 6 y el MIS 5 (139.7±3.1 ka)para el edificio alto; por su parte la genesis del edificio frontal serıa posterior y se emplazarıa en elintervalo Tardiglaciar-Holoceno temprano, MIS 2-1 (11-7 ka). De igual modo se abordo el estudiodel relleno sedimentario del lago estableciendo un modelo evolutivo de los cambios paleohidrologicosy paleoambientales acontecidos durante los tiempos mas recientes; ası se detecto un incremento dela superficie de la lamina de agua ocupada por la laguna despues del siglo XV; a este hecho, hay queanadir una mayor presencia de las facies arenosas vinculadas a episodios de avenidas correlacionadoscon la Pequena Edad de Hielo. La posterior reactivacion de los procesos de sedimentacion tobaceaası como ciertos cambios en la vegetacion fueron interpretados como la respuesta a un incrementode la humedad despues de la Pequena Edad de Hielo. En la actualidad, los procesos de precipitaciontobacea continuan siendo activos tanto en el manantial que alimenta la laguna como en la cascadaadaptada a la vertiente septentrional del Tajo.

2. LAS TOBAS DE FONDO DE VALLE

Los perfiles longitudinales de los cursos del Alto Tajo, y alguno de sus afluentes como el rıo Gallo,ofrecen de modo jalonado una serie de edificios tobaceos asociados tanto al funcionamiento preteritocomo actual de los cursos de agua: sus muros y techos se situan a distintas alturas respecto al niveldel cauce actual, sugiriendo cambios en el funcionamiento hidrologico de los rıos a lo largo delCuaternario y del Holoceno. Estas acumulaciones guardan grandes semejanzas con otros ejemplossituados aguas abajo, en el area de Trillo y Cifuentes (Ordonez, Gonzalez Martın y Garcıa del Cura,1987a; Ortiz et al., 2009), ası como en otros valles del Sistema Iberico, tanto de su Rama Castellanacomo de la Aragonesa (Sancho et al., 1997; Pena et al., 2000) o en otros dominios peninsulares.

Estos edificios tobaceos pueden asimilarse a verdaderas terrazas fluviales y se asocian a lostramos de los rıos (Fig. 14.9), en los que el perfil longitudinal es muy suave, tan solo interrumpidopor la presencia de pequenas rupturas de pendiente, generalmente de origen estructural y donde laalimentacion hıdrica es muy regular. Pueden llegar a superar los 15 m de espesor en algunos parajesy ofrecen una variada tipologıa. Destacan por su presencia, y a veces por su notable magnitud,los edificios de barrera. Junto a ellos coexisten otras acumulaciones tobaceas de apariencia masplana y que morfologicamente no alcanzan la esbeltez de aquellas. Estos dispositivos mas rasosfueron definidos, hace algun tiempo, como “acumulaciones tobaceas de retencion”, no existiendouna frontera morfologica nıtida entre uno y otro tipo, aunque ciertamente son formaciones, enmuchos casos coetaneas, que han seguido una evolucion semejante en los lechos fluviales; su genesisse asocia a la presencia de pequenas rupturas de pendiente de orden decimetrico en el perfil delrıo, factor que decide el origen de los procesos de precipitacion carbonatada y, por tanto, deledificio tobaceo que al crecer en la vertical produce un represamiento parcial de las aguas delrıo. En ocasiones, este represamiento ha sido consecuencia de la existencia de grandes derrumbesgravitatorios que han desalojado importantes masas coluvionares hacia el fondo del valle (casode la Umbrıa de Valdenarros) y que pudieron cerrar el cauce. Precisamente, el emplazamiento deestas acumulaciones tobaceas, en trechos de fuerte agitacion de las aguas, senala la importanciaque en la genesis de estos edificios han tenido los procesos de precipitacion fısico-quımica, luegoincrementados por los de origen biologico.

Estos edificios carbonaticos se prolongan hacia aguas arriba a traves de importantes depositoscalcarenıticos (Fig. 14.10) sedimentados en tramos del cauce donde las aguas fluyen mas lentamente,bien por situarse en trechos de tendido perfil del rıo, o porque coinciden con parajes donde las aguashan quedado parcialmente retenidas como consecuencia de la presencia de un edificio de barrera.En este caso, los procesos de precipitacion carbonatada difieren notablemente de los asociados alos edificios de barrera y retencion dominando las facies detrıticas de baja energıa, calcarenitas ylutitas de origen tobaceo.

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LAS TOBAS EN ESPANA

Figura 14.9: Modelo de organizacion de los edificios tobaceos de barrera y retencion y acumulaciones calcarenıticasen el Alto Tajo.

Figura 14.10: Acumulacion calcarenıtica en el valledel Tajo en las proximidades de la Fuente de laParra.

Las acumulaciones de fondo de valle del Alto Tajo ofrecen rasgos caracterısticos y especıficosen lo que respecta a su morfologıa, a la complejidad de sus facies carbonaticas y a los diferen-tes ambientes deposicionales. Junto a las tipologıas anteriormente senaladas, hay otras complejasestructuras tobaceas cuya originalidad y especificidad impide incluirlas dentro de los modelos depo-sicionales carbonaticos propuestos para los medios fluviales, como las descritas por primera vez ensectores proximos a la localidad de Peralejos de las Truchas (Guerrero y Gonzalez Martın, 2000);se trata de grandes edificios tobaceos en los que dominan carbonatos precipitados en grandes cunasdeposicionales de tipo progradante y con crecimiento hacia aguas abajo generando edificios degrandes dimensiones que, en ocasiones, superan los 200 m de longitud y 20 m de espesor. En ellosabundan las estructuras biogenicas aunque son frecuentes las intercalaciones detrıticas (intraclastand phytoclast tufa) y las facies de encharcamiento con tallos (vertical tube facies).

Desde el punto de vista evolutivo debe considerarse como los diferentes morfotipos preterita-mente desarrollados en el fondo del valle del Tajo se escalonan a distintas alturas sobre el talweg

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actual. Se han distinguido, al menos, cuatro generaciones de edificios tobaceos de fondo de valle,aunque su representacion varıa mucho segun la etapa del Cuaternario a la que se asocia cada unade ellas. Por otro lado, el estudio del dispositivo morfologico en el que se inscribe cada una de estasgeneraciones, permite una aproximacion a las condiciones dinamicas y de deposicion en las que seprodujo la genesis de los edificios, ası como al conocimiento de una serie de cambios altimetricosy de movilidad lateral del cauce, que tuvieron lugar en el valle del Tajo a lo largo de su historiageologica reciente. En ausencia de datos cronologicos precisos pueden considerarse las siguientesetapas de construccion fluvial de tobas (Fig. 14.11):

Figura 14.11: Sıntesis esquematica de losniveles fluviales del Alto Tajo (sectorCabrillas-Puente San Pedro).

Acumulaciones tobaceas del Pleistoceno inferior. Solo se ha encontrado un testigo de estageneracion en la margen derecha del canon del Tajo, en el sector conocido como el MajadalBajero (Gonzalez Amuchastegui, 1997) y localizado a unos 200 m sobre el cauce actual delrıo. Forma un extenso replano (500x700 m) que ofrece un espesor cercano a los 15 m (Fig.14.12) y lo compone un conjunto de capas tobaceas, muy diagenetizadas y karstificadas,cuyas estructuras permiten asimilarlas a una gran barrera tobacea. Este conjunto constituyeuno de los primeros testigos de la accion precipitadora de las aguas del Tajo; del mismomodo con su incision se dio paso, desde entonces, a una prolongadısima etapa caracterizadapor el encajamiento del rıo que solo se interrumpio, de modo parcial, durante los pequenoslapsos temporales que coincidieron con las acumulaciones detrıticas y la construccion de lasposteriores generaciones tobaceas.

Acumulaciones tobaceas del Pleistoceno medio-reciente. Corresponde a un reducido numerode edificios tobaceos situados a distintas alturas (T+60 y T+35-40 m) sobre el talweg del rıo

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LAS TOBAS EN ESPANA

que fosilizan antiguos niveles detrıticos de origen aluvial. Su interpretacion resulta complejadebido al elevado grado de diagenesis de sus capas, ası como su interferencia con depositoscoluvionares.

La generacion mas moderna se asocia a tiempos holocenos y jalona reiteradamente ambasmargenes del canon del Tajo, desde Peralejos de las Truchas hasta aguas abajo de Valtabladodel Rıo. Su localizacion esta directamente relacionada con la morfologıa del valle, asociandosea los tramos con pequenas rupturas de pendiente. Su techo suele situarse entre 8 y 12 m sobreel talweg actual del rıo y, en ciertos casos, aparece desdoblada en un segundo nivel, cuya coro-nacion tambien incidida, se dispone a tan solo unos 5 m sobre el cauce (Peralejos-Taravilla).Se trata de una generacion que se ajusta con mucha precision al modelo de edificios de barre-ra y retencion, descritos anteriormente, y donde sus estructuras alternan con acumulacionescalcarenıticas en cuyo interior es frecuente encontrar niveles detrıticos con cantos y gravasde origen coluvionar y aluvial, ası como numerosas cicatrices erosivas ilustrando las variadasdinamicas (sedimentacion/incision) registradas a lo largo de la genesis de estos edificios. Suscaracterısticas denotan una edad muy proxima para la mayor parte de estas acumulaciones yaque constituyen la terraza inferior y fosilizan frecuentemente depositos estratificados de ladera(Fig. 14.13) asociados a los testigos coluvionares correlativos al Ultimo Maximo Glaciar; estenivel ha sido corroborado isotopicamente como holoceno en las proximidades del Puente SanPedro (Lopez Vera y Martınez Goytre, 1988 y 1989).

Figura 14.12: Evolucion del canon del Tajo en el sector del Majadal Bajero. A: Morfologıa hipotetica del valle delTajo durante la edificacion de la gran barrera tobacea del Pleistoceno Inferior. B: Posicion actual colgada de estabarrera tobacea +200 m.

Figura 14.13: Esquema geomorfologico de las acumulaciones tobaceas del Alto Tajo emplazadas en su fondo devalle actual. Los depositos estratificados de vertiente (grezes litees) han sido asignados al MIS-2.

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La red tributaria del Tajo ha desarrollado en este sector otras importantes acumulacionestobaceas como las situadas en el rıo Cabrillas (Weijemars, 1986), Bullones o Arandilla. Desta-can las emplazadas en el valle del rıo Gallo (Gonzalez Amuchastegui y Gonzalez Martın, 1989),sector Los Tobares, conformando un unico nivel cuyo techo se situa a 5-8 m y que esta incididopor el cauce actual; tambien sobresalen las acumulaciones del arroyo Salado, afluente del Gallo,que ofrece un conjunto de edificios tobaceos asociados a tres fases distintas, en las proximidades deCastilnuevo.

3. GENESIS ACTUAL DE FORMACIONES TOBACEAS

En el Alto Tajo, la karstificacion es en la actualidad un proceso todavıa bien activo. La natura-leza caliza y dolomıtica de sus roquedos, determina las caracterısticas fısico-quımicas de sus aguasde tipo bicarbonatado calcico/magnesico (Gonzalez Amuchastegui et al., 1995). En ellas se cons-tata tambien la existencia de sulfatos, cloruros y sodio, iones aportados fundamentalmente desdelos materiales del Trias superior; la presencia de los mencionados sulfatos propicia el “efecto ioncomun” tan favorable para la precipitacion fısico-quımica de las tobas. No obstante, los procesos deprecipitacion de carbonatos son mucho menos eficaces que los que se dieron en los tiempos pasados,aunque la actividad sigue hoy registrandose tanto en los fondos de valle donde se insertan rupturasdel gradiente como en las cascadas de las surgencias karsticas (Escareruela, Campillo, Laguna deTaravilla, Fuente de la Toba. . . ). Tambien son activos en los pequenos arroyos que se forman al piede algunas surgencias (Arroyo de La Toba en Huertapelayo o el Arroyo del Val en Corduente).

Los carbonatos precipitados en la actualidad en las aguas del Tajo se caracterizan por unaimportante contribucion de musgos y abundantes diatomeas. Entre las especies mejor representa-das ha sido senalada la existencia de Barbula tophacea, Ctenidium molluscum, Barbula convoluta,Cratoneuron commutatum y Barbula gallax (Ordonez et al., 1992; Gonzalez Amuchastegui, 1993a),pudiendo establecerse una diferenciacion entre los tramos de hidrodinamica mas intensa (saltos deagua asociados a cascadas) y los depositos acumulados en zonas de remanso fluvial. Respecto a losprimeros, destaca la existencia de musgos Barbula gallax (Heaw) y numerosas diatomeas; mientrasque en las acumulaciones asociadas a rupturas de pendiente del lecho fluvial, la estructura es com-pleja combinandose en ellas colonias algaceas, oncolitos y clastos de caliza y cuarzo, ası como tobasde musgo propiamente dichas, con moldes orientados por la corriente y sobre los que se desarrollanalgas epifitas que dan lugar a estructuras estromatolıticas. Por su parte, los depositos asociados alos parajes de remanso presentan una mayor heterogeneidad estructural con abundantes restos demusgos en los que se ha identificado Barbula tophacea (Brid) y Bryum sp, laminares que sirven debase a formas coloniales tipo Rivularia sp. y que contienen tambien colonias algaceas arborescentes(Ordonez et al .,1992).

La magnitud de los edificios tobaceos, ası como la exigencia de conocer el perıodo de tiemponecesario para su construccion, plantea el problema de la velocidad de crecimiento de estas acumu-laciones; esta es una cuestion poco estudiada en el Tajo, y aunque la funcionalidad de los depositostobaceos peninsulares es limitada (Ordonez et al., 2005), las velocidades obtenidas en acumulacio-nes tobaceas de crecimiento puntual, proximas a este sector, indican una rapida edificacion queestarıa comprendida entre unos 7-8 mm/ano (Vazquez Urbez et al., 2010) y unos 2-14 cm (Ordonezy Gonzalez Martın, 1979; Weijemars et al., 1986)1.


Los conjuntos tobaceos del Alto Tajo forman parte de las numerosas acumulaciones que de estanaturaleza existen en la Rama Castellana del Sistema Iberico; constituyen un valioso indicador de laevolucion geomorfologica regional y han desempenado un papel muy importante en la evolucion detodo este sector. Su ubicacion en dos contextos geomorfologicos bien diferenciados, el ambito de las

1Vease capıtulo 1, apartado 3.3 sobre Tasas de Precipitacion.

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LAS TOBAS EN ESPANA

laderas y los fondos de valle, se relaciona con factores estructurales: la localizacion de formacionestobaceas asociadas a surgencias karsticas se vincula al emplazamiento de los manantiales en elcontacto entre litologıas permeables e impermeables; por su parte, los edificios de barrera y retencionde fondo de valle encuentran su origen en la presencia de pequenos resaltes estructurales que sirvencomo elemento incitador de los procesos fısico-quımicos de precipitacion de carbonatos.

Sin embargo, si el factor estructural desempena un papel importante en la ubicacion y genesisde los depositos tobaceos, es el significado paleoclimatico y el valor como geoindicadores ambienta-les de estas acumulaciones los que han permitido establecer distintas etapas morfosedimentareas.Se pueden distinguir hasta cuatro fases geneticas a lo largo del Cuaternario, siendo los edificiosasociados al Pleistoceno reciente y al Holoceno los que ofrecen mayor representatividad. En cual-quier caso, las escasas dataciones realizadas senalan los estadios interglaciares, MIS-5 y 1, como losmomentos idoneos para la formacion de depositos tobaceos. Destacan las llevadas a cabo por LopezVera y Martınez Goytre (1989) en el Puente San Pedro, donde identifican varios episodios genera-lizados de crecimiento tobaceo: uno situado entre los 110 y los 140 ka (aunque su techo cronologicopodrıa llegar a los 200 ka) coincidiendo las edades con las obtenidas en los edificios asociados a lalaguna de Taravilla (139,7±3.1 ka) por Valero Garces y otros (2004 y 2008a); un segundo conjuntotobaceo, encajado en el anterior, fue datado entre los 80 y 90 ka y finalmente, un tercer nivel cuyaedad es inferior a los 10.000 anos y que se corresponderıa con el edificio frontal de cierre (11-7 ka)de Taravilla (Valero Garces et al., 2004 y 2008a).

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15. LAS ACUMULACIONES TOBACEAS

DE LA SERRANIA DE CUENCA

T. de Torres y J. E. Ortiz

Grupo de Estudios Ambientales. Dpto. de Ingenierıa Geologica. E.T.S.I. Minas. Universidad Politecnica de Madrid.

C/Rıos Rosas, 21. 28003 Madrid. [email protected], [email protected].

1. ANTECEDENTES

Los antecedentes sobre estudios de los travertinos de la zona de Priego son escasos y solo cabedestacar los trabajos de Virgili y Perez Gonzalez (1970), Madurga (1973) y Torres et al., (1994,1995). En el primero se hace una descripcion geomorfologica y estratigrafica detallada de la zona,con una relacion de flora y fauna, especialmente dulceacuıcola y un analisis geoquımico de algunasterrazas; carece de dataciones numericas, aunque establece una cronologıa relativa provisional ba-sada en criterios paleoclimaticos. Madurga (1973) describe el contenido malacologico. En las tresultimas aportaciones se realiza la topoestratigrafıa y datacion por metodos radiometricos del areade Priego y la correlacion de estos datos con analisis de racemizacion de aminoacidos, verificando labondad de este ultimo metodo. Mas recientemente, en Torres et al., (2005) se efectua una sıntesisque establece los perıodos de generacion de las terrazas travertınicas que estarıan vinculados aepisodios calidos (estadios impares del oxıgeno marino). Posteriormente, los depositos travertınicosde la zona de Priego se incluyen en el contexto general comun de la zona del Alto Tajo y Serranıade Cuenca (Ortiz et al., 2009).

2. TIPOLOGIA Y POSICION GEOMORFOLOGICA DE LAS ACUMULA-

CIONES TOBACEAS

Las acumulaciones tobaceas de la Serranıa de Cuenca se situan en los margenes de los rıos Gua-diela, Escabas y Trabaque, en las proximidades de Priego (Cuenca), entre la Sierra de Bascunanay la Alcarria, pertenecientes al Sistema Iberico y al relleno de la Depresion Intermedia respectiva-mente. Los materiales aflorantes corresponden al Mesozoico calcareo, Cenozoico y Cuaternario.

En esta zona se han establecido seis niveles de terrazas (T1-T6) en funcion de su altura respectoal cauce actual (Fig. 15.1). En la Figura 15.2 se ha representado la posicion de las localidadesidentificandolas segun el nivel en el que se situan. Cada una se nombro en funcion del rıo al cualcorresponde (rıo Trabaque-TR; rıo Escabas-ES; rıo Guadiela-GU), el nivel (T1-T6), y la posiciondentro del mismo nivel aguas abajo. Por ejemplo, el nivel TR4.2 corresponde a la segunda (2)seccion localizada aguas abajo del cuarto nivel de terrazas del rıo Trabaque (T4).

Como se puede observar la altura relativa de los niveles diferenciados en el rıo Trabaque nocoincide exactamente con la de los niveles similares en los rıos Escabas-Guadiela. Ello se explicapor la diferente dinamica fluvial: el rıo Trabaque es afluente del rıo Escabas y este, a su vez,es tributario del rıo Guadiela. Para correlacionar los niveles de terrazas de los tres rıos se hanempleado las secciones TR3.1, TR4.4 y ES3.1, ya que se situan en la confluencia de los rıos Escabasy Trabaque. En el rıo Trabaque (Fig. 15.4A) se han diferenciado cinco niveles (T1 a T5), mientrasque en los rıos Escabas-Guadiela se han distinguido cuatro (T3 a T6) (Fig. 15.2). El nivel mas

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LAS TOBAS EN ESPANA

bajo (T6) no esta representado en el rıo Trabaque, posiblemente porque el rıo no haya incididototalmente la ultima llanura aluvial que construyo.

Figura 15.1: Niveles de terrazas establecidas en la zona de Priego con su altura relativa respecto a los rıos Trabaquey Escabas-Guadiela. Modificado de Torres et al. (2005).

Figura 15.2: Situacion de las terrazas terrazas travertınicas para los rıos Trabaque (TR), Guadiela y Escabas (ES)en la zona de Priego, separadas en funcion de su altura sobre el nivel del thalweg actual. Modificado de Torres etal. (2005).

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15. LAS ACUMULACIONES TOBACEAS DE LA SERRANIA DE CUENCA

Los depositos travertınicos del area Priego se engloban dentro del modelo fluvial de Pedley(1990): rıos bien desarrollados, principalmente braided y ocasionalmente meandriformes, en losque el aporte extraclastico puede ser temporalmente dominante, junto con barras constituidas porintraclastos, fitoclastos y biohermos de origen vegetal (Torres et al., 2005). En gran parte de lasterrazas (Fig. 15.3) se observan biorruditas procedentes de la erosion de bioconstrucciones previas,junto con acumulaciones de cuerpos arenosos y “gravelosos” de naturaleza extraclastica, que indicanpulsaciones de cierta energıa (Fig. 15.4B, C y G). En ocasiones, la generacion de barreras locales diopaso a encharcamientos, como indican los niveles con fitoclastos en posicion de vida (Fig. 15.4D) yestromatolitos (Fig. 15.4C, E, F, H). Esto tambien produjo el desarrollo de niveles de base localesque controlaron la altura de las terrazas a lo largo del mismo perfil.

Figura 15.3: Secciones estratigraficas de diferentes niveles de terrazas fluviales de los rıos Escabas y Trabaque.Tobas de tallos en posicion de vida (Pht), tobas estromatolıticas (Pbt); tobas fitoclasticas (Pct), toba oncolıtica(Ont), toba intraclastica (Int), Micritic tufa (Mct); depositos karsticos (K), depositos extraclasticos (Ecl), gyttjay sapropel (Gyd). Modificado de Torres et al. (2005).

Para la formacion de los depositos travertınicos se propone (Fig 15.5A) un perfil en “doble-cuna” para cada evento de acumulacion de travertinos fluviales. Un extremo se encuentra aguas-arriba, en la salida de un canon, donde las caracterısticas del flujo favorecen la sedimentacion deextraclastos y no de travertinos. El otro extremo se encuentra aguas abajo, donde la cantidadde bicarbonato calcico disponible es reducida y solamente se produce una sedimentacion detrıticade escasa potencia. La mayor cantidad de depositos travertınicos se produce en la zona central,donde se dan las condiciones ambientales mas favorables (bicarbonato disuelto, turbulencia delagua, temperatura). Las construcciones travertınicas actuaron como trampas donde se acumulo el

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LAS TOBAS EN ESPANA

sedimento (extraclastico e intraclastico). Reactivaciones posteriores destruyeron parcialmente faciesframestone (plantas o sus moldes en posicion de vida) produciendo bioclastos que se transportaronaguas abajo, donde se acumularon.

Figura 15.4: A: Panoramicade los niveles travertınicos delrıo Escabas. B: Detalle delos depositos de la localidadES6.2 en los que el deposi-to tobaceo ha sido erosiona-do durante un perıodo de au-mento de energıa del sistemareflejado por la presencia degravas polimıcticas, con nive-les estromatolıticos a techo.C: Estromatolitos de la lo-calidad ES 6.2, D: Traverti-nos de tallos en posicion devida de la localidad TR3.1sobre un nivel de materialextraclastico. E: Estromato-litos de la localidad TR4.3;F: Bioconstruccciones alga-les con laminacion estroma-tolıtica; G: Deposito tobaceoenglobando extraclastos decuarzo; H: Bioconstruccionesalgales de cf. /emphRivula-ria.

En el rıo Trabaque (Fig 15.5B) el modelo es algo mas complicado debido a la existencia decambios abruptos en el nivel de base del rıo vinculados a la existencia de barreras. La destruccionde estas barreras afectara en gran medida a la altura de los nuevos depositos. Las terrazas destruidasy nuevas se pueden considerar sincronicas de acuerdo con los ratios de racemizacion obtenidos enostracodos.

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Figura 15.5: Modelo de sedimentacion para cada evento de acumulacion de travertinos fluviales a lo largo delperfil longitudinal de los rıos Escabas y Guadiela (A) y Trabaque (B). Modificado de Torres et al. (2005).

3. EDAD DE LAS ACUMULACIONES TOBACEAS

La edad de las terrazas travertınicas de la zona de Priego se obtuvo principalmente mediante elmetodo de racemizacion de aminoacidos. Asimismo se seleccionaron cuatro muestras que se dataronmediante U/Th.

3.1. DATACION POR RACEMIZACION DE AMINOACIDOS

Se realizaron un total de 108 analisis cromatograficos de muestras de conchas de ostracodosy gasteropodos, en los que se identificaron los aminoacidos isoleucina, leucina, acido aspartico,fenilalanina y acido glutamico, aunque solamente se presentan los resultados obtenidos de los analisisde ostracodos, ya que abundan en todos los niveles y dieron mejores resultados debido a la excelentepreservacion de aminoacidos en las valvas (Kaufman, 2000).

En la mayor parte de los casos unicamente se seleccionaron valvas de la especie Herpetocyprisreptans (Baird). En los niveles donde los individuos de Herpetocypris reptans no eran abundantestambien se recogieron valvas de Candona neglecta Sars y Candona angulata Muller o de Ilyocyprisbradyi Sars que tienen una cinetica de racemizacion similar ya que pertenecen a la misma Familia.

Para datacion de los niveles se utilizaron los valores de racemizacion de los acidos glutamicoy aspartico. Esta eleccion se baso en la fiabilidad medida para estos aminoacidos que se dedujodel analisis multivariante de los ratios D/L de los diversos aminoacidos identificados (Torres et al.,2005), siendo el coeficiente de correlacion entre D/L Asp y D/L Glu de 0.943 (nivel de significacioninferior a 0.001). En la Tabla 15.1 se recoge el valor medio y desviacion estandar de los ratios D/LAsp y D/L Glu de los ostracodos del area de Priego.

Para la obtencion de las edades numericas (Tabla 15.1) se emplearon los algoritmos de calculode edad establecidos por Ortiz et al. (2004) a partir de los ratios de racemizacion de ostracodosde la zona central y sur de la Penınsula Iberica. Para muestras jovenes, con valores del ratiode racemizacion del acido aspartico inferior a 0.401 y del acido glutamico menor que 0.140 seemplearon ecuaciones diferentes (Ortiz et al., 2004) calculadas a partir de ostracodos de la especieHerpetocypris reptans (Baird) debido, fundamentalmente, a que la racemizacion es un proceso queno se comporta de manera lineal debido a que la tasa o velocidad de racemizacion desciende conel tiempo (Goodfriend, 1991). El modelo general de racemizacion, expuesto anteriormente, constade la combinacion de al menos dos funciones con diferentes pendientes. Como consecuencia de estecomportamiento, la obtencion de algoritmos para distintos tramos de la funcion que modeliza laracemizacion serıa el procedimiento correcto de calculo de edades.

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LAS TOBAS EN ESPANA

Tabla 15.1: Valor medio y desviacion estandar de las relaciones D/L Asp y D/L Glu de los ostracodos de lasterrazas tobaceas del area de Priego. Se incluye la edad de los depositos ası como el estadio isotopico marino(MIS) al que pertenecen.

Localidad n D/L Asp D/L Glu Edad (anos BP) MIS

TR.1.1 3 0.559±0.001 0.348 ± 0.001 407.566 ± 12.543 11

TR2.1 6 0.484 ± 0.001 0.219 ± 0.000 253.636 ± 10.188 7c

TR3.1 6 0.491 ± 0.010 0.238 ± 0.000 273.765 ± 9.530 7c

TR4.1 3 0.333 ± 0.002 0.117 ± 0.001 107.856 ± 8.685 5c

TR4.2 3 0.365 ± 0.001 0.128 ± 0.001 138.483 ± 8.661 6/5e

TR4.3 6 0.375 ± 0.001 0.122 ± 0.008 134.624 ± 15.480 6/5e

TR4.4 9 0.482 ± 0.014 0.228 ± 0.001 260.784 ± 14.423 7c

TR5.1 3 0.334 ± 0.002 0.115 ± 0.002 105.781 ± 4.480 5c

TR5.2 3 0.426 ± 0.001 0.159 ± 0.001 172.156 ± 6.137 7a

ES3.1 3 0.403 ± 0.001 0.136 ± 0.001 189.890 ± 23.971 7a

ES4.1 3 0.327 ± 0.001 0.111 ± 0.002 98.654 ± 2.804 5c

ES4.2 3 0.332 ± 0.002 0.129 ± 0.000 123.229 ± 31.928 5e

ES6.1 3 0.189 ± 0.001 0.049 ± 0.001 11.249 ± 6.364 1

ES6.2 3 0.184 ± 0.002 0.048 ± 0.001 10.253 ± 5.377 1

Los valores de los ratios D/L del acido aspartico y acido glutamico medidos en ostracodos dela zona de Priego se introdujeron en los algoritmos de calculo de edad (Tabla 15.1). La edad decada localidad se calculo como la media de los valores obtenidos para cada valor del ratio D/L decada aminoacido en cada muestra de una localidad. El error de la edad para cada localidad es ladesviacion tıpica de los valores de edad calculados a partir de cada valor del ratio D/L obtenido enlas muestras analıticas de cada corte.

3.2. DATACION POR U/TH

Ademas de las dataciones obtenidas mediante racemizacion de aminoacidos, se conto con losvalores de edad de Torres et al. (1994, 1995) obtenidos mediante datacion radiometrica (U/Th) dealgunas terrazas del area de Priego (Tabla 15.2).

Tabla 15.2: Calculo de las edades de las localidades del area de Priego mediante el metodo de U/Th (Torres etal., 1994, 1995).

NIVEL U (ppm) 232Th 234U/238U 230Th/234Th 230Th/232Th EDAD BP (ka)

TR1.1 0,41 0,06 1,06 ±0,05 1,06 ±0,08 23,458 ±2,664 >350

TR4.1 0,45 1,51 ±0,04 0,65 ±0,03 - 105,132±7,648

TR4.3 0,17 1,50 ±0,03 0,81 ±0,02 - 156,005±7,970

ES6.3 0,49 0,41 1,52 ±0,06 0,16 ±0,01 1,418 ±0,088 18,196±1,382

Comparando los valores que aparecen en las tablas 15.1 y 15.2 cabe destacar la similitud entrelas edades obtenidas aplicando el metodo de racemizacion de aminoacidos y las que aparecen enTorres et al. (1994, 1995) a partir de las dataciones radiometricas (U/Th).

De acuerdo con los resultados obtenidos, la formacion de los depositos tobaceos de Priego seagrupa en distintos perıodos ligados a episodios isotopicos marinos impares (MIS 11, 7c, 7a, 5 y 1);es decir, a fases calidas, ası como al transito entre el MIS 6 y 5e. Dentro de un contexto general, seobserva una correlacion, no solo con otros depositos tobaceos cercanos (Alto Tajo), sino de otraslocalidades espanolas y europeas (Ortiz et al., 2009).

La formacion de los travertinos estuvo vinculada a perıodos de pluviosidad reducida en la que lasaguas subterraneas se saturaron rapidamente de Ca (HCO3)2 y la temperatura mas elevada propicio

204


el desarrollo de biomasa acuatica capaz de disminuir la presion parcial del CO2 del agua. En losperıodos frıos con una mayor pluviosidad las aguas mas frıas propiciaron la incision y destruccionde los edificios travertınicos.

En cualquier caso, la accion de las cianobacterias debio jugar un papel muy importante: enalgunos casos, grandes edificios estromatolıticos columnares desarrollados sobre barras de gravaen perıodos de baja competencia fluvial, fueron inicio del desarrollo de los edificios tobaceos (Fig.15.4B, C y E).

AGRADECIMIENTOS

El presente trabajo esta dedicado a la memoria del Dr. Glenn Goodfriend. El Laboratorio de Estatigrafıa Bio-

molecular ha sido financiado por la Empresa Nacional de Residuos Radiactivos.

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EN LA ALCARRIA Y AREAS IBERICASADYACENTES

J. A. Gonzalez Martın1, M. A. Garcıa del Cura2,4 y S. Ordonez3,4

1. Departamento de Geografıa, Universidad Autonoma de Madrid, Francisco Tomas y Valiente 1, 28049 Madrid.

[email protected]

2. IGEO (CSIC,UCM). Facultad de Geologıa, [email protected]

3. Departamento de Ciencias de la Terra y del Medio Ambiente. Universidad de Alicante. [email protected]

4. Laboratorio de Petrologıa Aplicada. Unidad Asociada Universidad de Alicante-CSIC.

INTRODUCCION

La region alcarrena se extiende por las provincias de Guadalajara, Cuenca y Madrid y presenta,como elemento morfologico mas caracterıstico una serie de paramos miocenos bien destacados en supaisaje cuyas cimas planas alcanzan mas de 1000 m en el sector oriental, mientras que, en el occiden-tal, descienden casi hasta los 700 m en los alrededores de Colmenar de Oreja y Chınchon (Madrid).Litologicamente dominan roquedos muy diversos (areniscas, conglomerados, calizas, margas, ar-cillas, bancos de sılex), dispuestos en estratos mas o menos horizontales con cambios laterales defacies que, hacia el techo se hacen mas homogeneas coincidiendo con los materiales correspondientesa las etapas finales de la Unidad Intermedia y de la Unidad Superior del Mioceno, principalmentecarbonaticos y donde no faltan testigos de naturaleza tobacea.

El rıo Tajo y los tributarios de su red fluvial (Henares, Dulce, Tajuna, etc.) se han encajadoprofusamente, a lo largo del Cuaternario, en los materiales cenozoicos de este sector de la Cuencade Madrid, dando lugar a un relieve tabular notablemente incidido en cuyas vertientes y campinassuelen localizarse diversas acumulaciones tobaceas. Estas se han formado, en su mayor parte, apartir de acuıferos calizos colgados y sus aguas, con moderados tiempos de residencia en aquellos,fueron responsables de la genesis de este tipo de depositos en el pasado ya que, en la actualidad, laformacion de toba solo acontece en parajes muy concretos.

La Alcarria fue uno de los territorios peninsulares donde mas temprano se advirtio la presenciade tobas. Desde entonces y sobre todo en las ultimas decadas, estas acumulaciones han sido iden-tificadas (Fig. 16.1) en diversos lugares de la comarca (Gladfelter, 1971; Ordonez and Garcıa delCura, 1977; Ordonez y Gonzalez, 1979; Ordonez et al., 1979, 1980, 1987a, 1990; Gonzalez Martın,1986; Gonzalez Martın et al., 1989a; Pedley et al., 2003; Torres et al., 2005; Bardajı et al., 2008;Ortiz et al., 2009), disponiendose tambien en su periferia, pero ahora alojadas en valles modeladossobre roquedos de la orla mesozoico-paleogena, vinculada a la Rama Castellana del Sistema Iberico(Gladfelter, 1972; Ordonez et al., 1981; Preece, 1991; Howell, 1995; Benito, 1998; Ruiz Zapata et al.,2002 y 2008; Torres et al., 2005; Ortiz et al., 2009). Algunos de estos trabajos incorporan datacio-nes elaboradas con diversos metodos cronologicos, mientras que el estudio de los isotopos establesen las tobas de este sector ha ofrecido, desde hace tiempo, valores semejantes a los obtenidos enacumulaciones de otras regiones espanolas y europeas (Ordonez and Garcıa del Cura, 1983; Ortizet al., 2009).

207

LAS TOBAS EN ESPANA

Figura 16.1: Mapa de localizacion de las principales acumulaciones tobaceas en el borde nororiental de la Alcarria.(1) Terrazas tobaceas pleistocenas; (2) y (3) Edificios de surgencia pleistocenos y holocenos respectivamente (4)Sistemas barrera-humedal holocenos; (5) Formacion “campina” (Holoceno); (6) Cascadas fluviales con tobas.Modificado de: Cartografıa Geologica 1/1.000.000. I.G.M.E., (1994). S.I.Geologica Continua: SIGECO IGME

1. LAS ACUMULACIONES TOBACEAS EN LA ALCARRIA

Se localizan de modo preferencial en su borde oriental -provincia de Guadalajara- (Fig. 16.1)debido a que en el los estratos calizos, que coronan los paramos, ofrecen mayor espesor y, portanto, constituyen acuıferos de volumen mas elevado. Los depositos tobaceos de origen aluvialson frecuentes emplazandose en variadas posiciones: unas veces colgadas sobre los fondos de vallesugiriendo, por tanto, distintas edades pleistocenas y otras, en las mismas vegas al vincularse a lostiempos holocenos. Los corredores fluviales del Henares, del Dulce (entre Aragosa y Mandayona),del Tajuna, de los rıos Cifuentes y Ruguilla, ası como el propio Tajo, aguas arriba y abajo de Trillo,cuentan con abundantes dispositivos carbonaticos. A destacar tambien, en este ultimo gran valle,el conjunto emplazado en la localidad de Almonacid de Zorita, mas alla del Embalse de Bolarquedonde su techo sirve de emplazamiento a un castillo medieval. Menor representacion ofrecen losedificios desarrollados en las vertientes y alimentados por surgencias; los mas espectaculares sedisponen en el valle del Tajuna existiendo algun que otro en la cabecera del rıo Badiel, ası comoen los alrededores de la localidad de Pajares, en un tributario de aquel.

1.1. LOS EDIFICIOS TOBACEOS DE SURGENCIA EN LA VERTIENTE

SEPTENTRIONAL DEL VALLE DEL TAJUNA

Este valle presenta dos tramos con edificios tobaceos adosados a sus vertientes y desarrollados apartir de manantiales karsticos, en su mayor parte hoy no funcionales. El mas importante se situaen el trecho comprendido entre Masegoso y Brihuega (Ordonez y Gonzalez, 1979; Ordonez et al.,

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16. LAS ACUMULACIONES TOBACEAS EN LA ALCARRIA Y AREAS IBERICASADYACENTES

1979; Gonzalez Martın et al., 1989a, Pedley et al., 2003). El otro se dispone aguas abajo en lasinmediaciones de Orusco -provincia de Madrid- (Gonzalez Martın et al., 1994).

En el primer ambito, las acumulaciones tobaceas son profusas (Fig. 16.1) y se apoyan en lavertiente septentrional sin que exista testigo de ellas en la otra margen. Su localizacion se alineapor debajo de antiguas surgencias que, a lo largo del Pleistoceno, fueron desarticulandose de modoprogresivo conforme descendıa el nivel de base general, vinculado al encajamiento del cauce delTajuna; otros edificios se acomodan al pie de pequenos valles de fondo plano que tambien desciendenpor la ladera y que, por el motivo anterior, quedaron bruscamente colgados sobre su actual vega(Ordonez y Gonzalez, 1979; Ordonez et al., 1979; Pedley et al., 2003; Bardajı et al., 2008).

La geometrıa de estos cuerpos adopta una planta en forma de abanico mientras que su alzadomuestra un perfil cuneiforme. En el sobresalen por un lado, unos segmentos cimeros, mas o menosdilatados, pero extraordinariamente planos (o ligeramente convexos); por ellos discurrıan pequenoscauces cuyos flujos engendraron diversas acumulaciones con oncolitos en los lechos y margenes, ala vez que trasferıan notable humedad a estas plataformas, favoreciendo el desarrollo de numerososelementos higrofilos. Por otro, unos segmentos ahora verticales (Fig. 16.2-A) con desniveles supe-riores a los 10-15 m, delimitan distalmente los techos y por ellos, en su dıa, se despenaban las aguasdando lugar a saltos y cascadas colonizadas por briofitas, conformando fitohermos bien cementados(Pedley et al., 2003). Su progradacion hacia el valle fue responsable tanto del crecimiento de losedificios (al aumentar la superficie de la plataforma) como del incremento de la altura de los saltosde agua.

Figura 16.2: Edificios tobaceos de surgencia en el entorno de Cıvica, aguas arriba de Brihuega. A: Frente de unedificio pleistoceno donde se ubican sus relictos saltos de agua. B: Cascada en uno de los escasos parajes del valledel Tajuna donde todavıa son funcionales los procesos de precipitacion de carbonatos.

Los edificios se emplazan de modo escalonado jalonando el perfil de la ladera a diferentes cotassobre el cauce (>+100 m; +80-70 m; +55-50 m; +30-20 m; +15-10 m) y en su genesis tambienparticiparon las numerosas rupturas de pendiente, modeladas por los procesos de erosion diferencialen las distintas litologıas aflorantes en las laderas (Gonzalez Martın, 1986). Su contrastado gradode conservacion, ası como la existencia de varias generaciones de derrubios coluvionares en subase, sugieren su correspondencia con diferentes etapas cuaternarias. Los conjuntos mas antiguosse asientan en los segmentos superiores de la ladera; muestran un aspecto muy degradado (a vecesruiniforme), debido a los procesos de karstificacion posterior que han dado lugar a oquedades ypequenas cavidades abiertas por la disolucion y, mas o menos, colmatadas o parcheadas por rellenosy cortezas parietales de calcita. Tambien son frecuentes los conductos fosiles de agua, de desigual

209

LAS TOBAS EN ESPANA

seccion y diametro, modelados en el seno de la masa tobacea; muchos de ellos desarticularonla funcionalidad de los edificios para conformar, a su pie, otros nuevos adventicios (Ordonez etal., 1979). Tampoco faltan pequenos abrigos en los antiguos frentes de agua donde abundan losrevestimientos (coats) calcıticos ası como abundantes espeleotemas.

En el presente, solo son funcionales algunos pequenos conjuntos como los existentes cerca deCıvica (Fig. 16.2-B) y otros parajes aguas abajo. Su tasa de crecimiento actual fue establecida enunos 2-3 cm/ano en pequenos saltos dominados, como en otros muchos manantiales petrificantes,por musgos como Cratoneurum commutatum que, de modo general, ofrecen las incrustacionesmas notables y Eucladium verticillatum casi siempre menos calcificado (Ordonez y Gonzalez 1979;Ordonez et al., 1979; Gonzalez Martın et al., 1989a).

El otro tramo con tobas se dispone fuera de la provincia de Guadalajara, concretamente enambas vertientes del Tajuna, en los alrededores de la localidad madrilena de Orusco. A destacarla existencia de varias generaciones, la mas antigua con relictas cascadas coronando un cerro tron-coconico colgado a varias decenas de metros sobre la vega; estructuras tobaceas, quizas de la mismageneracion o de otra posterior, fosilizaban retazos de una terraza +20 m del Tajuna y tambien tes-tigos crioclasticos (grezes litees) muy anteriores al MIS-2 que es el mejor representado entre loscoluviones del valle. Una datacion por Uranio/Torio confirio a este conjunto tobaceo una edad de90.300 ka BP (Gonzalez et al., 1994), asimilable al MIS-5. Este interesante afloramiento ha sidodesmantelado casi totalmente por la reciente expansion del casco urbano de Orusco.

1.2. CONJUNTOS TOBACEOS DE ORIGEN ALUVIAL

Se distribuyen por diversas cuencas ubicandose las acumulaciones mas relevantes en los vallesdel Tajo y de sus afluentes, Henares, Tajuna, etc. En ellos el caracter puntual y diseminado queofrecen sus emplazamientos es el factor comun que peculiariza su reparto espacial. Sin embargo, ycomo excepcion, despuntan los valles de los rıos Cifuentes y Ruguilla donde sus depositos mantienenuna notable continuidad.

1.2.1. LAS ACUMULACIONES EN LOS VALLES DEL CIFUENTES Y RUGUI-LLA

Los rıos Cifuentes y Ruguilla son dos cortos emisarios del Tajo que discurren paralelos desdesus respectivas cabeceras por su vertiente septentrional. En su evolucion geomorfologica hay queconstatar como la erosion remontante del primero desarticulo la alimentacion de los flujos karsticosdel segundo, procedentes del cercano borde Iberico. Este fenomeno es confirmado por la ubicacionde los testigos pleistocenos mas antiguos en el valle del Ruguilla, mientras que estos son inexistentesen la depresion del rıo Cifuentes que, solo a partir del momento de la captura de manantiales, pudodesarrollar notorios conjuntos tobaceos con edades mas recientes (Ordonez, et al., 1987a; GonzalezMartın et al., 1989a).

Las acumulaciones tobaceas del Ruguilla ofrecen un prolongado nivel que corona un conjunto decerros y lomas merced a unas estructuras carbonaticas notablemente consolidadas y diagenetizadas,con espesores de hasta 15 m (Fig. 16.3-A), desarrolladas en cauces con aguas muy oxigenadas ycon flujos que se desplazan lentamente. Morfologicamente, aquellas topografıas pueden asimilarse aautenticos relieves aluviales invertidos (Fig. 16.3-B) que han quedado colgados a varias decenas demetros sobre los talwegs, al haber sido incididos por la erosion de los cauces. El segmento final deeste nivel enlazarıa con el techo de otro elevado cerro invertido –Cerro del Tobar- cuya cima se alzaa +130 m (Fig. 16.4) sobre el inmediato cauce del rıo Tajo (Ordonez et al., 1987a). Existen retazosde una generacion tobacea posterior con techos colgados unos pocos metros sobre el talweg de estetributario. Por su parte, los depositos del rıo Cifuentes se desarrollaron tras la citada captura y, porello, sus techos ofrecen posiciones altimetricas inferiores, conformando terrazas +10-15 m y +3-5m, al sedimentarse con niveles de base mucho mas bajos del Tajo.

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Figura 16.3: Acumulaciones tobaceas del valle del rıo Ruguilla. A: Vista de una de las secciones de mayor potenciacon predominio de tobas laminadas bien cementadas. B: Morfologias troncoconicas invertidas modeladas porla erosion diferencial: en el techo, las consolidadas tobas que coronan estos niveles yaciendo sobre arcillas yconglomerados de abanicos miocenos. Al fondo otro cerro coronado por el mismo nivel tobaceo.

Figura 16.4: Posicion geomorfologica del cerro del Tobar en la vertiente septentrional del Tajo. 1: Sustrato pa-leogeno. 2: Abanicos aluviales neogenos. 3 y 4: Acumulaciones tobaceas pleistocenas. 5: Acumulaciones tobaceasde fondo de valle (Holoceno). 6: Terrazas cuaternarias del valle del Tajo.

Aplicando criterios exclusivamente geomorfologicos se les aplico, hace unas decadas, una cro-nologıa relativa asignada a una etapa “prewurmiense” (Ordonez et al., 1987a). Posteriormente, sellevaron a cabo dataciones por diversos metodos (Ordonez et al., 1990; Ortiz et al., 2009) cuyos re-sultados se contrastan en la Tabla 16.1. A destacar la presencia de algunas manifestaciones tobaceastodavıa funcionales como la existencia de una laguna, represada por tobas, en las inmediaciones deGargoles de Arriba y de una cascada fluvial en la desembocadura del rıo Cifuentes, en Trillo.

Las formaciones tobaceas de ambos valles son de naturaleza fluvio-palustre como es propiade aquellos lechos con escaso gradiente longitudinal, reducida profundidad y donde la carga hidro-quımica disuelta es abundante. De aquı que, en ausencia de preteritas barreras y lagunas asociadas,dominen las tobas laminadas bien cementadas (Fig. 16.5-A y 16.5-B), unas veces en lechos planos yotras, describiendo sendas inflexiones coincidiendo con preteritas rupturas en el perfil longitudinaldel cauce (Fig. 16.6 y 16.7). Las secciones estratigraficas de Ruguilla y Cifuentes consisten princi-palmente en pequenos fitohermos con estromatolitos y construcciones de tallos y otros componentesen menor proporcion (limos y arenas con intraclastos). Al igual que en otros sistemas analogos sonfrecuentes los cambios laterales de unas facies a otras (Fig. 16.6) destacando el hecho de que, salvo

211

LAS TOBAS EN ESPANA

en el muro de algunas secciones, no hay sedimentos correlacionables con eventos de alta energıa.Una descripcion mas detallada de las distintas facies carbonaticass, incluidas en las tobas de estosvalles, puede seguirse en Pedley et al., (2003).

Tabla 16.1: Dataciones de las acumulaciones tobaceas de los valles Ruguilla y Cifuentes por el metodo de Ura-nio/Torio (Ordonez et al., 1990) y Racemizacion de Aminoacidos (Ortiz et al., 2009).

UNIDAD GEOMORFOLOGICA EDAD U/Th

(Ordonez et al., 1990)

EDAD RACEMIZACION

AMINOACIDOS

(Ortiz et al., 2009)

Terraza tobacea +40 m. Valle del Ruguilla >350 ka 301 ka

Terraza tobacea +10 m Valle del Ruguilla 226 ka 120 ka

121 ka

Terraza tobacea +15-20 m. Valle del

Cifuentes (tras fenomeno de captura)

91 ka 111 ka

105 ka

102 ka

Pequenas barreras tobaceas. Valle del Tajo 54 ka

40 ka

32 ka

Entorno de la actual laguna tobacea de

Gargoles de Arriba

– 14 ka

Figura 16.5: Detalles de las estructuras tobaceas del conjunto de Ruguilla: A: Lechos planos y ondulados. B: Faciesde tallos.

1.2.2. LAS PEQUENAS BARRERAS DESARTICULADAS EN EL ACTUAL CAU-

CE DEL RIO TAJO

Las famosas Tetas de Viana, cerros residuales sobrealzados (1165 m) y coronados por mate-riales tobaceos de edad finicenozoica indeterminada, dominan un valle del Tajo donde destaca sutrazado espectacular protagonizado con amplios meandros encajados, labrados en abanicos aluvia-les miocenos. Sus aguas que, en el tramo superior fueron generadoras de espectaculares formacionestobaceas1 de multiples edades, aquı solo han sido capaces de conformar apenas una decena de dis-positivos con reducida entidad y en cronologıa muy reciente. Su emplazamiento aguas abajo de lalocalidad de Trillo, lugar donde confluye con el rıo Cifuentes, sugiere el papel fundamental ejercidopor el caudal y, sobre todo, la carga hidroquımica de este tributario.

El interes de estas acumulaciones radica en que, casi todas, coinciden con retazos de barreras,conjuntos relativamente raros en trechos fluviales de grandes rıos si ademas no se localizan en su

1Ver Capıtulo 14: Las tobas del Alto Tajo.

212


cabecera. Se asimilan a antiguos estribos (Fig. 16.8) emplazados y relegados a las orillas del lechoactual, tras la destruccion llevada a cabo en sus preteritos paramentos por las aguas del Tajo.Como es habitual, estos testigos se desarrollaron en parajes donde son visibles pequenas rupturasde pendiente adecuadas para incrementar en su dıa la turbulencia y, con ello, la eficacia de losprocesos de precipitacion.

Figura 16.6: Perfiles longitudinal y transversal del conjunto tobaceo fluvio-palustre emplazado en el valle del rıoCifuentes, aguas abajo de Gargoles. Arriba: Progresion longitudinal de las tobas en el lecho del rıo y secciontransversal del fondo de valle. En el centro: Distribucion de las principales facies en uno de los depositos pudiendoadvertirse la existencia de cicatrices erosivas rellenas de calizas micrıticas con gasteropodos recubiertos (coatedsnails) resultado de acciones erosivas que desmantelaron parcialmente algunas acumulaciones tobaceas. Abajo:Distribucion de las principales facies en otro edificio adjunto y ubicacion de las secciones X, Y de la Figura 16.7(Pedley et al., 2003).

Estas represas naturales conformaron un tramo jalonado por diversos conjuntos “barrera-humedal” cuyos vasos, de escasa entidad, fueron colmatandose de modo progresivo por sedimentosde naturaleza terrıgena con anterioridad a la desarticulacion de las barreras. Las dimensiones deestas eran moderadas: su longitud ofrecıa unas decenas de metros al cerrar transversalmente elcauce; su altura no sobrepasaba los 3-4 m y su anchura era, casi siempre, inferior a 10 m. Estanconstituidas por capas de musgo con suave inflexion basal y con angulos mas acentuados en su coro-nacion. En ellas dominan las facies mıcrıticas mas o menos grumelares, existiendo ciertos terminosde tobas estromatolıticas con caraceas; igualmente, se advierte la presencia de facies de tallos ası co-mo rellenos detrıticos –cantos, gravas, arenas- testigos de arrastres energicos coetaneos al desarrollode las barreras (Ordonez et al., 1987a; Gonzalez Martın et al., 1989).

La edad de las barreras es incierta: su datacion por Uranio/Torio suministro una edad -40ka- considerada como envejecida (Ordonez et al., 1990), debido a la presencia de abundante Toriodetrıtico. Mas recientemente, y con tecnicas de racemizacion de aminoacidos, se ha establecido(Tabla 16.1) una cronologıa similar (Ortiz et al., 2009). Por nuestra parte, y aunque solo apoyadosen criterios geomorfologicos, seguimos sugiriendo una edad mas reciente para estas manifestaciones,quizas del inicio del Holoceno. Esta hipotesis se sustenta por un lado, en la presencia de otrasbarreras semejantes en tramos mas altos y, por otro, en un emplazamiento al borde del cauceactual lo que presupondrıa que la altura de las aguas del Tajo, hace 40.000 - 30.000 anos, fuese casiidentica a la actual sin que, desde entonces, su lecho hubiera desarrollado el mas mınimo trabajoincisivo.

213

LAS TOBAS EN ESPANA

Figura 16.7: Secciones efectuadas en las acumulaciones de toba fluvio-palustre en los valles de los rıos Cifuentes (X,Y) y Ruguilla (Seccion Z). En el muro puede apreciarse la existencia de facies detrıticas siliciclasticas coetaneasde corrientes tractivas energicas que, progresivamente, hacia arriba dan paso a sedimentos tobaceos acumuladosen ambientes de naturaleza palustre.

1.2.3. LAS ACUMULACIONES TOBACEAS DEL RIO DULCE EN LA CUENCADEL HENARES

Las primeras descripciones de tobas en la cuenca fluvial del Henares datan de finales del sigloXIX (Castel, 1881). Casi una centuria despues comenzaron a ser analizadas en el valle de uno de susafluentes, el rıo Dulce, en cuyo seno se identifico la existencia de varios niveles de terrazas (T+40-50 m, T+25 m, T+14-15 m) que, ademas de gravas y arenas, contenıan estructuras tobaceas, casisiempre, dispuestas en el techo de estas unidades geomorfologicas (Gladfelter, 1971 y 1972; Ordonezand Garcıa del Cura, 1977).

Las acumulaciones mas sobresalientes se localizan en ambas margenes del valle a la altura deMandayona, localidad con caserıo emplazado sobre tobas. Conforman sendas terrazas colgadas a+40-45 m y, desde el punto de vista cronologico, su edad sobrepasa los 400 ka (Ordonez et al.,1990). Aguas arriba existen retazos de una terraza baja, con las mismas caracterısticas a las yadescritas y testigos mas modernos (Holoceno), unas veces en forma de barrera, como la situadapor debajo de Aragosa (Pedley, 2009) y otras, como materiales detrıticos y tobaceos (Fig. 16.9-A)ocupando la actual campina (Castel, 1881; Gladfelter, 1971). En ella, y a mediados del siglo XIX,se explotaron dos capas de turba (1 m de espesor) que incluıan abundantes moluscos de agua dulce-Lymnea- y otros terrestres -Bulimus, Helix . . . .- (Yegros, 1863). La vega, a su vez, se halla incididapor un cauce donde todavıa acontecen algunos procesos de precipitacion en pequenos saltos de agua(Fig. 16.9-B).

De igual modo, a finales de la decada de los 70, se constato, la presencia (Ordonez y Garcıa delCura, 1980 y Ordonez and Garcıa del Cura, 1983) por un lado de revestimientos estromatolıticos,con diferentes comportamientos estacionales, adosados a las paredes de una canalizacion para riegocon solera de hormigon y por otro, de acumulaciones de oncolitos que fueron objeto de una intere-

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sante filmacion (verano 2009), tanto en el lecho del rıo como en acequias de tierra (Nieves Lopez,Mª Eugenia Arribas y Blanca Perez Uz).

Figura 16.8: A: Vista del estribo de una barrera tobacea (1) en la margen izquierda del rıo Tajo, aguas abajode Trillo (Guadalajara). Al fondo acumulaciones detrıticas (2) que colmataron el antiguo receptaculo donde seremansaban las aguas. B: Detalle del paramento de aguas abajo.

Figura 16.9: A: Vista de la “Formacion Campina” (Holoceno-Subactual) en las inmediaciones de Mandayona; B:Salto de agua con atenuada precipitacion de carbonatos en el cauce ordinario del rıo Dulce.

2. LAS ACUMULACIONES TOBACEAS DE LA PERIFERIA ALCARRENA

Se emplazan fuera del ambito estructural de la Cuenca de Madrid y su genesis se vincula aaguas provenientes de los acuıferos conformados por los roquedos karsticos del Borde Iberico.

Uno de los ejemplos con acumulaciones mas notables se halla cubierto hoy por las aguas del Ta-juna retenidas en el Embalse de La Tajera, en el entorno de Cifuentes y, por su interes, se abordanaquı sus caracterısticas. Consistıa en una serie de dispositivos tobaceos holocenos sedimentados enhumedales represados por pequenas barreras desarrolladas en tramos inmediatos, muy encajados ycon un gradiente longitudinal escalonado (Ordonez et al., 1981; Gonzalez et al., 1989). Su presenciaconferıa una morfologıa extraordinariamente plana al fondo de valle, cuyo techo se ofrecıa incididoentre 3-8 m. Su edad reciente era sugerida, ademas, por el hecho de que sus carbonatos fosiliza-ban espesos coluviones formados por pequenos gelifractos estratificados (grezes litees), asignadosentonces al Wurm (Asensio y Gonzalez, 1976) y, posteriormente, al MIS-2 (Gonzalez Martın et al.,2000b).

Aquellos sedimentos tobaceos descansaban sobre un continuo nivel turboso (Fig. 16.10), conespesor de 4-5 m, que incluıa abundantes gasteropodos. En ellos destacaba un conjunto detrıtico

215

LAS TOBAS EN ESPANA

integrado por abundantes y heterometricos fragmentos (gravas, arenas y lutitas) de toba (“tobadetrıtica” o intraclast and phytoclast tufa). Se estructuraban en secuencias de grano seleccion po-sitiva, estratificacion flaser, advirtiendose la presencia de pequenas rizaduras de corriente. Fueronel resultado de acciones de erosion y transporte llevadas a cabo por las aguas del Tajuna duran-te eventos de cierta energıa. A destacar tambien la relativa presencia de arenas (0,15-0,7 mm dediametro), fundamentalmente de naturaleza cuarzosa.

Figura 16.10: Columnas y secuencias de las acumulaciones holocenas emplazadas en el fondo del valle del rıoTajuna, inmediaciones de la actual Presa de La Tajera. La secuencia-tipo estaba caracterizada por la existenciade rasgos de edafizacion (marmorizacion), despues, carbonatos bioconstruidos in situ y sobre ellos, tobas detrıticas(intraclast y phytoclast tufas) de granulometrıa gruesa pasando a mas fina.

En su seno, unas veces se intercalaban ciertos niveles de variable espesor con abundante materiaorganica sedimentados en ambitos encharcados, mejor o peor comunicados entre si, y donde, concaracter local, se desarrollaron ciertos regımenes diastroficos capaces de originar turba. Y otras,de modo predominante, diferentes lechos de carbonatos “bio-construidos” in situ y asociados a loselementos vegetales que colonizaban unos cauces y orillas por donde discurrıan flujos lenticos aconsecuencia del represamiento de las aguas ejercido por pequenas barreras. Ciertas variedades degasteropodos como Succinea elegans, Limnaea limosa, Ancylus fluviatilis. . . (Alvarez Ramis et al.,1982), confirmaban este modelo sedimentologico. Desde el punto de vista textural, los carbonatosofrecıan un predominio de las facies estromatoliticas, tanto de tipo laminar como arborescente, sien-do frecuente tanto la presencia de partıculas micrıticas cementando elementos vegetales incrustados,como de carbonatos “organogenicos” de naturaleza vegetal (algas) o faunıstica (gasteropodos).

Tres tipos de subfacies protagonizaban estos lechos, aunque su distribucion espacial era cierta-mente irregular puesto que pasaban sin solucion de continuidad de unas a otras:

una, vinculada a tubos verticales y coincidente con moldes pertenecientes a antiguos tallos condiametros de hasta 5-6 cm, de los generos Juncus, Phragmites y Typha. Ofrecıan una gruesa

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envuelta estromatolitica, con textura arborescente dominante. En ella podıan advertirse lapresencia de bolas algaceas y bioclastos de la misma estructura (1,5 x 1 mm) ası como ciertosgranos de cuarzo (≈0,20 mm).

otra, donde concurrıa una compleja red de tubos cruzados asociada a moldes de caraceas(diametro <0,5 cm), con una inclinacion neta y siempre orientada en el sentido de la paleo-corriente. Destacaba su reducidısimo potencial de preservacion debido a su enorme fragilidadtextural. Esta facies se caracterizaba por la existencia de secciones de restos vegetales in-crustrados por estructuras de tipo estromatolitico (fundamentalmente laminar) y carbonatomicrıticos, sin estructura netamente definida; conteniendo ostracodos, restos algaceos e indi-cios de terrıgenos. En los huecos, que representaban con frecuencia mas del 80 % del conjunto,se desarrollaba una fase calcıtica cementante de naturaleza esparıtica, con pequeno tamanode cristal que solıa tapizar dichas oquedades.

la ultima variedad, aunque con una representacion muy reducida, estaba compuesta por ciertastobas de estructura compleja donde se entremezclaban carbonatos vinculados a moldes deplantas superiores, restos de hojas, etc.

En sıntesis, este conjunto holoceno se habrıa acumulado en un sistema fluvial muy estable, detipo braided, con escasa actividad erosiva y reducida competencia como sugiere la escasez de ma-teriales terrıgenos. No obstante, el lecho conocerıa episodios de pequenas crecidas periodicas quedestruirıan las fragiles materiales tobaceos acumulando sus fragmentos como sedimentos detrıticosen su fondo. El notable desarrollo de algas cianofıceas epifitas sugiere medios con escasas profundi-dades ası como buena insolacion y oxigenacion en los flujos de agua. En su genesis se han invocadocondiciones climaticas muy semejantes a las actuales, a la vista de la notable coincidencia existenteentre las biocenosis fosiles detectadas en estas acumulaciones carbonaticas y las actuales (AlvarezRamis et al., 1982).

El otro ejemplo se dispone al norte, en el valle del Henares modelado en materiales mesozoi-cos, especialmente triasicos y jurasicos. En el aparecen numerosas tobas conformando “terrazastravertınicas” en cuyas estructuras carbonaticas (facies de tubos cruzados y verticales, algales,oncolitos, laminas bandeadas donde alternan calcita fibrosa y micrita) aparecen materiales detrıti-cos vinculados a eventos con corrientes tractivas (Benito et al., 1998). Estas terrazas (Fig. 16.11)se emplazan en distintas posiciones geomorfologicas y siempre colgadas sobre el cauce (Alcuneza:T+22 m; El Molar: T+50 m, T+33 m y T+22 m; en Horna: T+33 m, T+22 m y T+13 m). Cro-nologicamente, el nivel mas antiguo con tobas corresponde a T+30 en Horna, pues se remonta a444 ka BP (234U/238U); el nivel T+22 de Alcuneza tendrıa mas de 200.000 anos (243 ka o 202 kaBP) con edades semejantes obtenidas por racemizacion de aminoacidos -283 ka BP- (Ortiz, 2009);finalmente, el mas bajo de Horna (T+13) se habrıa desarrollado hace unos 135 ka – 103 ka BP(Howell et al., 1995; Benito et al., 1998) que se remontarıan hasta 158 ka - 132 ka BP (Ortiz et al.,2009).

Junto a estas acumulaciones pleistocenas hay mencionar los sedimentos acumulados en losfondos del valle, denominados entonces “terraza-campina” (Gladfelter, 1971). Entre estos nivelesmas bajos sobresale la terraza T+6 m de Baides que suministro, por Carbono 14, primero una edadde 6,5 ka BP (Gladfelter, 1971) y, despues, una cronologıa asimilable ya que el muro fue datadoen 9,9 ka BP y el techo en 6,2 ka BP (Preece, 1991; Benito et al., 1998). Paleoambientalmente,los analisis malacologicos y palinologicos aquı realizados determinaron un medio caracterizado porun paisaje abierto con humedales de escasa profundidad, rodeado de Pinus (80 %) y, en menorproporcion, de Salix, Betula, Fraxinus y Alnus (Preece et al., 1991).


En esta region peninsular, se ha constatado la presencia de diversos conjuntos tobaceos, prin-cipalmente acumulados en ambientes fluviales y fluvio-palustres avenados por cauces casi siempre

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LAS TOBAS EN ESPANA

poco profundos y por los que discurrıan flujos de baja energıa. Junto a ellos, senalar la existenciade algunos dispositivos desarrollados en las vertientes y alimentados por el agua de surgencias queofrecen, como elemento de interes anadido, la conservacion de masas coluvionares pertenecientes adistintas fases crioclasticas. La edad de los edificios tobaceos se asocian a varias etapas cuaternariasremontandose la mas antigua a una edad (U/Th) superior a 350 ka BP (Ordonez et al., 1990) yconcretada en 405 ka BP por metodos de racemizacion de aminoacidos, lo que situarıa a esta ge-neracion, desarrollada exclusivamente en el valle del rıo Ruguilla, en el MIS-11 (Ortiz et al., 2009).Es posible que a esta etapa isotopica pudieran asimilarse los niveles mas elevados (T+40-45 m) delrıo Dulce (Ordonez et al., 1990) ası como los niveles T2 (+40-45 m) del Henares y T3 (+30-35) deHorna, con una edad de 444 ka BP (Benito et al., 1998).

Figura 16.11: Ubicacion de las acumulaciones tobaceas en los valles del Henares y tributarios. (1) Terrazas tobaceaspleistocenas; (2) Edificios pleistocenos de surgencia; (3) Formacion campina Modificado de: Cartografıa Geologica1/1.000.000. I.G.M.E., (1994). S.I.Geologica Continua: SIGECO IGME

Con posterioridad acontecieron otras etapas de sedimentacion tobacea detectadas tanto mor-fologica como mediante tecnicas de cronologıa absoluta en los valles del Henares (Benito et al.,1998) y del Cifuentes (Ordonez et al., 1990 y Pedley et al., 2003). Su desarrollo coincidio con eta-pas presididas por una activa karstificacion y por una notable fitoestabilidad en las vertientes quepodrıan vincularse a episodios correlacionables con las “Aminozonas” 2 (264 ka BP), 3 (189 kaBP), 4 (130 ka BP), 5 (101 ka BP), 6 (32 ka BP), 7 (14 ka BP) y 8 (6 ka BP) (Ortiz et al., 2009).

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17. LOS CONJUNTOS TOBACEOS ENUN ENTORNO EXCEPCIONAL: EL PAR-QUE NATURAL DE LAS LAGUNAS DERUIDERA EN EL CAMPO DE MONTIEL

J. A. Gonzalez Martın1, S. Ordonez2,4

M. A. Garcıa del Cura3,4 y H. M. Pedley5

1. Departamento de Geografıa. Universidad Autonoma de Madrid. 28049.- Madrid. [email protected]

2. Departamento de Ciencias de la Tierra y del Medio Ambiente. Universidad de Alicante. [email protected]

3. GEO.CSIC-UCM. Facultad de Geologıa, [email protected]

4. Laboratorio de Petrologıa Aplicada. Unidad Asociada Universidad de Alicante-CSIC.

5. Departament of Geography. University of Hull. U.K. [email protected]

INTRODUCCION

Las Lagunas de Ruidera configuran un sistema fluvio-lacustre originado por los procesos deprecipitacion de carbonatos asociados a la evolucion hidroquımica y bioquımica de las aguas delAlto Guadiana y de algunos tributarios, desde finales del Pleistoceno. Lo componen cerca de vein-te humedales, algunos ya desaparecidos, y bien conocidos mundialmente al escoger Cervantes suentorno para una de las fantasticas aventuras de Don Quijote de La Mancha. No obstante, el ex-cepcional interes natural y cientıfico de Ruidera radica en la extension lineal y espectacularidadde unas lagunas bordeadas por depositos de tobas holocenas y pleistocenas, protagonizados pornotables barreras (Fig. 17.1). Se edificaron sobre todo durante los ultimos perıodos templados delCuaternario coincidiendo con los estadios isotopicos del Oxigeno impares (MIS-1, 3, 5 y 7). Elpaisaje de Ruidera ofrece grandes analogıas con otros ambitos de similar naturaleza y belleza comoes el caso de los Lagos de Plitvice o del valle del Krka, en Croacia.

Todas estas peculiaridades constituyen el principal motivo por el que las Lagunas de Ruiderafueron declaradas como “Sitio Natural de Interes Nacional” en 1933 para pasar, casi medio siglodespues, a ser amparadas por la figura de Parque Natural (13/07/1979). Posteriormente, han sidoincluidas en el Convenio Ramsar (21/10/2011). La calidad de los paisajes reunidos en este granhumedal, la naturaleza tobacea de sus lagos y la biodiversidad desarrollada en su seno, merecerıauna proteccion asimilable a la de Parque Nacional. Sin embargo, existe una notoria diferencia entreestas lagunas y aquellos excepcionales lagos europeos donde las lluvias son notorias: Ruidera seemplaza como un oasis en un territorio del centro peninsular dominado por ambientes caracterizadospor una acentuada sequedad que se manifiesta no solo estacionalmente, sino tambien en forma defrecuentes y prolongadas sequıas interanuales. Estas, y una intervencion antropica a veces nefastaen los ultimos decenios sobre-explotando las reservas de agua subterranea, ha provocado el descensode los niveles piezometricos hasta tal punto que determinadas lagunas han mostrado repetidamentesus fondos secos durante varios anos. Bajo estas circunstancias, las aguas del Alto Guadiana y susecosistemas asociados, ası como las acumulaciones tobaceas, se han visto sometidas a un gravestress del que parecen haberse recuperado en estos ultimos tiempos.

La presencia de tobas en Ruidera fue mencionada hace mas de un siglo. El primer corte geologicodata de mediados del siglo XIX (Naranjo y Garza, 1850) y en el se incluyo a las tobas en diferentes

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LAS TOBAS EN ESPANA

Figura 17.1: Vista de las barreras to-baceas que represan las aguas de lasLagunas Batana (en primer plano) ySantos Morcillo (al fondo). Fuente:Direccion del Parque Natural de LasLagunas de Ruidera.

posiciones geomorfologicas en el valle del Alto Guadiana. Posteriormente, desde los inicios de lapasada centuria, las Lagunas de Ruidera atrajeron la atencion de los naturalistas de la epoca, sobretodo de Hernandez Pacheco (1934). Dos decadas mas tarde, nuevas contribuciones cientıficas fueronaportadas a este espacio (Planchuelo, 1944 y 1954; Sole Sabarıs, 1952; Dupuy de Lome, 1954; Cor-chado, 1971). Todas ellas mencionaron la existencia de tobas pero no advirtieron la trascendenciade las barreras tobaceas a la hora de interpretar la genesis de sus humedales; prevalecieron lasinterpretaciones vinculadas a procesos de disolucion o a motivos tectonicos que fueron aplicadas aunos lagos que se alojarıan en ciertas morfologıas karsticas -uvalas y poljes- modeladas en las car-niolas jurasicas, sugiriendose para ciertas lagunas (M.O.P.U.) desproporcionadas profundidades (>40 m); sin embargo, ya desde el siglo XVIII, se conocıa como aquellas no sobrepasaban los 20 m, eninformes destinados a aprovechar la pesca en sus aguas (Marın Magaz, 2007). Solo Jenssen (1946)abordo de modo mas profuso la importancia de las acumulaciones carbonaticas en el fondo del valledel Alto Guadiana. La devaluacion, efectuada por aquellos investigadores, del papel fundamentalde las barreras a la hora de conformar el sistema lacustre de Ruidera, tuvo sus consecuencias enlas inapropiadas e insuficientes medidas de proteccion medioambiental propuestas en la decada delos ochenta.

A partir de entonces, el analisis sistematico de las acumulaciones tobaceas del Alto Guadia-na, y mas concretamente de las Lagunas de Ruidera, fue llevado a cabo por numerosos estudiosgeomorfologicos, petrologicos y sedimentologicos cuya publicacion se prolonga hasta la actualidad(Ordonez et. al., 1986a, 1986b, 1996 y 2005; Gonzalez Martın et al., 1987 y 2004; Pedley et al.,1996; Pedley, 2009; Garcıa del Cura et al., 1997a; 1997b; 2000 y 2011; Andrews et al., 2000; SouzaEgipsy et al., 2006). De modo coetaneo, las aguas, tanto subterraneas como las superficiales, fueronprofusamente analizadas en lo que respecta a sus caudales y caracterısticas hidroquımicas (Torrenset al., 1976; Ninerola y Torrens, 1979; Ordonez et al., 1988 y 1985; Montero, 1994 y 2000; Platay Perez Zabaleta, 1995; Grande Pinilla, 1997; Gonzalez Martın et al., 1997; Alvarez Cobelas etal., 2007). Tambien lo fueron las cubiertas vegetales de las vertientes o incluidas en su lamina deagua (Velayos, 1983 y 1991; Cirujano et al., 2002). De aquellas fechas data tambien la aplicacion demetodos isotopicos, tanto de isotopos estables, para el conocimiento de las condiciones medioam-bientales en las que se desarrollaron las tobas, como radiogenicos para establecer la cronologıa desus etapas constructivas (Martınez Goytre et al., 1988; Lopez Vera, 1989; Ordonez et al., 1997a y2005; Andrews et al., 2000; Garcıa del Cura et al., 2011). Ademas, las Lagunas de Ruidera cons-tituyen uno de los “ecosistemas microbiolıticos” de agua dulce mas importante del mundo (Foster

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17. LOS CONJUNTOS TOBACEOS EN UN ENTORNO EXCEPCIONAL: EL PARQUENATURAL DE LAS LAGUNAS DE RUIDERA EN EL CAMPO DE MONTIEL

et al., 2011) y sus dispositivos estromatolıticos, mayoritariamente constituidos por cianobacterias,ofrecen una notable variedad (Santos et al., 2010). Por otro lado, este ambito fluvio-lacustre tobaceoha sido considerado como uno de los mas destacados sumideros de carbono en Europa (Ordonez etal., 2005).

El avance de los conocimientos fue acompanado por un lado, de una profusa labor de divulgacionacerca de la vulnerabilidad de los materiales tobaceos de Ruidera y del excepcional valor de supatrimonio natural (Garcıa del Cura et al., 1991b) y por otro, de estudios dedicados a temas deconservacion (Gonzalez Martın et al., 1989b y 1997; Garcıa del Cura et al., 1999; Gonzalez Martinet al., 2007 y 2008). La evolucion temporal de los paisajes de este humedal, desde los tiemposprotohistoricos hasta epocas muy recientes ası como los distintos usos que se ha hecho de sus suelosy aguas, fue otro objetivo planteado por numerosos autores (Jimenez Ramırez y Chaparro, 1989;Martınez Alfaro y Lopez Camacho, 1989; Jimenez Ramırez, 1994; Rico Sanchez et al., 1997; ValleCalzado, 1997; Gonzalez Martın y Rubio, 2000; Marın Magaz et al., 2004 y 2008; Marın Magaz,2007; Gonzalez Martın y Fidalgo, 2010). Hoy todos estos datos sirven de sustrato cientıfico para unaadecuada proteccion de su fragil entorno natural dificultada por el hecho de una legislacion muyantigua, responsable de que lagunas, barreras y orillas esten, todavıa, en manos de la propiedadprivada. No obstante, recientemente se han declarado de dominio publico al considerarse ubicadasen un ambito fluvial: el rıo Alto Guadiana.

1. MARCO MORFOESTRUCTURAL y LA NATURALEZA DEL ACUIFE-

RO KARSTICO

El valle del Alto Guadiana, y el conjunto fluviolacustre de Ruidera alojado en su fondo seemplaza en el Campo de Montiel (Fig. 17.2), altiplano constituido por roquedos mesozoicos ycuyas cimas (900-1100 m), cepilladas por varias superficies de erosion cenozoicas (Perez Gonzalez,1982), se alzan de modo bien destacado sobre las planicies terciarias circundantes: La Mancha aloeste y al norte y los Llanos de Albacete, al este. Por el sur, el valle del rıo Jardın delimita su bordemeridional de los contrafuertes serranos pertenecientes a los relieves prebeticos. El armazon lito-estratigrafico de este altiplano le asimila a un gran acuıfero libre y colgado con un acuitardo basaldeterminado por los materiales trıasicos (facies Keuper) sobre el que se apoya un techo constituidopor roquedos carbonatados jurasicos.

Su alimentacion, suministrada exclusivamente por las lluvias, motiva que la descarga de susaguas subterraneas se efectue por los bordes y por algunos valles, como el del Alto Guadiana,del rıo Azuer, del Jabalon, del Canamares etc., los dos primeros adaptados a importantes lıneasde fractura (Rincon et al., 2001a y 2001b). Ello ha dado lugar a que numerosas acumulacionestobaceas se dispongan en estos valles o se cinan a los diferentes confines geograficos del altiplano,especialmente en su borde occidental y meridional.

El valle, donde se disponen las Lagunas de Ruidera (Fig. 17.3), conforma un encajado corre-dor modelado por la incision del Alto Guadiana como sugiere la existencia de diversos vestigiosgeomorfologicos colgados -fundamentalmente, acumulaciones detrıticas de origen fluvial y lateralvinculadas a glacis- (Gonzalez Martın et al., 2004). En los segmentos inferiores de sus vertientesse emplazan distintos tipos de acumulaciones tobaceas, tambien colgadas entre + 4 m y +40 m,que cronologicamente se remontan a los MIS-7, 5 y 3. Las correspondientes al MIS-1 se ubican enel mismo fondo de valle y entre ellas dominan los edificios de barrera que represan las aguas de unrosario de distintas lagunas conformando un tendido perfil en graderıa (Fig. 17.4). Las dimensionesde estos humedales son, salvo algunas excepciones (Lagunas del Rey, Colgada y Conceja), reducidasy con perımetros sobre todo, elongados (con eje fundamental adaptado al trazado del valle). Susvasos se alimentan tanto de caudales de superficie como subterraneos: solo la barrera que retienelas aguas de la Laguna Tomilla ofrece un comportamiento totalmente impermeable (Plata y PerezZabaleta, 1995).

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LAS TOBAS EN ESPANA

Figura 17.2: Acumulaciones tobaceas en tres sectores del Campo de Montiel. Arriba: Alhambra-Lagunas de Rui-dera, en el centro: valles del Azuer y Canamares, abajo: valles del Jabalon y Villanueva. Cartela: Puntos negros:¿Pleistoceno inferior?. Puntos grises: ¿Pleistoceno medio-superior?; S: Edificios de surgencia policıclicos.

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Como consecuencia de que el perıodo de residencia del agua en el acuıfero no es excesivamentelargo (unos pocos meses), los volumenes de agua almacenados, ası como los caudales descarga-dos, fluctuan notablemente. Ello motiva que durante las etapas de prolongada sequıa, como ya seha comentado, ciertas lagunas lleguen a secarse totalmente a consecuencia del descenso del nivelfreatico.

Figura 17.3: Esquema geomorfologico de las Lagunas de Ruidera.

Figura 17.4: Bloque diagrama con el perfil longitudinal del Alto Guadiana: disposicion escalonada y profundidadde las Lagunas de Ruidera.

Hidroquımicamente, las aguas de las lagunas tienen todas un pH por encima del valor neutro(7,66 ± 0,25). Por su parte, las cifras de conductividad son bastante variables. En su carga ionicadestacan (Ordonez et al., 1985 y 2005): Ca2+ (62,5 ± 10,2 mg/L); Mg2+ (25,1 ± 3,4 mg/L); Na+

(24,1 ± 2,6 mg/L); K+ (2,2 ± 0,4 mg/L); HCO3 (149,5 ± 32,1 mg/L); SO42- (95,6 ± 7,7 mg/L) y

Cl (49,3 ± 10,2 mg/L).

2. LAS ACUMULACIONES TOBACEAS HOLOCENO-ACTUALES

En el entorno inmediato de las lagunas se han conformado diversas acumulaciones tobaceas quehan sido asignadas al MIS-1 y representadas, sobre todo, por barreras, replanos estromatolıticos yotros depositos sedimentados en los receptaculos lacustres. Conforman un espeso relleno carbonati-co, constatado por numerosos sondeos (Plata y Perez Zabaleta, 1995) y otros metodos geofısicos

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LAS TOBAS EN ESPANA

(Pedley, 2009) que, a veces, alcanza mas de 50 m de espesor y se asienta sobre un modelado de di-seccion previo, labrado sobre las carniolas del Jurasico y tambien, en cierto tramos, sobre las faciesKeuper triasicas. Los analisis de isotopos estables, obtenidos en las acumulaciones que afloran ensu techo, muestran valores de δ18OPDB comprendidos entre -5,9/� y -4,1� (Ordonez et al., 1997ay 1997b), semejantes a los detectados en los mismos sedimentos, y en otros, unos anos despues(Andrews et al., 2000; Garcıa del Cura et al., 2011). Estos datos, a su vez, son tambien similaresa los obtenidos en estromatolitos desarrollados entre 1947 y 1997 en una pequena poza no siemprecubierta de agua: las variaciones anuales de δ13CPDB oscilaron entre -6,16� y -9,37� mientrasque los valores de δ18OPDB fluctuaron entre -5,65� y -6,78� (Garcıa del Cura et al., 1997d). Losaltos valores de δ13CPDB y δ18OPDB corresponden a etapas de sequıa plurianual y fueron asociadosa momentos con elevada evaporacion y baja cantidad de carbono organico en el suelo. Todos estosparametros isotopicos se correlacionaron bien con los registrados en las aguas de las Lagunas deRuidera en la decada de los anos 90 (Plata y Perez Zabaleta, 1995).

Cronologicamente, este espeso conjunto tobaceo parece haberse desarrollado desde finales delPleistoceno. El posible inicio de la sedimentacion pudo tener lugar en epoca tardiglaciar apoyando-se esta hipotesis en dos hechos: por un lado, los numerosos sondeos efectuados (C.E.D.E.X.) handetectado, casi siempre, materiales coluvionares separando el substrato mesozoico del muro delrelleno tobaceo; estos coluviones pudieran corresponderse con los abundantes crioclastos que regu-larizan las laderas del valle y pertenecientes al MIS-2 (Gonzalez Martın et al., 2004); por otro lado,se obtuvo, por U/Th, una edad de 16,5 ka. BP (Ordonez et al., 2005) en una muestra asimilada aun preterito salto de agua ubicado en el muro del relleno a 45 m de profundidad (Fig. 17.5).

Figura 17.5: Bloque diagramadel entorno de la cola de la La-guna de La Lengua y de la ba-rrera de La Redondilla. Espesordel relleno tobaceo holoceno ac-tual y edad de algunas acumu-laciones (U/Th para carbonatosen barreras y 14C para niveles demateria organica en sedimentoslacustres) y posicion de los colu-viones del MIS-2. Adviertase enla ladera la presencia de edificiostobaceos colgados de edad pleis-tocena (45 ka BP) que, a su vez,fosilizan crioclastos de una etapaanterior (¿MIS-4?).

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2.1. BARRERAS TOBACEAS

Constituyen el elemento geomorfologico mas trascendental en el paisaje de Ruidera pues suexistencia promueve el funcionamiento de un ambito fluviolacustre que sirve de soporte a diferentesecosistemas. Su emplazamiento coincide con aquellos tramos donde el valle estrecha sus confines, odonde aumenta el gradiente de su perfil longitudinal, incentivando los procesos de desgasificacionfısico-quımica en las aguas. Las dimensiones de los edificios de barrera son muy variables desdeescalas centimetricas hasta hectometricas: los mayores (Fig. 17.6) pueden ofrecen paramentos demas de 300 m de longitud, 50-100 m de anchura y una altura visible superior a 20 m.

Figura 17.6: Barrera de la Laguna de la Redondilla: A la izquierda, paramento de aguas arriba en una epoca(inicios de la decada de los anos 90) cuando su vaso quedo completamente seco. A la derecha, un detalle de susrecubrimientos estromatolıticos parietales.

Entre los principales conjuntos carbonaticos que conforman las estructuras de las barreras hayque senalar:

Un fitohermo, de mayor o menor anchura, constituido por capas de briofitas dispuestas demodo ondulado en la base aumentando progresivamente su inclinacion hacia el techo hastahacerse allı muy verticalizadas. En algunas barreras sondeadas (Fig. 17.7) se ha identificadola existencia en su seno de numerosas estructuras laminares de naturaleza estromatolıtica.

No siempre, aunque con cierta frecuencia, adosado al fitohermo y tras un cambio lateral defacies, se apoya una prolongada cuna, con perfil similar al de los denominados “espaldones” delas presas romanas. Esta compuesto por facies detrıticas (calcarenitas y lutitas) tobaceas (in-traclast tufa) dispuestas en estructuras subtabulares entre las que se interestratifican delgadosy discontinuos niveles y parches con facies de tallos.

En aquellas barreras donde la erosion o procesos de colapso, como el acontecido en 1545 enla represa de la Laguna del Rey que conformo el paraje conocido como “El Hundimiento”(Fig. 17.8), han hecho desaparecer o hundir parcialmente la cuna o espaldon, el paramentode aguas abajo muestra un perfil muy verticalizado donde se emplazan cascadas por las quecaen las aguas que desbordan la coronacion. Estos saltos, con diferentes caudales y energıasa lo largo de las estaciones y de los anos, dan lugar a flecos y cortinas estalactıticas (concrecimientos laterales que pueden ser superiores a 1 cm/ano) que, en ocasiones, generanpequenas cavidades con techo en voladizo (Fig. 17.9). Adicionalmente pueden desarrollarse,tanto en el lecho de los cauces que se abren paso por la coronacion, como en los emplazados alpie, o en las inmediaciones de los saltos de agua, un micromodelado muy irregular compuestopor pequenas pozas, gutters y reducidos domos hemi-esferoidales vinculados todos ellos acrecimientos estromatolıticos.

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LAS TOBAS EN ESPANA

Figura 17.7: Estructuras y espesor de las acu-mulaciones tobaceas (fitohermo y “espaldon”)que componen la barrera de la Laguna del Rey.

Figura 17.8: Saltos de agua –funcionales (A) y esporadicos (B)- ubicados en el paraje de “El Hundimiento”: lacaıda de aguas y el crecimiento de las cortinas estalactıticas tuvieron su principio tras el colapso acaecido en estabarrera en el siglo XVI.

Figura 17.9: Microformas emplazadas alpie de los saltos asociados la barrera dela Laguna del Rey. En: Pedley et al.,2003

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2.2. DEPOSITOS LACUSTRES

Ocupan las cubetas que alojan las diferentes lagunas y, esencialmente, pueden establecerse dosvariedades en funcion de los subambientes donde se desarrollaron controlados por su posicion y suprofundidad en un marco de condiciones oligotroficas de las aguas.

2.2.1. LOS REPLANOS ESTROMATOLITICOS

Se trata de morfologıas aterrazadas, en el momento actual emergidas parcialmente, que ofrecenespesores visibles de hasta 10-12 m y son poco frecuentes en la bibliografıa dedicada a las acumula-ciones tobaceas. Sin embargo, en Ruidera, orlan con gran espectacularidad (Fig. 17.10A y 17.10B)las orillas de sus denominadas “Lagunas Altas” (Lengua, Tomilla, Tinajas, San Pedra, Redondi-lla. . . ). Incluyen dos segmentos bien diferenciados (Fig. 17.10C) y con distintas facies tobaceas:

Por un lado, un techo muy plano alzado hasta la misma altura a la que se eleva la coronacionde la represa tobacea mas o menos inmediata. Este enrase altimetrico sugiere que su desarrollovertical ha estado dirigido, en un pasado muy proximo, por el crecimiento de las barreras y porel consiguiente ascenso progresivo del nivel de las aguas. Este techo, cuando esta sumergido,se cubre de extensos tapices algaceos que, en ocasiones, construyen pequenas y estrechascrestas estromatolıticas de planta circular (Fig. 17.10D). Los sitios con menor insolacion,o dispuestos en la misma orilla, son colonizados por los organos de una macrovegetacionhigrofila revestidos por tapices algaceos que precipitan carbonatos en forma de anillos. Allıdonde son visibles sus estructuras internas, cercanos al techo del replano (margen izquierdade la Laguna Tinaja), puede advertirse tambien la presencia de sedimentos calcarenıticos deorigen tobaceo organizados en lechos tabulares y, donde puntualmente, aparecen discontinuosparches con facies de tallos en posicion vertical originadas en antiguos lugares encharcados.

Por otro, y delimitando bruscamente el segmento anterior hacia el vaso lacustre, se dispone unreborde acantilado muy irregular. Se halla revestido por multiples franjas verticalizadas (2-3cm de espesor) asociadas a estromatolitos parietales, producto de la colonizacion bacteriana.Su crecimiento lateral, y centrıpeto hacia el eje de la laguna, es responsable del sinuosotrazado del perfil con salientes convexos y entrantes concavos (Fig. 17.10E) cuyo trazado sevincula a la continua evolucion vertical (estacional, anual y plurianual) de la lamina de agua.Otros detalles petrograficos y sedimentologicos pueden seguirse en Pedley et al., (1996). Alpie de estos replanos, se adosan numerosos estromatolitos pinaculares y con otras morfologıas(Fig. 17.11) que crecen en funcion de las variaciones actuales de la lamina de agua en laslagunas. En general, estas estructuras empinadas, adosadas a los replanos y en ocasiones alos paramentos verticalizados de aguas arriba de algunas barreras (impermeabilizando suspantallas), pueden ofrecer, en conjunto, grosores metricos y su desarrollo lateral ha jugadoun papel no desdenable en el progresivo alzamiento de la coronacion de las barreras, dada sufuncion de constrenir y reducir el volumen de agua del vaso lacustre.

La ausencia de buenos cortes ha impedido tener, hasta el presente, una vision nıtida de las fasesevolutivas que han conocido estos replanos holocenos. Sin embargo, ciertas observaciones y losperfiles levantados de sus estructuras (Fig. 17.12) mediante tecnicas de georadar (Gonzalez Martınet al., 2006), parecen confirmar las hipotesis iniciales planteadas hace algun tiempo (Ordonez et al.,1986a; Pedley et al., 1996). En efecto, el examen de las estructuras detectadas permite constatar laexistencia de ciertos dispositivos estromatolıticos, de morfologıa domatica o pinacular, en diversasposiciones en el interior de los replanos. Su silueta ofrece notables semejanzas con las morfologıasapreciables en algunos de los conjuntos aislados (Fig. 17.11) que jalonan las orillas en la cola dealgunas lagunas con diametros y alturas superiores a 1 m (Ordonez et al., 1996). Se trata deconstrucciones cuyo crecimiento vertical habrıa sido guiado por la demanda de luz de sus biofilmsen el seno de una lamina de agua que se elevaba poco a poco, conforme progresaba en altura la

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LAS TOBAS EN ESPANA

barrera tobacea. En las prospecciones de georadar tambien se observa el trazado mas o menoshorizontal de sus estructuras internas, perturbadas por algunos posibles cambios de facies y, en losbordes, por la disposicion curvada de los estromatolitos parietales que se cinen a los acantiladoslacustres.

Figura 17.10: Replanos estromatoliticos de las Lagunas altas. 17.10A y 17.10B. Vista general y detalle de la orillaoriental de la Laguna de la Lengua. 17.10C. Esquema de los replanos tobaceos: segmento lateral y crecimientocentrıpeto de sus estructuras estromatolıticas. 17.10D. Superficie superior de un replano cubierto por las aguasen la Laguna Redondilla. 17.10E. Perfil concavo en visera en el segmento que delimita el replano de la LagunaTomilla.

Figura 17.11: Diferentes morfologıas de estromatolitos en las orillas de la Laguna de La Lengua.

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Figura 17.12: Estructuras detectadas mediante prospeccion geofısica (georadar) en uno de los replanos de laLaguna de La Lengua. Arteaga, C. y Gascon, E.: En: Gonzalez Martın et al., 2006.

Junto a estos replanos instalados en las orillas, se desarrollan, ahora, en los bordes sumergidosy hasta 2-4 m de profundidad unas repisas que ofrecen la misma morfologıa. No obstante, sutecho y su talud subacuatico son sede donde enraızan numerosos dispositivos higrofilos siemprecubiertos por abundantes carbonatos (Fig. 17.13-A y 17.13-B) en vıas de estudio con miembros delequipo Gemosclera. Parece evidente que ambos dispositivos carbonaticos perilagunares ofrecen unorigen comun, aunque estamos analizando los posibles pasos evolutivos de unos a otros, ası comolos efectos que, en los procesos de precipitacion de carbonatos, pudieran ocasionar los estados deemersion parcial y temporal de estos dispositivos.

Figura 17.13: Imagenes del fondo de la Laguna Conceja. A y B: Vista del techo de una repisa sumergida a 2m de profundidad y de su borde. En ambas imagenes, tomadas en invierno destacan los abundantes carbonatosprecipitados e incrustados alrededor de los organos de los macrofitos. C y D: pradera discontinua de Chara ybioturbaciones asociadas a la actividad de la ictiofauna en los sedimentos lacustres del fondo. Fuente: GrupoGemosclera.

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LAS TOBAS EN ESPANA

2.2.2. SEDIMENTOS DEL FONDO DE LAS LAGUNAS

Consisten esencialmente en lutitas blanquecinas (Fig. 17.13-C y 17.13-D) o de color crema (ape-nas litificadas y con baja cohesion) y que ofrecen una acentuada laminacion milimetrica (Ordonezet al., 1986a; Pedley et al., 1996) e interrumpida, a veces, por pequenos canales erosivos (Pedley,2009). Suelen ocupar los fondos de las lagunas (Fig. 17.14) y con frecuencia se hallan colonizadaspor praderas de caraceas (Fig. 17.13-C) pudiendo alcanzar espesores que sobrepasan los 25-30 men algunas lagunas.

Figura 17.14: Modelo del relleno lacustre de la Laguna de La Redondilla y cronologıa 14C de algunos nivelesorganicos (Pedley et al., 1996). La homogeneidad sedimentologica de los niveles cortados por sondeo, dominadapor barros blanquecinos entre los que se intercalan niveles organicos, parece sugerir mınimos cambios en lo querespecta a la profundidad de esta laguna con el paso del tiempo. La existencia de arenas carbonaticas en el tramode techo del relleno se vincula a material liberado y caıdo desde los replanos estromatolıticos adyacentes.

Hace anos, y aprovechando que el fondo de algunas lagunas –Redondilla, Lengua y otras- quedocompletamente seco, se hicieron algunos pequenos sondeos que alcanzaron hasta unos 10 m deprofundidad. En su seno, ademas de las citadas lutitas, donde no faltaban frecuentes restos derestos de Chara y abundantes diatomeas, fue destacable la presencia de aragonito en la superficieemergida, entonces, de las areas depocentro que, posiblemente, proviniese del aporte biologıcoderivado de la gran cantidad de bivalvos (Unio sp.) que se concentraban entre los limos en momentosde desecacion lacustre. Tambien, se constataron algunos niveles con abundante materia organicaaunque con un registro polınico apenas preservado. En ellos se efectuaron dataciones por 14C(Pedley et al., 1996) que suministraron edades de 4570 BP y 3010 BP a unos 9,5 m y 7,5 m,respectivamente, de profundidad. No se descarto que su edad pudiera ser algo mas reciente debidoa una posible contaminacion isotopica.

Hace unos anos, en enero de 2007, los sedimentos lacustres que rellenan el vaso de la LagunaSantos Morcillo se vieron afectados por un conjunto de grietas (Navarro et al., 2012 y Albarracın etal., 2012) que, al poco tiempo, incrementaron su numero y ensancharon sus dimensiones. Su estudiogeofısico ha determinado un origen vinculado a fenomenos de hundimiento de cavidades internas ode colapso vinculados a una evolucion de tipo sinkhol.

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2.3. DEPOSITOS DESARROLLADOS EN LOS LECHOS DE LOS CAUCESQUE ALIMENTAN LAS LAGUNAS

Construcciones tobaceas de menor entidad se desarrollan tambien en el lecho y en las orillas delos pequenos cauces que enlazan los diferentes receptaculos lacustres. Su gradiente longitudinal ysus acentuadas oscilaciones de caudal son los principales responsables de la aparicion de diversosconjuntos morfologicos, algunos en vıas de estudio:

Pequenas barreras embrionarias con paramentos de longitud inferior al metro y altura deunos pocos centımetros, como las que jalonan el cauce de la Canada de las Hazadillas (Fig.17.15-A, 17.15-B y 17.15-C).

Conjuntos estromatolıticos con distinta morfologıa (domaticos, pinaculares, etc.), recubriendoel lecho de los cauces, como los desarrollados en las inmediaciones del paraje de la “Plaza deToros” (Fig. 17.16).

Fitohermos desarrollados en pequenos saltos de agua inducidos por rupturas de escasa entidady que modifican su aspecto en funcion de la estacion del ano y del paso del tiempo.

Acumulaciones originadas por el arrastre de sedimentos, en su mayor parte de naturalezatobacea, arrancados por la erosion durante los momentos de alta energıa, que son tapizadospor recubrimientos de nuevos carbonatos, precipitados durante la fase de decrecida del caudal(Fig. 17.17).

Figura 17.15: Barreras embrionarias en el cauce seco (A y B) de La Canada de las Hazadillas y con flujos de agua(C).

3. LAS GENERACIONES TOBACEAS PLEISTOCENAS

Como ya se apunto, en el entorno de Ruidera existen acumulaciones tobaceas pleistocenascasi todas pertenecientes a los MIS 7, 5 y 3 (Lopez Vera et al., 1989; Pedley et al., 1996; GonzalezMartın et al., 2004; Ordonez et al., 2005), cuyos discontinuos retazos se emplazan hoy colgados (Fig.

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LAS TOBAS EN ESPANA

17.5) a diferentes alturas (entre 3 y 40 m) en las vertientes del valle del rıo Alto Guadiana y dealgunos tributarios. Su desarrollo coincidio con las etapas caracterizadas por condiciones templadasy humedas pero se interrumpio durante los MIS pares que dejaron numerosos testigos detrıticosaluviales y coluvionares, algunos de estos ultimos con nıtidas senales crioclasticas (Gonzalez Martınet al., 1987 y 2004).

Figura 17.16: Entorno de la denominada “Plaza de Toros”, depresion abierta por un violento derrame (crecidade 1947) en la rampa tobacea de la Laguna Tomilla. A. Esquema realizado durante la sequıa de los anos 1990(septiembre de 1995). B. Flujos de agua descendiendo por la citada hoya (julio de 1996). C y D. Dispositivosestromatolıticos desarrollados en el lecho de aguas arriba y abajo (junio 1996).

Figura 17.17: Recubrimientos estromatolıticos desarrollados en un lecho esporadico que conecta la Laguna Tomillay la Laguna Tinajas.

Fundamentalmente, consisten en los estribos pertenecientes a relictas barreras de notables di-mensiones, aunque en algun caso (Fig. 17.18) se conserva buena parte de sus paramentos ası comoalgunos de los distintos conjuntos diferenciados en las represas mas recientes. Con frecuencia, ocu-pan posiciones en el valle inmediatas a donde se localizan las represas holocenas, lo que sugiere elcontrol que manifiestan estructuralmente ciertos tramos del valle en el emplazamiento de las barre-ras. Entre los edificios mas sobresalientes de esta tipologıa destacan los localizados en las margenesde la Laguna Tinajas (Fig. 17.19), de La Lengua (en ambas margenes) y los ubicados aguas abajo

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de la Laguna del Rey, donde la posicion alzada de una de ellas –El Castillon- motivo que su techofuese ocupado como asentamiento en la Edad del Bronce. Tambien se disponen en ambas orillasdel Embalse de Penarroya y de la Canada de Las Hazadillas.

Figura 17.18: Edificio pleistoceno de barrera colgado (1) sobre el replano estromatolıtico (2) de la Laguna de LaLengua.

Figura 17.19: Vista en planta y perfil de las estructuras tobaceas que componen la barrera pleistocena en elentorno de la Laguna Tinajas. La edad de algunas de sus estructuras se estimo en 139 ka y 124 ka (Lopez Veraet al., 1989). Adviertase como su conjunto distal sirve de apoyo a los replanos tobaceos holocenos que bordeanla citada laguna. Planta (A´): Barreras actuales. Alzado (A): Barrera pleistocena; B) Cuna tobacea; Cartela:1 y 7.- Conjuntos fitohermicos con facies de musgos; 2. Toba detrıtica (intraclast tufa); 3. Facies de tallos; 4.Pequenas construcciones fitohermicas; 5. Suelo actual; 6. Estromatolitos parietales; 8. Replano estromatolıtico(Holoceno-Actual).

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LAS TOBAS EN ESPANA

El resto de los vestigios se asocian a discontinuos depositos de oncolitos (+6 m) en la orilladerecha de Laguna Colgada, o vinculados a terrazas tobaceas (Laguna de la Morenilla), o a edificiosde surgencia que, aunque raros en el area, se concentran en las vertientes de la citada Canada donde,como otros, se apoyan sobre coluviones crioclasticos, ahora mas antiguos al asimilarse al Pleistocenomedio.

Cronologicamente, las edades U/Th aplicadas a diferentes muestras tobaceas de la zona per-miten identificar las siguientes generaciones (Ordonez et al., 2005; Gonzalez Martın et al., 2004;Garcıa del Cura et al., 2011):

Las acumulaciones mas antiguas pudieran corresponder a las tobas incluidas en edificiosde surgencia ubicados en el valle de Las Hazadillas y que fosilizan masas coluvionares confragmentos muy alterados que solo se conservan debajo de los edificios tobaceos. Su edadse remonta a 272 ka BP en un momento perteneciente al MIS-8. Al MIS-7 (190-260 ka BP)se vincularıan tambien las tobas de la base (206 ka BP) y de la coronacion (230 ka BP)de una barrera en el mismo valle tributario del Alto Guadiana. Edad no lejana (235 kaBP) tendrıa un deposito asociado a una terraza a tan solo +6 m sobre la Laguna Colgada,constituido por lechos de oncolitos muy litificados, aunque conservando una cierta porosidad,tanto interpartıcula como intrapartıcula correspondiente al nucleo original organico.

El MIS-5 estarıa representado por las acumulaciones carbonaticas pertenecientes al muro(92,4 ka BP) y al techo (99,0 ka BP) de la terraza tobacea que bordea la Laguna de LaMorenilla.

Al MIS-3 pertenecerıan los depositos emplazados en el muro y techo de los estribos de dosconjuntos de barrera, hoy colgados a +18- 25 m por encima de los replanos estromatolıticosde la Laguna de La Lengua.

No obstante, tanto en el Alto Guadiana, como en otros muchos parajes del Campo de Montiel yde sus bordes, hay que senalar la existencia de una o dos generaciones tobaceas muy remotas, cuyaposicion geomorfologica sugiere edades del Pleistoceno inferior. Ofrecen espesores medios cercanosa los 10-12 m y maximos de 15-18 m. En ellos se constata una compleja secuencia donde, conasiduidad, en el muro se advierten facies detrıticas muy cementadas de conglomerados (carniolas,cuarcitas y algunos cuarzos) y areniscas, de origen fluvial (en muchas ocasiones pertenecientes aabanicos aluviales) y coluvionar. Hacia el techo, dominan unos carbonatos donde no faltan estro-matolitos ası como facies tobaceas de tallos en posicion vertical u horizontal. El elevado grado dediagenetizacion dificulta la identificacion de las facies a la vez que mimetiza en el paisaje estasformaciones tobaceas que pueden confundirse con las carniolas jurasicas del entorno.

Se emplazan en posiciones destacadas, cercanas a las labradas por la superficie de erosion masreciente en el techo del altiplano y datada como Plioceno superior - Pleistoceno inferior (PerezGonzalez, 1982), pero siempre a escasas decenas de metros por debajo. Unas veces, las tobas sedisponen de modo lineal y discontinuo y con cotas que progresivamente pierden altura siguiendo elantiguo trazado de flujos: es el caso del Alto Guadiana en los alrededores de la Presa de Penarro-ya (Fig. 17.20-A), o del entorno de la localidad de Alhambra (875 m - 860 m); tambien del rıoCanamares -915-850 m- aguas arriba y abajo de Carrizosa (Fig. 17.20-B); de igual modo en el rıoJabalon (en el que se ubican las de mayor altitud -970-960 m) no lejos de Montiel y de su famosocastillo emplazado en un cerro tobaceo donde son visibles grandes cascadas relictas. Mientras, lasemplazadas, tambien en el borde meridional (aunque algo mas al oeste), ascienden en altura haciael sur al pasar desde 930-900 en Almedina a 950-966 m (Fig. 17.20-C), en Puebla del Prıncipe,coronando siempre un conjunto de grandes mesas y cerros troncoconicos, a modo de destacadosrelieves aluviales tobaceos invertidos. Su caracter residual refleja el notable vaciado provocado porla erosion fluvial tras la sedimentacion de aquellos autenticos paramos de toba.

Acumulaciones mas recientes se han detectado en el valle del rıo Villanueva, en las proximidadesde Villanueva de la Fuente (Fidalgo, 2011 y Jorge Coronado, 2013), tanto en sus vertientes (alre-

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dedores de la Ermita de la Virgen de los Desamparados) como en las proximidades de su fondo devalle, en la cabecera del rıo; otras acumulaciones se emplazan en Povedilla y, especialmente, en elambito suroriental donde destacan los dispositivos tobaceos existentes en la Laguna de Villaverdey cabecera del rıo Jardın.

Figura 17.20: Acumulaciones tobaceas del Pleistoceno inferior. A. Orilla oriental del Embalse de Penarroya yapoyadas sobre gravas fluviales. B. Valle del rıo Canamares en las inmediaciones de Carrizosa. C. Cerro coronadopor tobas de esta generacion en los alrededores de Almedina.


El papel de dispersion de aguas que ejerce el Altiplano del Campo de Montiel hacia el Norte(Valle del Alto Guadiana), hacia el oeste (Valle del Jabalon, cuenca del Guadiana medio), haciael este (Rio Jardın, cuenca del Jucar) y hacia el sur (Cuenca del rıo Villanueva, cuenca del Gua-dalquivir), motiva que sean numerosos los valles que, al alimentarse karsticamente de su acuıferomesozoico, han desarrollado numerosas acumulaciones tobaceas. Estas se adaptan a diferentes mor-fotipos, generados en distintas etapas cuaternarias desde el final de los tiempos cenozoicos hasta laactualidad.

Destaca por su personalidad geomorfologica el valle del Alto Guadiana en cuyo seno se ha desa-rrollado, sobre todo a lo largo del Holoceno, uno de los dispositivos tobaceos mas prolongados yextensos del continente europeo, protagonizado por la existencia de grandes barreras carbonaticasque conforman la razon de ser de este sistema fluvio-lacustre. Junto a ellas, destacan unos espec-taculares replanos estromatolıticos, bordeando el perımetro de diferentes lagunas, constituyendoun elemento ciertamente excepcional en el ambito de los distintos escenarios tobaceos de nuestroplaneta. Estas son algunas de las propiedades por las que el entorno de Ruidera es protegido porla figura de Parque Natural, exigiendo la vulnerabilidad de sus elementos una figura de proteccionmas eficiente.

Testigos de otros preteritos “Ruideras”, con semejantes caracterısticas, se disponen colgados enlas laderas del Alto Guadiana y fueron modelados con otros niveles de base mas elevados durantelos MIS-5 y MIS-3. Existen vestigios esparcidos en los valles de algunos tributarios que se remontanal MIS-7 y al MIS-8. Testigos morfologicos de generaciones tobaceas anteriores, posiblemente del

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LAS TOBAS EN ESPANA

Pleistoceno inferior o quizas algo mas antiguas(transito Neogeno – Cuaternario), orlan los confinesdel altiplano, especialmente por su borde occidental y meridional. Se encajan unos metros pordebajo de su topografıa culminante y no dejan de tener un origen ciertamente enigmatico, quepodra ser conocido una vez sus abundantes retazos sean cartografiados de modo preciso y sussecuencias estudiadas. Por debajo de aquellos niveles abundan acumulaciones tobaceas cuya edadpudiera correlacionarse con los MIS identificados en Ruidera. Entre las mas interesantes destacanlas que se asientan en la vertiente septentrional del valle de Villanueva y las que se alojan en lasinmediaciones de su fondo, en las inmediaciones del cementerio de esta localidad.

AGRADECIMIENTOS

Los autores queremos agradecer todas las atenciones, facilidades y datos suministrados por los sucesivos Directores

Facultativos del Parque Natural de las Lagunas de Ruidera, Federico Grande, Marıa Luisa Colmenero y Jose Antonio

Pizarro, ası como por Jose Ramon Aragon, de la Confederacion Hidrografica del Guadiana. Del mismo modo nuestra

gratitud a la guarderıa del Parque, especialmente a Manuel Lopez Sanchez y a nuestro amigo y gran conocedor del

entorno Salvador Jimenez. Nuestro reconocimiento al Grupo Gemosclera que, ademas de la obtencion de muestras

en el fondo de algunas lagunas, nos ha aportado magnıficas imagenes subacuaticas. De igual modo agradecer los

datos aportados por Concepcion Fidalgo (UAM) y Juan Vazquez Navarro (UAM) relativos a la localizacion de

acumulaciones tobaceas en los entornos de algunas localidades del Campo de Montiel.

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18. EDIFICIOS TOBACEOS EN LA MAN-CHUELA DE ALBACETE

A. Fernandez Fernandez

Departamento de Geografıa. UNED. [email protected]

INTRODUCCION

El territorio La Manchuela se inscribe en el ambito de una pequena fosa tectonica, la cuencadel Jucar (Fig. 18.1), configurada por movimientos distensivos, posteriores a las fases paroxismalesalpinas, y ubicada entre grandes dominios morfoestructurales peninsulares: el Sistema Iberico alnorte, la Meseta al oeste y los relieves de las Muelas de Carcelen y Altos de Chinchilla al sur. Aquelrecuenco sedimentario conocio, durante los tiempos neogenos, un dilatado proceso de colmatacioncon roquedos de naturaleza muy variada. Ası, sobre materiales detrıticos (Facies Puntal Blanco)procedentes de las primeras fases de denudacion de sus bordes mesozoicos -que afloran sobre todoen su ambito oriental-, descansa, con ligera discordancia, un gran paquete de calizas lacustrespliocenas (Facies Calizas de Alcala) con espesores que superan los 150 metros (Ordonez et al., 1976)y que confieren una enorme espectacularidad al paisaje de esta comarca; finalmente, se dispone una“unidad detrıtica superior” de edad plio-cuaternaria que constituye la ultima fase de relleno de estafosa. Todos los estratos de este potente relleno presentan una notoria disposicion tabular apenasafectada por deformaciones de origen tectonico.

Figura 18.1: Localizacion de las principales acumulaciones tobaceas en el valle del Jucar en La Manchuela. 1:Edificio El Preson, 2: Edificio Los Malecones, 3: Azud de la Villa, 4: Cascada de Maldonado, 5: Barrera deJorquera, 6: Meandro abandonado, 7: Edificio de ladera de El Cura.Fuente: Mapa Geologico de Sıntesis, 1/200.000. I.G.M.E.

Sobre este dispositivo estratigrafico y litologico, el Jucar ha desarrollado un eficaz proceso deencajamiento que le ha permitido configurar una hoz de casi sesenta kilometros de oeste-este. Sutrazado dibuja un acentuado y encajado diseno meandriforme, especialmente en el tramo compren-dido entre las localidades de Valdeganga y Alcala del Jucar donde, ademas, es muy frecuente la

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LAS TOBAS EN ESPANA

presencia de testigos asociados a diversas generaciones tobaceas (Fernandez Fernandez et al., 1998 y2000). Junto a ellas, el Jucar ha dejado numerosos aterrazamientos detrıticos (Fernandez Fernandez,1996). Muchos de ellos, a pesar de ofrecer la misma edad pleistocena, se emplazan colgados a muydiferentes alturas sobre el cauce actual, debido a la interferencia engendrada en los antiguos perfilespor edificios de barrera y de otros de estructura mas compleja. En la evolucion morfologica de lahoz hay que considerar como la incision fluvial se ha visto ayudada por una activa morfogenesisde las laderas potenciada por la verticalidad de las paredes; pero tambien por las peculiaridadessedimentarias de las “Calizas de Alcala” caracterizadas por la alternancia de bancos margosos conotros mas mıcrıticos que facilitan los procesos de desprendimiento de grandes paneles gravitatorios.Ademas de estas manifestaciones hay que constatar la presencia en el valle de arenas eolicas y limosde texturas loessicas (Fernandez Fernandez, 1996).

Pero los testigos mas sobresalientes coinciden con las numerosas acumulaciones tobaceas, casitodas de origen fluvial, y en ocasiones con notables dimensiones. Su abundancia en el tramo medio deuna cuenca fluvial de relativa extension, como es la del Jucar, supone una peculiar y, en cierto modo,anomala localizacion de estas acumulaciones carbonaticas, pues habitualmente son mas frecuentesen los tramos de cabecera de los valles labrados sobre importantes relieves karsticos. Fuera de esteambito, su aparicion suele ser mas esporadica, o nula, lo que confiere a las tobas de La Manchuelaun valor paleoambiental excepcional; maxime si se tiene en cuenta que al caracter de tramo mediohay que anadir un escenario litologico calizo muy poco karstificado. Ello se debe en parte a laedad muy reciente de sus roquedos calizos (Plioceno) y al actual marco climatico mediterraneopoco propicio para el desarrollo de las tobas: un escaso registro pluviometrico anual (400 mm), unaacentuada irregularidad de su regimen y la existencia de eventos pluviometricos de alta energıavinculados a los efectos de “gotas frıas” que se traducen en bruscos y repentinos cambios de caudalcon el consiguiente arrastre de terrıgenos, incompatibles con la formacion de tobas. Por ello, laexistencia de abundantes y magnıficos edificios tobaceos en un medio, teoricamente, hostil parasu formacion, solo puede entenderse desde una perspectiva paleoclimatica en la que se sucedieronambientes propicios y notoriamente contrastados con las condiciones actuales mediterraneas.

Destaca en el emplazamiento de estas acumulaciones como las distintas generaciones tobaceas-pleistocenas, holocena y actual (Fig. 18.2)- se disponen en los mismos parajes del valle sugiriendoel rol que ciertos factores estructurales han determinado en la turbulencia de los flujos de agua.

Las diferentes morfologıas que adoptan los conjuntos tobaceos fluviales son resultado de lacombinacion de multiples factores que interactuaron en el lecho del rıo, los cuales se pueden aglutinaren dos grupos: uno protagonizado por el caudal, las caracterısticas quımicas de sus agua ası como sugrado de saturacion carbonatica; otro que integra las condiciones del medio local donde se emplazanlos conjuntos tobaceos (microtopografıa, insolacion, organismos vegetales, etc.).

1. PROCESOS Y FORMAS CARBONATICAS ACTUALES EN EL LE-

CHO DEL RIO

En la actualidad, los procesos de precipitacion de carbonatos siguen siendo funcionales en diver-sos trechos del valle del rıo Jucar como lo demuestra la presencia de ciertas acumulaciones tobaceasque jalonan su lecho (Fernandez Fernandez et al., 1996; Fernandez Fernandez, 1999).

La formacion de estos depositos sigue determinada por los mismos factores que condicionaronla construccion tobacea desde el Pleistoceno:

- Uno se corresponde con el marcado control hidrogeologico de la region y su consecuente aportede carbonatos a las aguas del rıo Jucar a traves de los acuıferos del entorno. En efecto, en estetramo, las aguas del Jucar conocen una recarga de bicarbonatos de origen subterraneo, tal y comoevidencian los analisis efectuados en diversos manantiales del sector. Los realizados hacia aguasarriba, en el extremo occidental del valle, las concentraciones de bicarbonatos alcanzan valores de40-50 mg/L, mientras que, hacia aguas abajo, en los puntos mas orientales la concentracion asciendehasta 500 mg/L. A tener en cuenta como estos analisis hidroquımicos detectan la existencia de

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18. EDIFICIOS TOBACEOS EN LA MANCHUELA DE ALBACETE

contaminantes, especialmente de fosfatos, que ralentizan e inhiben los mecanismos de construcciontobacea. Su presencia, junto a la entrada en juego de otros factores de intervencion antropica en elrıo, pueden ser hechos que expliquen la reduccion de las tasas de construccion tobacea registradaen las tres ultimas decadas.

- El segundo presenta unas caracterısticas mas locales y se relaciona con los efectos de “ioncomun” provocado por los sulfatos procedentes del lavado de las formaciones yesıferas neogenasaflorantes en el entorno de Valdeganga.

Figura 18.2: Localizacion de las generaciones tobaceas en el valle del Jucar. Cartela: 1: Cauce del rıo Jucar ydepositos tobaceos actuales y subactuales. 2: Tobas holocenas. 3 y 4: Edificios pleistocenos. 5: Coluviones.

1.1. CONJUNTOS TOBACEOS DE RETENCION PARCIAL

El principal morfotipo engendrado, actualmente, por las aguas del Jucar se asocia a formas em-brionarias de barreras tobaceas que no logran desarrollarse en altura, salvo en algun caso concreto.De aquı, que los procesos de precipitacion desarrollen unas acumulaciones capaces de remansarimperfectamente los flujos de agua –edificios de retencion parcial- y caracterizadas por una morfo-logıa cimera plana e irregular, siempre localizados en trechos con notable agitacion de las aguas.Esta turbulencia se asocia a pequenas rupturas de gradiente o a irregularidades microtopograficasintroducidas en el lecho por la presencia de bloques y/o cantos arrastrados y abandonados en eltranscurso de riadas preteritas, o caıdos desde las laderas y alojados directamente en el cauce.

Estas construcciones tobaceas muestran una morfologıa cuneiforme donde los carbonatos pro-gresan longitudinalmente en el sentido de la corriente: su angulo diedro mas agudo se disponehaciendo frente a la corriente del rıo, mientras que el techo de la cuna ofrece una notable planitudaunque su superficie presenta una micromorfologıa muy irregular; esta suele permanecer cubiertapor una delgada lamina de agua que deja pasar con facilidad los rayos del sol y, por ello, se hallatapizada por extensos velos algaceos, siempre propensos a precipitar carbonatos. Tampoco faltandispositivos oncolıticos, en areas del lecho bien insoladas y con cierta actividad de la corriente,ni otras acumulaciones calcarenıticas constituidas, en su mayor parte, por restos y fragmentos deorigen tobaceo, que rellenan pooles y que, en ocasiones, quedan retenidas y adosadas al minusculoparamento de aguas arriba del salto de agua. Hacia aguas abajo se desarrollan los citados saltos, porlo normal de escala decimetrica aunque su altura puede ser muy variable al quedar este parametrocontrolado por el propio desarrollo del edificio y por el progresivo avance de los saltos hacia aguasabajo (Fig. 18.3). Se hallan colonizados por facies de musgos ocupando siempre los lugares dondela turbulencia del agua es mayor. Estas pequenas construcciones generan una cierto remanso de las

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aguas lo que motiva por un lado, un ensanchamiento del lecho y, por otro, una mayor friccion de losflujos sobre la coronacion de la construccion tobacea lo que se traduce, a veces, en una erosion quecepilla su techo. Hacia aguas abajo, el avance de esta construccion tobacea incrementa el desnivelde los saltos. Con ello aumenta la turbulencia y se retroalimenta la precipitacion de carbonatos que,a su vez, acelera el crecimiento del salto. Del mismo modo, se acrecientan tambien los mecanismosde socavacion, lo que permite generar pequenas morfologıas como hoyas o pools, que pueden tenerun tamano y profundidad superior a 1 o 2 m.

Figura 18.3: Saltos de agua en la cola de un pequeno edificio de retencion parcial en el fondo del cauce del Jucar.Paraje del Azud de la Villa, aguas abajo de la localidad de Valdeganga.

Junto a ellos, en saltos de menor actividad o cerca de las orillas, suelen aparecer facies de tallos demuy pequena entidad y desarrollo. No lejos de este entorno fluvial aparecen domos estromatolıticoshoy con su morfologıa convexa culminante biselada por los flujos erosivos del rıo (Fig. 18.4).

Figura 18.4: Construcciones estromatolıticas con techos erosionados en la orilla del Jucar.

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En el armazon de estos conjuntos se incluyen no solo materiales tobaceos sino tambien pasadasde gravas y arenas, de mayor o menor espesor, que se superponen (Fig. 18.5) o se intestratifican enaquellos. Se trata de aluviones arrastrados eventualmente con motivo de importantes crecidas delcaudal y que adoptan estructuras diferentes segun el lugar del lecho donde se sedimenten: planares,cuando fosilizan el techo de las cunas, o canalizadas cuando rellenan algun surco por el que fluyela corriente.

Figura 18.5: Acumulaciones de cantos y gravas apoyadas sobre un conjunto tobaceo en el cauce del rıo Jucar.

1.2. BARRERAS TOBACEAS

Este morfotipo apenas se halla representado en el lecho del Jucar en este tramo albacetensey que, como en otros rıos, cierra transversalmente el cauce interfiriendo la hidrodinamica fluvial,dando lugar a saltos de agua y reteniendo pequenos humedales hacia aguas arriba. El mejor ejemplocoincide con un pequeno edificio localizado en el denominado paraje del Preson (Fig. 18.6), aguasabajo de Valdeganga.

Figura 18.6: Vista de la pequena barrera tobacea “El Preson”.

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2. CONJUNTOS TOBACEOS HOLOCENOS

Componen una serie de acumulaciones tobaceas no funcionales que, casi siempre, coinciden conlos estribos de antiguos edificios de barrera (Fig. 18.7) que, en la actualidad, aparecen adosados alas paredes del valle a escasa altura sobre el cauce. Sus relictos testigos permiten reconstruir lasdimensiones de sus paramentos que, raramente, sobrepasarıan una altura maxima de diez metros.Estos dispositivos jalonan con notable asiduidad el trazado de la hoz, siendo identicos en lo relativoa su morfologıa, genesis y funcionamiento a los que se han reconocido en otros valles mediterraneos,como el Alto Guadiana, el Alto Tajo, el propio Jucar en su tramo conquense (Una, La Toba, etc.),u otros parajes de la Cordillera iberica.

Figura 18.7: Detalle del estribo de una barrera holocena aguas abajo de Valdeganga.

Su construccion, al igual que en el caso de los edificios actuales, tuvo lugar en dos tipos de empla-zamientos: por un lado, rupturas del gradiente longitudinal del rıo o en parajes donde, previamente,fueron abandonados importantes acumulaciones aluviales constituidas por materiales detrıticos degran tamano que alcanzan incluso el tamano de bloque.

La construccion de este tipo de edificios exigio, ademas de la participacion de los factores to-pograficos, unas condiciones de fitoestabilidad muy precisas que solo pudieron desarrollarse bajounas circunstancias hidrologicas y morfoclimaticas diferentes a las actuales. Necesariamente, enaquellos momentos de construccion tobacea, los caudales no deberıan conocer fuertes cambios es-tacionales, las riadas se dilatarıan en el tiempo y no serıan muy voluminosas y el aporte coluvionardesde las escarpadas paredes del valle tendrıa que ser restringido.

3. EDIFICIOS TOBACEOS PLEISTOCENOS

Los testigos de esta generacion, desarrollada en diferentes etapas, son bastante numerosos a lolargo de la hoz y ocupan diversas posiciones geomorfologicas, ahora en el dominio de las vertientesdel valle. Presentan distintas variedades entre las que puede distinguirse: edificios progradantes, decascada, de barrera, de surgencia y conjuntos complejos.

3.1. EDIFICIOS PROGRADANTES

Se trata de dispositivos tobaceos generalmente de grandes dimensiones con longitudes que pue-den sobrepasar el centenar de metros y alturas superiores a 8-10 m. Su voluminoso armazon se halla

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compuesto por estructuras muy complejas donde multiples episodios constructivos, de acrecencialateral, han dado lugar a un complejo entramado de capas tobaceas y lechos detrıticos (Fig. 18.8).

Figura 18.8: Edificio progradante del paraje de Los Malecones: A.- Calizas neogenas; B.- Bloques coluvionares;C.- Depositos crioclasticos; D. Gravas y arenas fluviales; E.- Arenas fluviales; F.- Calcarenitas tobaceas; G.-Acumulaciones tobaceas de facies de musgos; H.- Facies tobaceas mixtas; I.- Flecos estalactıticos en antiguossaltos de agua.

Las de naturaleza tobacea suelen mostrar facies muy contrastadas aunque predominan los dis-positivos relictos de cascadas, siempre conformados por cuerpos de musgos verticalizados de hasta5 metros de desnivel que ofrecen una nıtida progradacion lateral hacia aguas abajo (Fig. 18.8);ocasionalmente, se adosan a ellos cortinas estalactıticas mas o menos desarrolladas. Por su parte,los lechos detrıticos suelen estar compuestos por aluviones y coluviones gruesos (gravas y cantos),unas veces estratificados y otras caoticamente dispuestos, ası como por arenas silıceas. Convivencon otros de naturaleza calcarenıtica, procedente del desmantelamiento y/o destruccion de edificiostobaceos preexistentes a su formacion y situados aguas arriba.

Los ejemplos mas espectaculares de esta variedad se emplazan en los parajes de “Los Malecones”(Fig. 18.8), “Moranchel” y “Azud de la Villa”, todos ellos situados aguas abajo de la localidad deValdeganga.

3.2. EDIFICIOS TOBACEOS DE CASCADA

Este tipo de conjuntos es muy poco frecuente en la hoz y sus mecanismos de precipitacion fısico-quımica y bioquımica de carbonatos han dado lugar a unos notables edificios tobaceos adosados, amodo de gran dosel carbonatico, a un notable escalon rocoso existente en el preterito lecho fluvial yque las aguas salvaban conformando una espectacular cascada (Fig. 18.9). El origen de esta rupturaen el perfil del rıo podrıa relacionarse con cambios en el nivel de base y/o acciones remontantes delrıo, dada la ausencia de manifestaciones tectonicas en el entorno.

Uno de los ejemplos mas sobresalientes se localiza en la pedanıa de Maldonado, aguas arriba deJorquera. La facies mas comun corresponde a tobas de tallos cruzados que pasan a estromatolitosen los cuales es posible identificar tobas de musgo a la mesoescala y microescala. Los estromatolitosestan formados por cristales micrıticos (0,5 µm) dispuestos en torno a filamentos de cianobacterias.En una etapa final del edificio se formaron cortezas calcıticas parietales que recubren parcialmentela parte exterior del cuerpo principal de la antigua cascada (Fernandez Fernandez et al., 2000). Lacobertera de carbonatos, dispuesta a su pie, fosiliza un nivel de acumulacion fluvial colgado a +24 m(Fig. 18.9). Ademas de este salto, se han reconocido otros, en posiciones topograficas mas elevadas yque pertenecen a edades pleistocenas de mayor antiguedad. Su emplazamiento y una aproximacion

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de su cronologıa por el metodo U/Th ha permitido establecer la evolucion geomorfologica del valleen este sector (Fig. 18.10).

Figura 18.9: Cascada pleistocena de Maldonado (Edad 95.000 BP). 1.- Substrato rocoso “Calizas de Alcala”;2.- Depositos aluviales de bloques, cantos y gravas fosilizados por carbonatos tobaceos; 3.- Materiales detrıticoscalcareniticos; 4.- Tobas predominantemente compuestas por facies de musgos.

3.3. EDIFICIOS DE BARRERA

Al igual que se ha constatado la presencia de barreras en los tiempos actuales y holocenos,el Jucar tambien construyo algunas represas de notable entidad morfologica a lo largo de etapasanteriores. Sin embargo, el numero de aquellos edificios pleistocenos debio ser mayor del que hoypuede advertirse en el valle pues solo se conservan escasısimos relictos. Sin duda, la fragilidad de susestructuras no pudo soportar los multiples eventos de riada registrados preteritamente por el caucedel Jucar; sobre todo en etapas con precipitaciones de gran intensidad como las presentes, asociadashoy en ocasiones al conocido fenomeno de la “gota de aire frıa”. Por otro lado, allı donde se localizansus restos puede advertirse como sus dimensiones eran mucho mayores que las consideradas en losejemplos pertenecientes a las generaciones mas modernas.

La mayor barrera detectada se situa en las inmediaciones de la localidad de Jorquera y suestricto emplazamiento denuncia un origen controlado por la existencia de grandes escalones es-tructurales, aunque tambien en los fenomenos de turbulencia asociados estuvieron presentes, denuevo, los provocados por el acumulo previo de bloques en el cauce. El escalon, responsable de sugenesis, se asocia a un excepcional afloramiento local asociado a un anticlinal constituido por calizascretacicas (Gil et al., 2004) que emerge entre los sedimentos horizontales cenozoicos y que el rıosalva en un trecho de un centenar de metros. Los vestigios de esta estructura tobacea aparecen bienconservados por situarse en la margen convexa del meandro allı labrado lo que ha permitido recons-truir las colosales dimensiones que tuvo originalmente (Fig. 18.11): su altura debio aproximarse auna treintena de metros y su longitud con mas de 100 m de coronacion cerro completamente esteangosto paraje del valle.

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Figura 18.10: Evolucion del valle del Jucar en el paraje de Maldonado. 1 y 2.- Conjuntos tobaceos de la generacionmas antigua (220.000 BP); 3, 4 y 5 generacion posterior (95.000 BP), correspondiendo 5 al emplazamiento de lagran cascada de la Figura 18.9.

Figura 18.11: Vista de la gran barrera tobacea de Jorquera: A.- Sector central de su antiguo paramento y detalle.-B.- Emplazamiento de su estribo en la ladera septentrional del valle.

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3.4. TERRAZAS TOBACEAS

A lo largo del valle del Jucar existen numerosos retazos de terrazas detrıticas que hacia sutecho ven sustituidos sus aluviones (cantos, gravas, arenas. . . ) por la presencia de acumulacionestobaceas sedimentadas en condiciones fluviales y palustres. El mejor ejemplo se situa a lo largo deun meandro encajado abandonado (Fig. 18.12) cuyo tramo final coincide con el paraje de la Ermitade San Lorenzo (aguas arriba de Alcala de Jucar); su perdida de funcionalidad estuvo motivadapor el estrangulamiento efectuado por la corriente del rıo Jucar en su sinuoso trazado.

Figura 18.12: Acumulaciones tobaceas con facies de tallos verticalizados a techo (122.900 BP) sedimentadas enambientes palustres descansando sobre antiguos niveles fluviales detrıticos, alojados en un meandro encajado yabandonado por las aguas del rıo Jucar.

En su seno se disponen diversos testigos sedimentarios (Fig. 18.12) que han permitido considerarvarias etapas en este preterito trecho fluvial abandonado. Dicha evolucion comenzo cuando aquelondulante trazado acogıa todavıa a las aguas del Jucar como lo testifica la presencia de cantosy gravas de caliza ası como de arenas ordenadas en lechos con estratificacion planar y cruzada.Sobre este muro detrıtico se dispusieron materiales finos, tambien, de origen fluvial: sus arenas sedepositaron en momentos coincidentes con la apertura del nuevo cauce del rıo en su proceso derectificacion del meandro que, debido a la mayor pendiente y por lo tanto mayor capacidad de carga,arrastrarıa hacia el los sedimentos mas gruesos. La progresiva perdida de funcionalidad dio paso aotra fase caracterizada por un brusco cambio de los procesos de sedimentacion donde los materialesarenosos fueron sustituidos por carbonatos tobaceos: primero de naturaleza calcarenıtica (15 m)donde se incluyen tobas de Chara y Juncaceas. Las microfacies observadas son fundamentalmente

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micrita grumelar donde cada grumo esta formado por agregados de cristales anhedrales de calcita detamano entre 0,1 y 0,5µm; se identifican tambien agujas de cristales de calcita de tamano 18-20µmdespues un episodio palustre (5 m) que desarrollo continuas formaciones con tallos verticalizados.El techo de todo este dispositivo ofrecio, por U/Th, una edad de 122.900 BP quedando colgado a+20-25 m sobre el antiguo cauce. No deja de resultar extrana esta secuencia de agradacion, de unaveintena de metros, en un meandro estrangulado que solo parece poder explicarse si se involucrala presencia, hacia aguas abajo, de una cercana y elevada barrera tobacea; no obstante no seconserva ningun testigo de su hipotetica presencia. Sobre todo este dispositivo -fluvial y palustre-descansa una formacion coluvionar (2-3 m de espesor) de origen crioclastico, cuya liberacion yfragmentacion fue favorecida por el caracter muy gelivable de las Calizas de Alcala. Entonces, elrıo ya habıa abandonado completamente este trazado lo que permitio que el mencionado aportelateral no fuese eliminado por los procesos erosivos, a pesar de su edad muy reciente dentro delPleistoceno; por ello ha quedado preservado como uno de los escasos testigos de este periodo frıoen todo el valle, que posiblemente se asimile al MIS-2.

La evolucion termino con la apertura de un barranco que, aprovechando el antiguo trazadomeandriforme, enlaza la rambla de San Lorenzo con el Jucar.

3.5. EDIFICIOS TOBACEOS DE LADERA

Esta variedad, geneticamente vinculada a la presencia de surgencias en las vertientes del valle,es tambien muy poco frecuente en esta garganta albacetena. Sus restos solamente se localizan ensu sector mas oriental, debido a que en el la incision del rıo alcanza los materiales poco permeablesde las denominadas Facies Puntal Blanco (Ordonez et al., 1976) que subyacen bajo las Calizas deAlcala. Esta incision ha dejado al acuıfero calizo de la Manchuela colgado sobre el fondo del valle y,por ello, existen algunos manantiales por donde fluyeron abundantes aguas en tiempos pasados. Unode ellos genero una acumulacion tobacea situada en la margen derecha del rıo, en las inmediacionesde la rambla de El Cura, aguas abajo de Alcala de Jucar. Otras de muy reducida entidad puedenencontrarse en las cabeceras de algunas ramblas alimentadas por surgencias asociadas al citadoacuıfero.

4. CRONOLOGIA

El conocimiento de las edades de los edificios alojados en la Hoz del Jucar ha sido posible median-te un conjunto de dataciones realizadas por el metodo U/Th en el Centre d’Etudes et de RecherchesAppliquees au Karst (CERAK), de la Universidad de Mons (Belgica). Aunque se recogieron nume-rosas muestras tobaceas, solo pudieron ser tomadas en consideracion aquellas menos contaminadaspor elementos detrıticos (cuarzo y filosilicatos) y que arrojaban una relacion de 230Th/232Th almenos superior al valor 7. Entre los conjuntos tobaceos datados se incluyen los edificios: “Azud dela Villa”, “Maldonado”, “La Recueja” y del “Meandro Abandonado” (Fig. 18.1). Estas datacionesnos pueden aproximar a la situacion temporal de las principales fases de precipitacion carbonati-ca (coincidentes con etapas de alta fitoestabilizacion en las vertientes del valle y de regularidadhidrologica) que acontecieron en la hoz del Jucar.

Todos estos edificios considerados tienen edad pleistocena. El de “La Recueja”, situado den-tro de un nivel de acumulacion fluvial de +24 m., es el de mayor antiguedad, 239.600 anos BPA continuacion cronologicamente se situarıa el del “Azud de la Villa”, que arroja una edad de217.500 anos BP. Despues se situarıan las tobas palustres del “Meandro Abandonado”, que ofrecenuna edad cercana a los 122.900 anos BP. La datacion mas moderna pertenece a la cascada de“Maldonado”, correspondiente a facies de cascada que tienen su techo a +41 m., con 95.600 anosde antiguedad. Estos datos permiten correlacionar las acumulaciones tobaceas esencialmente a losEstadios Isotopicos del Oxıgeno -MIS-7 y 5-. Junto a ellos hay que considerar la presencia de otra ge-neracion, con carbonatos altamente contaminados por detrıticos, cuya edad serıa Holoceno-Actualal ocupar geomorfologicamente las orillas y el lecho del rıo Jucar.

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LAS TOBAS EN ESPANA


Los diferentes testigos geomorfologicos emplazados en la hoz del Jucar muestran que, desdecomienzos del Pleistoceno hasta el presente, la sedimentacion aluvial detrıtica se ha visto reitera-damente interferida por la formacion de notables acumulaciones tobaceas, casi todas desarrolladasen su cauce y muy escasamente en las laderas. La presencia de estas formaciones ha condicionadoel desarrollo morfogenetico de la hoz, alterando el normal funcionamiento hidrodinamico del rıo einfluido significativamente en el transito de su carga. La comentada rareza de edificios asociados asurgencias se debe al reducido grado de karstificacion de las calizas de Alcala y a una coincidenciaaltimetrica del nivel de base karstico del sector con el actual cauce del Jucar. Este ultimo hechoimplica una localizacion de los manantiales y surgencias en las inmediaciones de su cauce y queorigina, en muchas ocasiones, que los manantiales se ubiquen por debajo de la cota superficial de losaluviones actuales que rellenan el fondo de valle. A los dos motivos anteriores habrıa que anadir lanotable estrechez del valle que impide un mınimo recorrido a las aguas para precipitar carbonatosantes de alcanzar el lecho fluvial.

Estas acumulaciones tobaceas pertenecen a diferentes Estadios Isotopicos del Oxıgeno (MIS 7, 5y 1), coincidiendo con unas condiciones de elevada fitoestabilizacion y regimen fluvial poco contras-tado, a pesar de la inclusion de este tramo en un ambito donde hoy son frecuentes las precipitacionesexcepcionales y los eventos de inundacion. Aunque dominan las formaciones de naturaleza progra-dante, en cuyo seno alternan acumulaciones tobaceas y lechos de naturaleza detrıtica, tambien seconstatan edificios de notable envergadura donde no falta alguna que otra barrera de excepcionalesdimensiones. La presencia de estos testigos en un emplazamiento, en principio anomalo, dota alvalle de una singular excepcionalidad.

Notable interes para el conocimiento de la evolucion de los niveles de base del valle es lapresencia de cascadas asociadas a bruscos rupturas en el perfil longitudinal del rıo. Su existenciaatestigua sendos trechos caracterizados por escalones derivados de cambios de facies en la serieneogena, o afloramientos locales de las estructuras plegadas cretacicas en el propio lecho del rıo.Estos escalones, salvados por rapidos o cascadas, no habıan sido atenuados previamente por laincision fluvial pero posteriormente, durante las etapas de fitoestabilizacion, sirvieron de puntosde desarrollo para la construccion de conjuntos tobaceos, capaces de interferir el transito de losaluviones y condicionar la sedimentacion de los niveles de acumulacion detrıtica de su cauce. Laretencion de estos materiales por las presas tobaceas desencadenaba un proceso de acumulaciony agradacion, con dos consecuencias muy visibles: una es el anomalo espesor de los depositosfluviales, la otra es la dificultad de poder correlacionar el criterio altimetrico y la edad de losniveles de acumulacion fluvial. En ocasiones, niveles de la misma generacion estan dispuestos aalturas diferentes y en otras, los de la misma altura presentan edades contrastadas.

La ya comentada reiteracion de edificios tobaceos, desde el Pleistoceno hasta la actualidad,tiene en comun su formacion en los mismos parajes del valle, sin embargo, se asiste a una progre-siva reduccion del tamano de los edificios a medida que estos son mas recientes. Si los holocenospresentan un tamano menor que los pleistocenos, ha sido significativo constatar como las acumu-laciones actuales son mas reducidas e incluso, se ha asistido en las ultimas decadas a una acusadadisminucion de las tasas de precipitacion carbonatica, asociada mas a factores antropicos que es-trictamente ambientales (Fernandez Fernandez, 2000). Todo ello ha determinado una sustitucionde la sedimentacion tobacea que ha pasado a ser mayoritariamente detrıtica provocando la casitotal interrupcion, del crecimiento tobaceo ası como la erosion de las formaciones existentes hastadecapitar su morfologıa domatica y mostrar sus estructuras concentricas.

Finalmente, la sedimentacion de tobas en este tramo medio del valle del rıo Jucar, se viofavorecida por el denominado “efecto ion comun” provocado por la presencia de sulfatos en lacarga hidroquımica del Jucar, a partir de los afloramientos yesıferos situados en el entorno dela localidad de Valdeganga. El lavado de estos yesos por las aguas freaticas y por el propio rıodetermina un aporte adicional de sulfatos que favorece la sedimentacion carbonatica.

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19. LAS TOBAS DE LA RAMA CAS-TELLANA Y DEL SECTOR LEVANTINODEL SISTEMA IBERICO DE CUENCA,CASTELLON Y VALENCIA

J. A. Vazquez-Navarro1, J. E. Ortiz2, T. de Torres2,

D. Domınguez Villar3 y A. Vazquez1, 4

1. Dpto. de Geografıa, Universidad Autonoma de Madrid. [email protected]

2. Dpto. de Ingenierıa Geologica, ETSI de Minas UPM. [email protected] [email protected]

3. CENIEH. Grupo de Investigacion de Series de Uranio. [email protected]

4. Consultor en Ordenacion del Territorio y Medio Ambiente. [email protected]

INTRODUCCION

La zona de estudio abarca los afloramientos tobaceos principales del sector oriental de RamaCastellana–Levantina de la Cordillera Iberica (Fig. 19.1), con la excepcion del sistema Trabaque-Escabas-Guadiela que, por su dimension, complejidad y tradicion de estudio, merecen un capıtuloaparte. Aquı se recogen otros ejemplos, menos conocidos y trabajados por la bibliografıa especiali-zada, a pesar de ser espectaculares y muy numerosos.

Figura 19.1: Situacion geologica del area de distribucion de los afloramientos tobaceos comprendidos en estecapıtulo, ubicados en la Rama Castellano-Valenciana del Sistema Iberico (tomado de Razola Marino, 2011).

Los patrones de distribucion espacial de las tobas en Espana, perfilados en un capıtulo anterior,ya apuntan a la gran concentracion de afloramientos en este sector. Siguiendo la clasificacion allı

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LAS TOBAS EN ESPANA

propuesta, se bosquejan aquı los mejores ejemplos de la tipologıa de depositos: mantos tobaceos,terrazas y rampas fluviales y depositos colgados de manantial.

Este reconocimiento se ha realizado gracias a un trabajo de campo extensivo a lo largo de unasuperficie de 16.000 km2. La mayor parte de los grandes sistemas de tobas que se proponen sonineditos y se describiran brevemente, en lo posible, tanto el contexto tectonico y estructural comolas caracterısticas cronoestratigraficas y morfologicas de cada uno de ellos.

Con este fin se ha llevado a cabo una toma de muestras en diferentes ambitos, de material tobaceono cementado, para la extraccion de ostracodos para concretar dataciones numericas medianteracemizacion de aminoacidos (R.A.). Tambien se llevaron a cabo campanas de muestreo y datacionabsoluta mediante el metodo de U-Th. Los resultados obtenidos son preliminares y se exponencualitativamente. El objetivo de este trabajo es sintetizar y describir la distribucion y tipologıade sedimentos tobaceos en la region. Se presentan croquis simplificados de algunas localizaciones,diagramas, bosquejos cartograficos y cortes geologicos para su mejor interpretacion.

Aunque trasciende el objetivo de este capıtulo, es fundamental resenar adicionalmente que elregistro estratigrafico de varias cuencas neogenas internas de la Cordillera Iberica, entre sus diversosmedios sedimentarios, alberga notablemente los fluviolacustres y lacustres someros de tipologıatobacea (Fig. 19.2). En el sector de estudio son especialmente importantes. Su gran extension hacenecesaria una adecuada interpretacion paleomorfodinamica y ambiental. Destaca el relleno tobaceode la Fosa de Teruel, entre Libros y Casas Bajas, del Turoliense al Plioceno (Adrover et al., 1978;Moissenet, 1983; Broekman, 1983; Kiefer, 1987 y otros). Presentan bioturbacion, gasteropodos,ostracodos, polen y carofitas, facies de tallos en posicion de vida y tobas detrıticas, indicando unsistema de aguas someras, propio de sistemas deposicionales tobaceos (Anadon et al., 2000). Lacuenca de Mira, al S de Ademuz, entre Landete, Mira y Garaballa, tambien culmina su serie con unpaquete de calizas tobaceas, sin cronologıa establecida, de 20 m de potencia, 14 km de recorrido y 3km de anchura. Se encuentra ligeramente inclinado al SO lo que indica un drenaje pre-cuaternariohacia un paleo Cabriel hasta la confluencia de los rıos Mira y Narboneta, donde el encajamientode la red fluvial lo deja colgado a 250 m sobre el fondo de los valles. Este tipo de facies tambiense extienden por el techo de la cuenca del Cabriel. Opdyke et al. (1997) ya observan la presenciacomun de calizas tobaceas en las cuencas del Jucar, del Cabriel y en el sur de la Fosa de Teruel,concluyendo que estos materiales se deben mas a la influencia tectonica con la aparicion de areasde descarga freatica de los acuıferos karsticos, que a factores climaticos. En la Hoya de Bunol(una cuenca neogena del borde oriental del sector Levantino), tambien aparecen calizas tobaceasmasivas con oncoides y gasteropodos ası como con facies edaficas del Mioceno superior en el entornode Bunol, Chiva, Liria y Burjasot.

1. MANTOS TOBACEOS

Los “mantos tobaceos” son una variedad morfologica con depositos carbonaticos que ha recibidopoca atencion. El area de estudio ofrece numerosos casos de esta tipologıa menos conocida, que aquıse identifica por primera vez en varias localizaciones. La configuracion tectonica del Ovalo Levantinosubsidente, reactivada en el Plioceno, ha favorecido que los acuıferos carbonatados mesozoicos deeste sector pudieran descargar en areas preferenciales con un fuerte gradiente hidraulico (Mejıas etal, 2012). El contacto de acuıferos karsticos compuestos por calizas y dolomıas del Mesozoico con losyesos margas y arcillas del Triasico superior, que ejercen de acuicludo, determinan las principalesareas de descarga. Podrıa pensarse que estas zonas de descarga se han mantenido estables enla mayorıa de las localizaciones desde el Plioceno hasta el presente, dada la coincidencia en laubicacion de depositos en el pasado con la existencia de manantiales calcificantes en la actualidad.La actividad diapırica de los yesos en algunos casos ha llegado incluso a dislocar los depositostobaceos.

Los mantos cubren extensiones que superan los 10 km en frente o en recorrido, segun su dis-posicion, y alcanzan una potencia de decenas de metros. Se adaptan a la morfologıa preexistente,

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19. LAS TOBAS DE LA RAMA CASTELLANA Y DEL SECTOR LEVANTINO DELSISTEMA IBERICO DE CUENCA, CASTELLON Y VALENCIA

suavizandola y homogeneizandola, descendiendo suavemente hacia los niveles de base locales conrupturas de gradiente en forma de cascadas de orden kilometrico en desarrollo lineal. Tienen uncortejo de facies muy variado, generalmente con una base de materiales detrıticos de alta energıa(conglomerados heterometricos), como primera respuesta a los eventos tectonicos que marcan elinicio de la descarga hidrogeologica, con un cambio de facies hasta los sistemas tobaceos (VazquezUrbez, 2008): gravas cementadas, carbonatos autoctonos, tobas detrıticas, facies de musgos, tallosmovilizados y en posicion de vida, oncolitos, estromatolitos y calizas micrıticas. Con frecuencia, esdifıcil distinguir las caracterısticas originales de estas facies, debido a los procesos de cementacion(Fig. 19.10-B) y por eso tradicionalmente se las ha identificado como calizas lacustres por su aspectocompacto. Estas morfologıas tienen un gran potencial como marcadores de la evolucion de la redde drenaje y de dislocaciones de la tectonica reciente, pues pueden llegar a cumplir los requisitospropuestos por Burbank y Anderson, (2001): de geometrıa previa a la deformacion y edad conocidasy alto potencial de preservacion, aunque su datacion sea aun muy difıcil en la mayor parte de loscasos.

Figura 19.2: Croquis de la distribucion espacial de los principales afloramientos tobaceos del sector oriental de laRama Castellana y Levantina del Sistema Iberico. En granate de representan los afloramientos de Triasico superiorde facies Keuper (modificado de Ortı, 1974). Las letras representan: “N” tobas neogenas; “M” mantos tobaceos;“T” terrazas fluviales tobaceas; “S” depositos tobaceos de manantial. Los numeros referencian los apartados deltexto en los que se alude a los respectivos afloramientos representados por las letras y por agrupacion de letrasmediante elipses, en caso de afloramientos extensos. Las lıneas continuas son los principales rıos de esta vertientey las discontinuas son los lımites provinciales.

1.1. LOBULOS DE LA HOYA DE BUNOL

Se disponen en un area entre Macastre, Yatova y Bunol, sobre materiales neogenos. El rellenosedimentario de la zona de Bunol se encuentra poco sistematizado y el grueso de la investiga-cion se ha centrado en el estudio paleontologico de los yacimientos excepcionales del Aragoniense.Estos contienen restos de micromamıferos y de grandes mamıferos en margas lacustres intercala-das con lignitos y calizas tobaceas y palustres propios de humedales someros y estacionales, con

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LAS TOBAS EN ESPANA

foraminıferos. El relleno de la Cuenca de Bunol fue descrito por Garcıa Quintana et al. (1975),que identificaron facies detrıticas heterometricas de borde asignables al Oligoceno y una sucesionde conglomerados, margas y calizas del Mioceno inferior. A techo de las calizas se desarrolla unadiscordancia angular que separa un deposito de calizas tobaceas: una sucesion imbricada de mantoslobulados de tobas muy cementadas, de edad posible Mioceno superior a Pleistoceno inferior, rela-cionadas con un area de descarga de aguas karsticas de los macizos mesozoicos fracturados. Estasucesion de lobulos imbricados salva un desnivel de 300 m en una distancia variable de 1 a 4 kmhasta el nivel de base del rıo Bunol, definiendo una serie de escalones con frentes de cascada.

Posiblemente, las dislocaciones provocadas por la tectonica distensiva del Plioceno favorecieronla surgencia masiva de agua y la formacion de estos lobulos que se extienden por una superficie deunos 18 km2. Cabe mencionar adicionalmente el afloramiento tobaceo donde se emplaza Bunol, deedad estimada Pleistoceno medio o superior. Su casco historico se emplaza en un frente de cascadade 1300 m de ancho perteneciente a un pequeno manto tobaceo de 10 ha que salva en su caıda 75m de altura, descolgandose por la margen izquierda del rıo homonimo (Fig. 19.3).

Figura 19.3: Interpretacion de los afloramientos de calizas tobaceas, en la zona de Bunol-Yatova. Modificacionsobre imagen oblicua orientada al SSO tomada de Google (2011) y con una exageracion del relieve de factor3. En colores rosados estan los nucleos urbanos. Los tonos morados indican la extension de los lobulos tobaceosplio-cuaternarios. En tonos amarillos estan los afloramientos de materiales miocenos que contienen facies tobaceas.En tono celeste la plataforma tobacea pleistocena de Bunol. El polıgono rayado corresponde al Manto del Rabode la Sarten, en El Oro (Cortes de Pallas) de edad probable pliocena. Las lıneas gruesas marcan fallas normales,que hunden los labios orientales y ponen en contacto materiales mesozoicos con sedimentos neogenos. Las flechasindican la paleo-direccion de aportes.

Su nucleo urbano se encuentra al SE del contacto fallado de las calizas mesozoicas con la Hoya ya lo largo de las fracturas aparecen varios manantiales, junto a pequenos lobulos y abanicos tobaceosasociados a las descargas puntuales. Cuando estos coalescen, definen una superficie de agradacion,constrenida por las calizas mesozoicas y el Alto del Planel (un cerro testigo en materiales miocenosque presenta tambien facies tobaceas). En el Holoceno se ha producido un notable encajamiento delarroyo que recoge el drenaje de esta plataforma, individualizando un saliente en el que se ubico lafortaleza arabe. Ademas de estas acumulaciones, aparecen pequenos edificios tobaceos de probableedad holocena en el canon del rıo Bunol, conocido como barranco del Carcalın, donde ya FernandezNavarro y Sabater (1907) describieron un puente de roca natural formado por el sifonamiento dela base de una barrera tobacea. Cerca de Bunol, el mejor ejemplo aun activo de lo que debieronser los grandes lobulos tobaceos de la zona, lo constituye el rıo Juanes. Su cauce salva 250 m dedesnivel en menos de 1 km de distancia, desde su nacimiento en la Cueva de las Palomas hasta laCueva del Turche, donde se pueden encontrar encajados en las propias calizas tobaceas, depositoscolgados de probable edad Pleistoceno superior y/o Holoceno. La presencia de agua con capacidad

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de precipitar toba en tiempos recientes, ha sido conocida tanto por los habitantes locales comopor los naturalistas y viajeros de los siglos XVIII y XIX1 (Catala, 2003) Sin embargo, no se hanencontrado referencias bibliograficas modernas que describan estos hechos, ni tampoco se hacereferencia en la cartografıa geologica (Soubrier et al., 1976).

1.2. MANTOS DE GESTALGAR

Se trata de dos superficies que descienden desde la base de la Sierra del Campillo, en el bordeoriental de la Cordillera Iberica hasta la Hoya de Bunol-Liria, a favor del acuicludo que forma eldiapiro de yesos triasicos de Bugarra-Gestalgar. Se trata de dos planos inclinados, colgados 140m sobre la red de drenaje del Turia. El manto occidental esta cubierto de un glacis (Baron etal, 1976), tiene unas dimensiones de 3,5 km por 250 m y esta compuesto mayoritariamente deconglomerados angulosos de matriz carbonatica en la base y retazos de toba cementada a techo.En su sector NO desciende acusadamente hacia el canon del Turia en Gestalgar, con una potenciaacunada que alcanza los 120 m de toba en el frente de cascada, con facies bien reconocibles de tallosy musgos (Fig. 19.10-E). El manto oriental se expande 3000 m hacia el NNE, en forma de abanicodendrıtico en planta, con pendiente uniforme, que desciende desde los 380 m hasta los 240 m. Seencuentra desmantelado parcialmente en dos cuerpos, individualizados por la erosion del Barrancode la Escoba. La hoja geologica 695 les identifica como calizas “lacustres con tubos de algas” yconglomerados de edad Mioceno superior aunque a tenor de la conexion morfologica con la red dedrenaje actual, proponemos una edad Pleistoceno inferior.

1.3. MANTO DEL RABO DE LA SARTEN

Se situa cerca de la pedanıa de El Oro (Cortes de Pallas, Valencia), en el interfluvio entre elrıo Jucar al S y el Magro al N, quedando colgado 400 m sobre el primero2 y a 200 m sobre el niveldel ultimo. Se inicia en la Sierra de Martes favorecido por el drenaje del acuıfero de sus calizasmesozoicas, estando limitado por los yesos del Keuper. Estos forman un diapiro alargado E-O queconecta por el oriente con el de Cofrentes hasta Dos Aguas. Los mejores afloramientos de este mantose encuentran en el borde meridional que el Jucar ha disectado por completo. Aquı se observa laevolucion de facies desde la zona proximal de paleoalimentacion de manantiales hasta las facies masdistales, en direccion E. El flanco nororiental del manto desciende 60 m hacia el valle del rıo Magro(Fig. 19.4). El techo de este deposito esta 140 m por debajo de la superficie de Erosion Fundamental(Pena et al., 1984) que aplana la cercana muela de Cofrentes, por lo que precede a esta superficie.El manto antecede a la captura por la vertiente Mediterranea y subsiguiente encajamiento del rıoJucar, por lo que se le atribuye una edad relativa de Plioceno superior.

1.4. MANTOS RELACIONADOS CON EL DIAPIRO DE COFRENTES

Hay tres ejemplos sobresalientes de mantos relacionados con este diapiro. El manto de Cofrentesorla el borde occidental de la cuenca de Ayora-Cofrentes (de direccion N-S), formada en el Mioceno.Esta cuenca completo su relleno en el Turoliense y en el Plioceno medio experimentando un nuevoproceso de hundimiento de las fallas normales ası como la inyeccion diapırica de yesos del Keuper,con el vulcanismo de Cofrentes (Saenz Ridruejo y Lopez Marinas, 1975; Ancoechea y Huertas, 2002)y el hidrotermalismo de Hervideros. La reactivacion de las fallas produjo el basculamiento de losmateriales detrıticos del Neogeno (Santiesteban et al., 1990). Sobre este registro yace discordante el

1Cabanilles en el siglo XVIII recoge en Bunol, “tubulos de piedra tosca, que es el Tophus de los mineralologos”(Casanova Honrubia, 2009). A principios del siglo XIX, tambien el geologo norteamericano William Maclure reconocela precipitacion tobacea de este rıo: “Bunol: a small village in a ravine made by a stream of limestone water whichturns four paper mills. The stream deposits calcareous matter, forming a tuffa which is excavated into caves, one ofwhich they call maravelia, but which has fallen into the river. The water is pure and well tasting” (Doskey, 1988).

2Vease el Capıtulo 9 de Caracterizacion General (Fig. 9.5-I).

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LAS TOBAS EN ESPANA

manto tobaceo, de 9 a 20 m de espesor, que desciende hacia el E con una suave pendiente convexa.Se encuentra fracturado y hundido hacia el centro de la cuenca por fallas de direccion N-S. Susuperficie enlazaba con la culminacion de la “Muela de Cofrentes” (Fig. 19.4), donde la potenciade las calizas tobaceas se acrecienta hasta los 25 m. En esta zona su techo queda colgado a 200 msobre los cauces actuales. Este manto se alimentaba del acuıfero del Cretacico superior ubicado alW de la fosa de Ayora, de las grandes muelas de la Plataforma de Albacete. Las paleosurgenciasdebieron estar asociadas a las fallas N-S que individualizaron el semigraben, a nivel de las margasde la base de las dolomıas masivas del Cenomaniense, que actuaron como acuitardo. En la zona delborde de la falla occidental de la fosa de Cofrentes, pudo manar un gran caudal de agua a lo largode su traza.

Figura 19.4: Croquis del sector septentrional del manto tobaceo de Cofrentes. Modificacion sobre imagen oblicuaorientada al NNO tomada de Google (2011) y con una exageracion del relieve de factor 3. En color morado semuestran los retazos de las calizas tobaceas. En azul se representan los puntos de manantial supuestos, en labase de las dolomıas del Coniaciense, expuestas en superficie por el hundimiento del labio oriental de la falla queindividualiza la cuenca por el E y que se reactivo durante el Plioceno. Se ha marcado el perfil topografico de losvalles del Jucar y del Cabriel. Las lıneas discontinuas representan la conexion original de los retazo actuales deeste manto tendido, de perfil concavo. Esta vista representa solo el 50 % de los afloramientos.

El manto se extendıa de S a N desde Zarra a Jarafruel, Jalance y Cofrentes hasta el parale-lo del Salto de Cofrentes, a lo largo de unos 20 km, con una acrecion horizontal hacia el eje delsemigraben de unos 5 a 6 km. Sus materiales fueron correlacionados con calizas lacustres de laFormacion pliocena “Mirador” (Robles, 1970), que culmina la serie del relleno de la cercana cuencasedimentaria del Cabriel. En aquel trabajo se propuso un origen tobaceo con una posible edad Pleis-toceno inferior. Entre sus carbonatos destacan oncolitos de gran tamano en las facies proximales,que son potenciales indicadores del importante gradiente inductor de gran velocidad de corrienteque tendrıa en su tramo apical. Al S de Jalafruel estos materiales estan fallados por diapirismo enel tramo mas distal, hacia el centro del valle y buzan hacia el O.

Otros mantos son los de Balsa de Ves y Cilanco. El primero se inicia en el borde N de laplataforma carbonatada mesozoica de Albacete con el diapiro de Cofrentes, en su prolongacionhacia el O. Comienza al pie de Balsa de Ves y se extiende en direccion NE a lo largo de 4 km ycon un frente visible de 3 km, cubierto en su zona apical por un extenso deposito coluvionar. Este

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potente paquete tobaceo de hasta 15 m queda colgado actualmente sobre el Cabriel3. El mantode Cilanco posiblemente se alimento de las aguas subterraneas de las calizas lacustres neogenas dela cuenca de Jucar, concretamente de la “Unidad Rıo Jucar” o “Alcala de Jucar” (Robles, 1970;Ordonez et al., 1976). Las facies detrıticas infrayacentes, de la “Unidad Puntal Blanco”, harıande acuicludo en virtud de su matriz arcillosa. No se conservan las areas apicales y solo queda unagran muela distal dominando el nucleo urbano, con un frente de 1500 m, colgado a 120 m sobreel rıo Cabriel. Tanto los depositos de Cilanco como los de Balsa de Ves han sido bien identificadoslitologicamente por la cartografıa geologica como “travertinos” (Bascones et al., 1972; LendinezGonzalez y Tena-Davila Ruiz, 1976) aunque su origen no fue interpretado.

1.5. MANTO DEL RENTO DE LOS ASTURIAS

Quizas este conjunto, ubicado entre Fuentelespino de Moya y Santacruz de Moya (Cuenca), seael de mayor complejidad, dada la dificultad de reconocimiento de facies por su intensa cementacion yla pobre preservacion de su geometrıa. Su extensa superficie desciende, a lo largo de 5 km, desde los1100 m en el techo del relleno de la zona meridional de la Cuenca de Teruel (sector de Ademuz), haciael S, hasta la cota de 800 m, donde descansa en discordancia angular sobre materiales mesozoicos.Este cuerpo tiene 35 m de espesor medio, esta compuesto por calizas tobaceas con conglomeradosy arenas en la base, con enmascaramiento de las facies primarias y define un plano con fuerteinclinacion. El manto corresponderıa a un estadio previo a la captura de la Fosa de Teruel que seprodujo en el Plioceno superior (Mein et al., 1990; Gutierrez et al., 1996 y 2008b), cuando la erosionremontante habrıa alcanzado el diapiro triasico de Santa Cruz de Moya, pero aun no habıa labradoel estrecho canon de 5 km a traves del umbral de calizas mesozoicas que lo separan de la Fosa deTeruel4. El cambio de nivel de base favorecerıa la escorrentıa desde el techo del relleno de la Fosa,que comenzo a drenar y precipitar carbonatos hacia el S, como un plano inclinado regularizado de400 m de desnivel. En su pie dos fallas normales definen sendos escalones a 820 m y 780 m (Fig.19.11-G), situados a 130 m sobre el cauce del Turia en la pedanıa de la Olmeda, donde se puedenapreciar las facies de tallos y musgos con menor grado de diagenesis por cementacion.

1.6. MANTOS DE TORAS-TERESA Y NAVAJAS (CASTELLON)

El de Toras-Teresa es el manto mas espectacular desde el punto de vista morfologico. Ofrece ungran espesor (de hasta 100 m) y conserva en gran parte su morfologıa original. Parte de una fallaENE-OSO que pone en contacto las calizas del Jurasico inferior con las arcillas y yesos del Triasico.A favor de ella se debio producir el drenaje de un acuıfero mesozoico interconectado, que alcanzahacia el NO los 40 km hasta la Fosa de Teruel, formando un manto tobaceo que se iba adaptando auna paleotopografıa compuesta por escalones en relevo vinculados a fallas normales. La superficiealcanzaba los 6 km de recorrido hasta Viver y tenıa un frente de 8 km, extendiendose en formalobulada. Los manantiales estaban ubicados al pie del anticlinal fallado de la Sierra de El Sabinar,a unos 900 m. Desde la zona de descarga hidrogeologica, los carbonatos agradaron una superficieplana de 1500 m de ancho y 6 km de frente, generando un volumen de unos 150 hm3 de facies detallos y musgos 5, que progradaron pendiente abajo hacia el SE, conformando un area de cascadascon 150 m de salto total (Fig. 19.5).

A pesar de su espectacularidad no se han estudiado en detalle, aunque en la hoja geologica deJerica (Ortı, 1976) si se reconocen las litologıas, a las que se les atribuye una naturaleza “lacustre”.El manto de Toras-Teresa, tras superar el primer desnivel, desciende paulatinamente hasta lascercanıas de Viver, donde genera otra zona de cascadas fosiles con carbonatos tan karstificados

3Vease el Capıtulo 9 de Caracterizacion General (Fig. 9.5-G)4En la actualidad la red del Turia se encuentra en la zona cercana a capturar el rıo Cabriel en Salvacanete

mediante la Rambla de Palomareja cerca de Arroyo Cerezo (Castielfabib) y mediante la Rambla de la Boquilla deVallanca.

5Vease el Capıtulo 24 de Patrimonio Geomorfologico (Fig. 24.1-D).

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LAS TOBAS EN ESPANA

que varios manantiales han formado un nuevo lobulo, encajado en el nivel anterior (3000 m2) yde edad probable Pleistoceno superior. Siguiendo el curso del rıo Palancia, a 5 km aguas abajo, elpueblo de Navajas se asienta sobre otro manto tobaceo, mas pequeno que el anterior, de 800 m derecorrido y 3000 m de frente, en la margen derecha del rıo (Fig. 19.6). Este se alimenta del drenajedel acuıfero jurasico de la Sierra de Saya y forma una plataforma sobre-elevada (+35-50 m) sobreel Palancia (Fig. 19.11-I). Cae en cascada a su canon y desplaza lateralmente su cauce. En el bordede esta plataforma aun permanecen activas numerosas cascadas con facies de musgos y de tıpicasmorfologıas de cortinajes colgantes petreos, en un entorno natural espectacular y acondicionadopara su paseo.

Figura 19.5: Interpretacion del manto tobaceo de Toras-Teresa (Castellon). Modificacion sobre imagen oblicuaorientada al ONO (tomada de Google, 2011), con una exageracion del relieve de factor 3. En color grisaceotransparente se representa el afloramiento de calizas tobaceas con el frente de cascada de 150 m, probablemente elmayor de Espana. En tono morado se simboliza el afloramiento de margas, yesos y arcillas del Triasico superior,que actua como acuicludo del acuıfero carbonatado situado al NO de la falla. Los sımbolos de color azul muestranla supuesta ubicacion de varios paleomanantiales que alimentarıan la formacion de este deposito. Se ubica lacantera a la que pertenece la fotografıa 1D del capıtulo de Patrimonio Geomorfologico.

Esta plataforma ha sido correctamente interpretada por la cartografıa geologica (GutierrezElorza y Pedraza Gilsanz, 1973) y por trabajos geomorfologicos regionales (Perez Cueva, 1988;Estrela Navarro,1986; Gutierrez Elorza y Pena Monne, 1994). En la comarca aparecen muchos masmanantiales calcificantes al O de Segorbe, en el pueblo de Altura.

1.7. MANTO DE ANNA-NAVARRES

Este gran manto es interesante en virtud de su notable extension, indicador de la relevanciade la descarga hidrogeologica del area en la que se asienta, y por su afectacion por diapirismoreciente. Se desarrolla en el corredor de Navarres (Fig. 19.7), de orientacion NO-SE, que junto conla depresion de Bicorp-Quesa supone un accidente tectonico de primer orden, con sendas direccionestectonicas Iberica y Betica casi perpendiculares, configurando dos valles labrados en materialestriasicos diapıricos (Moissenet, 1989). Ambos corredores limitan el macizo del Caroig o DominioValenciano: una plataforma carbonatada no deformada, que constituye el acuıfero que alimento lasaguas subterraneas que formaron el manto de Anna-Navarres. En el graben de Navarres, que seencuentra mucho menos estudiado estructuralmente, el eje de la depresion esta ocupado por undiapiro con yesos, margas y calizas del Triasico. Encima se apoya una extensa superficie tobacea

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discontinua, fallada y dislocada a diferentes alturas, con una longitud de 3 km y una superficie de14 km2 (Fig. 19.7).

Figura 19.6: Interpretacion del manto tobaceo de Navajas (Castellon). Modificacion sobre imagen oblicua orientadaal SSE tomada de Google (2011) y con una exageracion del relieve de factor 3. En color amarillo translucido serepresenta el afloramiento de calizas tobaceas sobre el que se asienta el nucleo de Navajas y su huerta, con elfrente de cascada de la margen derecha del rio Palencia de un salto de 40 m y un perımetro de 3500 m. En tonoanaranjado se simboliza un nivel aterrazado desconectado de la plataforma activa de Navajas donde ahora seencuentra el polıgono industrial de Segorbe.

La actividad diapırica ha controlado un complejo sistema de drenaje que ha ido cambiando a lolargo de Cuaternario (La Roca et al., 1996) afectando al manto de Anna-Navarres y a las terrazasfluviales de facies tobaceas mas modernas. La depresion se encuentra colgada por el N y E a 150 msobre el rıo Grande y el Jucar respectivamente y por el S a 50 m sobre el rıo Canyoles - corredorde Montesa-, en Canals. La Rambla de la Cebolla o rıo Sellent, proveniente del macizo del Caroig,drena el sector central pasando por Bolbaitre y Chella. En Chella tiene un cambio de direccion yruptura de pendiente, salvado por una cascada de 30 m y con un edificio tobaceo asociado. Lassurgencias del acuıfero del Caroig siguen en su mayorıa activas, manando a favor de las fallasnormales del lımite occidental del diapiro (Navarro Alvargonzalez et al., 1989), formando inclusouna laguna (la Albufera de Anna) en el extremo meridional de la depresion (Aparicio Perez, 1975)6.El manto de Anna-Navarres alcanzaba a drenar por el S hasta el valle de Canyoles, pues aparecenrestos de su superficie descendiendo hacia L´Alcudia de Crespins, pero la erosion remontante delrıo Sellent capturo el drenaje por este sector. En el Pleistoceno superior, este rıo formo terrazastobaceas ahora a +20 m sobre el cauce en Estubeny, aunque esta cota puede estar acrecentada porun movimiento ascendente de los yesos sobre los que se asientan las terrazas en este sector. El lechodel rıo Sellent7, desde aguas arriba de Bolbaitre, presenta, ademas de facies tobaceas de tallos ymusgos, gravas y arenas cementadas, mientras que al N de Navarres, el drenaje hacia el rıo Grandeforma un edificio de cascada activo en Los Chorradores y otro ya inactivo, sobre-elevado unos 10m por una falla inversa inmediatamente al E (Fig. 19.10-A y 19.10-C ).

El movimiento del material salino produjo mayor deformacion en el centro o eje del diapiro,reduciendose en los bordes y puede afectar a depositos cuaternarios suprayacentes (Bruthans etal., 2010). El manto de Navarres ha sido fracturado y sobre-elevado de forma diferencial siguiendoeste patron, por sucesivos cabalgamientos vergentes al Oeste de los materiales del Keuper (Fig.19.10-A). De esta forma, en el area de Navarres y en un perfil O-E, se distinguen ademas de lasuperficie de escorrentıa actual de referencia, un nivel +30 m sobre el que se ubica el cementerio,

6El toponimo Anna deriva de Diana, divinidad romana del agua. Esta disposicion hidrologica no escapo a laaguda observacion de Cabanilles (1795).

7Sellent deriva del latin aquam salientem, salto de agua, cascada.

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LAS TOBAS EN ESPANA

un nivel +50 m en la ermita y un nivel + 65 m sobre la Pena del Fraile (Fig. 19.7). Los materialesmesozoicos y neogenos de la zona septentrional tambien estan afectados por el ascenso del diapiro,con buzamientos de 45º hacia el E. En la zona meridional, en Anna, el manto esta cubierto pormateriales coluvionares pero el intenso encajamiento de la Rambla del Riajuelo (afluente del rıoSellent), de hasta 60 m en el Gorgo de la Escalera, permite apreciar unos 30 m de potencia en tobasdetrıticas con abundantes oncolitos. Al E de Anna, se eleva por diapirismo +80 m el cerro Llanodel Nero, formado por yesos del Triasico superior, con un resto del manto tobaceo muy cementadoy de unos 15 m de potencia en la parte culminante.

Figura 19.7: El manto tobaceo de Anna-Navarres orientado al N, superpuesto a la cartografıa geologica del IGME-hojas 769 (Beltran Cabrera et al., 1977) y 794 (Martınez del Olmo y Benzaquen, 1973). Los tonos moradoscorresponden al Triasico superior, los azules claros al Jurasico, los verdes al Cretacico y los amarillos al Mioceno.Se indican mediante polıgonos superpuestos los diferentes niveles afectados por diapirismo a los retazos del mantoque han resistido la erosion.

Datos previos de una campana de muestreo para datar mediante R.A. los niveles tobaceos (enpreparacion), han dado una edad Pleistoceno superior para el nivel situado a +30 m, cerca delcementerio de Navarres (Fig. 19.7). Esto implica que la actividad halocinetica en el diapiro seprolonga hasta, al menos, el Pleistoceno superior y es muy posible que continue en la actualidad.8

8La region presenta una importante actividad sısimica asociada a fallas normales (Perea et al., 2012), destacandoun gran terremoto producido en 1748, llamado de Montesa o Enguera (Faus Pietro, 1988), con epicentro ubicado enEstubeny (Perea, 2006). Su nucleo urbano se encuentra en la zona de mayor actividad diapırica y es posible que elsismo estuviera asociado a una de las fallas del basamento que indujese la formacion del diapiro de Navarres.

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2. PRINCIPALES SISTEMAS DE TERRAZAS TOBACEAS

Ademas del espectacular sistema de terrazas que conforman los rıos Trabaque, Escabas, Gua-diela y Alcantud, que ha merecido un capıtulo especıfico de esta monografıa, se resumen aquı losotros grandes sistemas tobaceos fluviales aterrazados por el encajamiento de la red de drenaje quealberga la Rama Castellana-Levantina de la Cordillera Iberica, en los que factores hidrogeologicosy el gradiente parecen controlar la extension y morfologıa de los depositos segun las revisiones masrecientes (Vazquez Urbez et al., 2012; Florsheim et al., 2013).

2.1. TERRAZAS DE TOBAS EN EL RIO CABRIEL

El rıo que presenta mayor continuidad en este tipo de depositos es el Cabriel en la totalidad desu recorrido por la provincia de Cuenca. A unos 18 km de su nacimiento, en los Montes Universales,se encuentra el primer deposito fluviolacustre, en el Salto del Molino de San Pedro. Mas arriba deeste escalon natural hay un relleno lacustre del Holoceno (en preparacion). Aguas abajo aparecencolgados los estribos de un edificio de cascada, disectado en la actualidad. El Cabriel recibe porsu margen derecha al rıo Zafrilla, cerca de la Nogueruela. Inmediatamente antes de su confluencia,el Zafrilla habıa construido una barrera tobacea, de 20 m de altura, cuyo vaso se habıa colmatadopor sedimentos lacustres. Posteriormente disecto la barrera y los sedimentos represados, mostrandosecciones espectaculares de la arquitectura sedimentaria de la paleolaguna, a lo largo de 200 m. EnSalvacanete, el Cabriel conforma otra gran barrera de 17 m de altura que represaba sedimentoslacustres hasta 600 m aguas arriba, hoy completamente disectados. Entre Boniches y Cabezas hayotro tramo de 2500 m de terrazas tobaceas con barreras del Pleistoceno superior y el Holoceno(en preparacion), hasta +15 m sobre el cauce, con la particularidad de que atraviesa aquı el domode Boniches compuesto por roquedos del Triasico y del Paleozoico, depositando carbonatos sobrerocas siliclasticas. En los farallones modelados en los conglomerados del Buntsandstein se aprecianrestos de toba de facies de musgo a +30 m sobre el cauce.

El ultimo gran tramo con terrazas tobaceas se emplaza entre Vıllora y Enguıdanos, en untrecho encanonado. Sobre todos estos depositos no hay mas bibliografıa previa que la cartografıageologica (Gabaldon et al., 1974) que reconoce la litologıa tobacea de las terrazas y un informeinedito geotecnico de Lopez Marinas (1980). A lo largo de 14 km, con un alto gradiente del 1,2 %,el Cabriel ha depositado carbonatos en tal cuantıa que supone el cuarto sistema fluviolacustrecuaternario mas importante de la Penınsula, tras el Alto Guadiana, el Guadiela-Escabas-Trabaque(en preparacion) y el rıo Mesa. Destaca el paraje de Las Chorreras, en la confluencia con el rıoGuadazaon. Aquı, este tributario discurre con un nivel de base 85 m mas bajo que el Cabriel, quesalva el accidente con una ruptura de su gradiente a lo largo de 1500 m, donde se distinguen tresunidades morfosedimentarias:

A) Una gran rampa con 30 m de espesor en la zona apical del salto, que acreciona haciala confluencia con el rıo Guadazaon. En el Pleistoceno medio y superior (en preparacion, segundataciones mediante R.A.), el Cabriel resolvıa este accidente mediante una cierta atenuacion de superfil, agradando una rampa aguas abajo. El salto principal terminaba en un frente de cascada de90 m de altura, manteniendo desde aquı una terraza de 40 m de espesor medio durante 7 km hastael diapiro de Enguıdanos, donde el valle se ensancha y el rıo debıa formar un abanico terminal delque solo ha quedado su flanco septentrional.

B) Tras disectar la rampa de la primera unidad morfosedimentaria, durante el Holoceno, el rıoha vuelto a agradar otra nueva rampa de menor tamano y extension (50 m de altura y 2,5 kmde longitud) sobre la que se ha encajado completamente (Fig. 19.10D), hasta alcanzar el sustratorocoso, en fecha posterior al 3000 B.P (en preparacion, segun dataciones efectuadas por U-Th).

C) En tiempos recientes, en este subtramo de acentuada y constante pendiente, el Cabriel haformado sobre el sustrato rocoso la tercera unidad morfosedimentaria: una superficie escalonada

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LAS TOBAS EN ESPANA

de 1000 m con estromatolitos aun funcionales parcialmente9, que son unicos en la Penınsula porla variedad y abundancia de improntas de hojas, pinas, potencia de laminaciones (de hasta 4 mde potencia), y por la amplia tipologıa de bandeados, que oscilan en grosor del orden milimetricoal centimetrico, incluyendo numerosas superficies de truncamiento por erosion. Sobre estas lami-naciones se han realizado analisis geoquımicos preliminares, mostrando en ciertas localizaciones unbandeado milimetrico de Fe.

2.2. TERRAZAS TOBACEAS DEL RIO TUEJAR (VALENCIA)

Se extienden por su valle a lo largo de 14 km y salvan 300 m de desnivel, con una pendientemedia de un 2.1 %. El valle se encuentra sobre un diapiro de arcillas triasicas, que ha capturadola escorrentıa que drenaba al Turia desde los acuıferos al S de Javalambre (Perez Cueva, 1988),sin afluentes en el interfluvio10. Las formaciones superficiales de este ambito fueron estudiadaspor Martınez Gallego, (1986 y 1987). Las terrazas presentan numerosos niveles colgados desde los+45 m y con una anchura de hasta 1200 m (Fig. 19.11-H). Muchas de ellas estan afectadas pordislocaciones y buzamientos a contrapendiente provocados posiblemente por neotectonica o procesosde halocinesis. En Chelva, las terrazas tienen varios saltos con frentes de cascada que, a pesar dequedar incisos, resultan muy evidentes en el paraje del convento franciscano. Un gran numerode manantiales alimentaban la margen izquierda del rıo, dejando un sistema de terrazas tobaceasperpendiculares al trazado del Tuejar. Esta es un area de descarga hidrogeologica preferencial, perosin que los rıos actuales precipiten activamente toba. Esta zona de alimentacion en carbonato explicaque las facies de las terrazas del Tuejar se vayan haciendo progresivamente mas detrıticas a medidaque se alejan del entorno de Chelva, con importantes bancos de gravas y material retrabajado oaloctono de tallos aguas abajo de Calles.

2.3. EL RIO EBRON

Este afluente del Turia tiene depositos tobaceos colgados a diferentes alturas11, entre Tormon(Teruel) hasta Torrebaja (Valencia), a lo largo de 17 km. Las tobas del tramo bajo, desde el pueblode El Cuervo, se asientan sobre materiales neogenos de la Fosa de Teruel, fueron identificadas porprimera vez por Broekman et al. (1983) y ofrecen una espectacular sucesion de extensas terrazas yrampas encajadas (Lozano et al., 2012). El tramo alto discurre por un angosto canon fluviokarsticolabrado en calizas del Dogger, donde se emplaza una sucesion de rampas-barrera que represanaguas arriba abundantes sedimentos, de los que quedan retazos a gran altura sobre el cauce. Lamayor parte de estos han sido de nuevo erosionados, pero en Tormon puede apreciarse una terrazaanomalamente alta de 25 m de potencia, que corresponde con el relleno de la cola de una granlaguna represada por una barrera cuyos estribos se encuentran 1500 m aguas abajo, incluyendoun puente de toba natural labrado sobre una barrera sifonada. Numerosos sedimentos, de facieslacustres y de barrera, aparecen adosados a las paredes verticales del canon a lo largo de sus 5 kmde recorrido. Destaca entre la sucesion de barreras una gran rampa de 700 m de longitud y 30 mde potencia. Las dataciones preliminares, efectuadas mediante R.A., ofrecen unos valores holocenos(en preparacion, mediante R.A.), mientras que el cortejo de terrazas datadas por Lozano et al.(2012) tienen edades del Pleistoceno medio, superior y Holoceno. La ultima fase de incision fluviales, por tanto, reciente. Ası, en la rampa holocena de Castielfabib el testimonio de Cabanilles (1795)evidencia que el proceso de incision (que aquı alcanza los 25 m) data del siglo XVIII.

9Vease el Capıtulo de Caracterizacion General (Fig. 9.4-A).10Vease el Capıtulo de Caracterizacion General (Fig. 9.5-F).11Las acumulaciones tobaceas de este valle han sido analizadas tambien en el capıtulo 13 sobre las Tobas Cuater-

narias en el sector aragones de la Cordillera Iberica (Nota de los editores).

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2.4. EL RIO BOHILGUES

Es tambien afluente del Turia y se alimenta de unos manatiales karsticos en las calizas me-sozoicas de Vallanca (Valencia) desde donde desciende 175 m en un canon fluviokarstico con unapendiente media de un 10 %, a lo largo de 3600 m. En este recorrido presenta una gran complejidadde unidades morfosedimentarias de diferentes etapas evolutivas. Destaca una rampa holocena com-pletamente erosionada, muy similar a la que aparece en el Ebron a la altura de Castielfabib. Otronivel paralelo, ya disectado, se encuentra 15 metros por encima de la anteriormente mencionada.Los estribos de una tercera rampa, antigua y cementada, apoyada sobre depositos coluvionares,colgados 70 m sobre el fondo del canon actual, testimonian los restos de un enorme cuerpo sedi-mentario de 1300 m de longitud, que rellenaba la hoz hasta la mitad de su volumen (Fig. 19.11-K).El fondo del canon presenta una terraza holocena (en preparacion, mediante R.A.) con continuidadhasta la salida del canon. Esta localizacion resulta muy confusa debido a que los estribos de larampa antigua se encuentran muy erosionados y cementados, hasta el punto de confundirse con lascalizas mesozoicas y con las calizas tobaceas del Plioceno de la cuenca del Turia, que aquı yacensubhorizontales. La rampa holocena de Vallanca, al igual que la de Castielfabib, experimento unproceso de encajamiento muy reciente y acelerado en el siglo XVIII (Cabanilles, 1795).

2.5. EL RIO JUCAR

A lo largo de su valle, el rıo Jucar apenas deposita carbonatos. No lejos de su nacimiento hayun edificio de cascada cerca de Tragacete (Cuenca). Tiene una caıda de 40 m y ha sido incidido entiempo reciente pues las dataciones preliminares (en preparacion, mediante R.A.) indican edadesde deposito del orden de 1000 anos BP Tambien se han identificado dos terrazas en el area delEstrecho de Villalba de la Sierra (Cuenca), de edad Pleistoceno superior y Holoceno (en preparacion,mediante R.A.). Ambas se encuentran a la salida de un tramo encanonado, labrado en las calizasmesozoicas, que parte de Una y finaliza en la depresion de Bascunana. Los carbonatos se expandıanen una rampa en abanico, de 400 m de radio, hoy colgada a +30 m sobre el cauce actual. Los restosde la terraza holocena que se han detectado en el barranco de Sarria, tributario por la margenizquierda, estan colgados a +8 m respecto al Jucar.

2.6. EL ARROYO DE CORTES DE PALLAS (VALENCIA)

Es un torrente que salva 200 m de desnivel en 3 km de recorrido y que drena el acuıfero dela Muela de Cortes hacia el Jucar. Se alimenta de un manantial karstico (San Vicente) en cuyoentorno aparecen los restos muy cementados y erosionados de un edificio de cascada. El rıo haformado en su recorrido numerosos edificios holocenos de cascada (en preparacion, mediante R.A.)del orden de una decena de metros cada uno. Su lecho parece estar erosionando los conjuntos deltramo superior de los primeros 2 km. Se aprecian en el lecho un tipo de facies carbonatada pocofrecuente, compuesta por gravas fluviales y arenas cementadas por carbonato y facies de tallos. Apesar del regimen estacional del caudal del manantial, que llega a desaparecer en periodos de sequıa,en el tramo inferior, a partir del km 2 desde el manantial, la precipitacion de carbonato es activa ycon acrecion vertical ası como lateral12. Este sistema ofrece la particularidad de la interdigitacion yalternancia constante de material heterometrico coluvionar originado por una orografıa contrastaday la intensa dinamica de las vertientes, que aporta cierta singularidad a las facies carbonatadas queafloran en los cortes de sus terrazas. El Valle de Cortes esta colgado 100 m sobre el cauce de Jucary esta diferencia la salva el rıo en una magnıfica cascada que ha agradado una tıpica forma de conode musgos petrificados. Sin embargo, la presa de Naranjero, aguas abajo de Cortes, ha embalsadoel Jucar y el nivel de la lamina de agua resta altura y vistosidad al afloramiento, que se encuentraparcialmente inundado (Fig. 19.11-J).

12Vease el capıtulo 9 de Caracterizacion General (Fig. 9.4-B)

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LAS TOBAS EN ESPANA

2.7. EL ARROYO DE LAS FUENTES DE CANETE (CUENCA)

Su cauce, con un recorrido de 3300 m hasta el rıo Laguna, se alimenta de unos manantiales quebrotan en el contacto de la serie de calizas jurasicas y facies Keuper del diapiro de Canete. Su flujoha de superar el espolon de calizas del Muschelkalk donde se ubica la fortaleza del pueblo.

El avenamiento se realizo a traves de dos umbrales sucesivos, al N y al S de dicho promontorio.Los depositos tobaceos que se encuentran en la margen septentrional del espolon estan 10 m sobrela cota actual del rıo, que ahora discurre por el umbral meridional, indicando que la agradacion decarbonatos indujo un paleo-trazado del Arroyo de las Fuentes por la zona N. Estos depositos son deedad Pleistoceno superior (en preparacion, mediante R.A.) y conforman un sistema de terrazas muycementadas. En algun momento el drenaje experimento un cambio de direccion y paso a circular alsur del espolon. Los depositos asociados al umbral meridional de la barra de calizas probablementeson del Holoceno (Fig. 19.8). Este caso de difluencia por sedimentacion tobacea o por incision no esalgo excepcional en la Penınsula Iberica, destacando la del rıo Piedra al Barranco del Arco (VazquezUrbez et al., 2011a).

Figura 19.8: Esquema explicativo de la difluencia provocada por la agradacion de carbonatos fluviales del Arroyode las Fuentes de Canete. Modificacion sobre imagen oblicua orientada al ONO tomada de Google (2011) y conuna exageracion del relieve de factor 3. El drenaje hacia el rıo Laguna, que en un primer estadio bordeaba el cerrodel castillo por el N (verde oscuro), experimento una migracion hacia el S de dicho espolon (verde claro).

2.8. LA RED DE DRENAJE DE CHERA

Otro caso de difluencia por agradacion de carbonatos fluviales se encuentra en Chera (Valencia).Esta localidad se emplaza en una fosa tectonica cenozoica y su casco urbano se asienta sobre laarista de un bloque de estratos mesozoicos, desprendido del borde fallado septentrional y deslizadosobre una falla lıstrica, individualizando dos subcuencas topograficamente contrastadas. La fallaque limita la fosa por el NO favorece el drenaje del acuıfero mesozoico, que mana por la surgencia dela Ermita (Fig. 19.9). El agua del Barranco de la Ermita va salvando los dos escalones topograficos,formando el deposito de cascada de la Garita13 y una terraza que cubre los materiales neogenos delnucleo urbano de Chera. Este arroyo en un principio circulo hacia el N, pasando por el Barranco del

13Vease el capıtulo 24 de Patrimonio Geomorfologico (Fig. 24.1-H).

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Agua. Despues, debido a la agradacion vertical de los carbonatos y a la baja cota del interfluvio,comenzo a drenar hacia el SE por el Barranco del Barrio de Arriba, donde una muestra en sedi-mentos lacustres represados por una barrera tobacea ya disectada, ha dado una edad Pleistocenosuperior (muestra “c” de la Fig. 19.9, en preparacion, mediante R.A.). Finalmente el drenaje se hadirigido hacia el Sur. Adicionalmente, se conservan restos de un paleo-trazado de otro cauce consedimentacion carbonatica, que partıa del entorno de la fuente de la Ermita y que formaba unacascada aun reconocible en la Umbrıa de la Vina.

Figura 19.9: Esquema explicativo de la difluencia provocada por la agradacion de carbonatos fluviales del Arroyode Ermita en la Cuenca de Chera. Modificacion sobre imagen oblicua orientada al ONO tomada de Google (2011)y con una exageracion del relieve de factor 3. En color morado se representan los edificios de cascada identificados.En color amarillo se cartografıan los afloramientos de terrazas fluviales tobaceas. En rojo se ubican los puntos demuestreo para dataciones preliminares. En lıneas solidas azules los cursos fluviales actuales y en lınea discontinualos curso fosiles de la Umbrıa de la Vina. Las flechas indican la evolucion y direccion de la migracion de laescorrentıa.

3. DEPOSITOS DE MANANTIAL: COLGADOS EN ABANICO Y EN LOBU-LO

Este ultimo apartado incluye los principales “depositos de manantial colgados en ladera” de lazona de estudio. El mas extenso se halla en la localidad de Santa Cruz de Moya y desciende 120m desde diversos manantiales que brotan en el contacto del gran acuıfero jurasico de Landete conlas facies Keuper. Desde allı se extiende, sobre la gran vaguada labrada por el Turia, un abanicotobaceo de unos 650 m de radio, con tres escalonamientos que separan laderas con perfil convexo.Estas graderıas se presentan en cascadas de unos 10-15 m (Fig. 19.11-G). La accion del aradodurante siglos ası como la meteorizacion y la erosion por arroyada han ido rebajando las superficiesoriginales, que solo se conservan bien en los frentes estromatolıticos de cascada. A la salida delBarranco de Abendon al Turia, frente a la pedanıa de Las Rinconadas, se encuentra otra de estasestructuras, con una disposicion mas convencional en forma de lobulo progradante hacia el valley con una superficie culminante plana e inclinada 2º hacia el valle. Estos depositos son de edadindeterminada, aunque el funcionamiento de las descargas hidrogeologicas aun se mantiene en variosmanantiales.

Otro edificio de este tipo se dispone en la margen derecha del Arroyo Molinares, cerca deTerriente (Teruel), donde tambien son muy conocidos los “Amanaderos” de Riodeva, afluente delTuria. Estos otros manantiales drenan las aguas carbonatadas del macizo de Javalambre y precipitan

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LAS TOBAS EN ESPANA

toba sobre las areniscas rojas (Buntsandstein). En la provincia de Valencia, destacan los chorrosde la casa Barchel, en Benageber, colgados a 180 m sobre el canon del Turia, el edificio lateralpoligenico de Las Toscas en Sot de Chera14, los edificios fosiles del Reatillo y del Molino de lasFuentes de Chera (Fig. 19.9) y el del Collado del Espes de Chelva (Fig.19.11-H).

En el rıo Guadazaon sobresale el edificio activo de la balsa de Valdemoro de la Sierra (Cuenca)15.En este lugar se pueden apreciar diversos paleoniveles de edificios preteritos ya erosionados. Aunos 3 km aguas abajo, a la salida del Barranco del Tobar, se localiza un gran lobulo tobaceo,colgado 60 m sobre el rıo, con unas facies tan litificadas que dificultan su identificacion, por lo quese le atribuye una edad Pleistoceno superior o medio. En un contexto morfologico semejante seencuentran varios edificios de manantial en Villar del Humo. El valle del rıo Jucar ofrece excelentesejemplos de edificios de manantial colgado. Es el caso de la espectacular barrera de 40 m dealtura que represa la laguna de Una (Cuenca), alimentada por un manantial que drena la Muelacretacica de la Madera. Dos kilometros al NO de esta laguna, permanece el estribo de otra barreraformada por el Arroyo de la Madera y que, dado su grado de cementacion, podrıa pertenecer alPleistoceno medio o inferior. En el vaso del Embalse de la Toba se encuentran inundados hoy otrosdos edificios tobaceos laterales16. En Vega de Codorno, ademas de los edificios del nacimiento derıo Cuervo, se encuentran el de La Cueva y el de las Chorretas. En el Barranco de la Herrerıa delos Chorros, afluente del Jucar, tambien aparecen varios edificios fosiles. En el canon del Guadielase encuentra la Herrerıa de Santa Cristina (Canizares), un gran lobulo de manantial que progradahacia el canon, obligandole a realizar un meandro en el que se ha obtenido una datacion de edadPleistoceno superior (en preparacion). Este edificio es posiblemente poligenico pero ha sido datadocomo Pleistoceno superior (en preparacion). En el rıo Moscas a la altura de Las Zomas (AlonsoOtero et al., 1989) y en los Poljes de Reillo y del Guadazaon, entre la estacion de tren de Canada delHoyo y Carboneras de Guadazon aparecen numerosos edificios tobaceos de tipo lobulado (AlonsoOtero et al., 1987) a favor de paleomanantiales, en el contacto de las dolomıas del Cenomaniense conlas arcillas dentro de la Formacion Utrillas. Estos lobulos descienden suavemente en una pendientehomogenea hasta el fondo de los poljes, su edad es Pleistoceno superior (en preparacion, medianteR.A.).

El Cabriel tiene un deposito lateral de toba muy cementado de 11 ha de extension, colgado150 m sobre el cauce del rıo, en el domo de Boniches, rodeado por materiales siliciclasticos, porlo que el area fuente de carbonatos es desconocida, habiendo quedado individualizado por erosiondiferencial, conformando el cerro de la Cabeza de Carrascal (Canete). Rıo abajo, a 22 km, recibepor su margen derecha un pequeno afluente que forma el deposito de manantial del Rento de laToba.

En la zona de Enguıdanos hay otros dos edificios colgados por la margen derecha del barrancodel Vallejo de la Zarzuela y otro en las Casas de Garcimolina, ademas de varias tobas actuales en elfondo de la Hoz del Agua asociadas a los manantiales y fuentes actuales. Por ultimo, cabe tambienmencionar el conjunto ubicado en la localidad de Millares (Valencia) colgado sobre el canon delJucar.

AGRADECIMIENTOS

Los autores desean agradecer a Juan Carlos Garcıa Adan, archivero de Iberdrola y a esta empresa, por ladocumentacion proporcionada sobre la zona de Vıllora y Enguıdanos. A Juana Vegas Salamanca la discusion ysugerencias, ası como todo el apoyo en la identificacion de afloramientos del Cabriel en campo. A Juan AntonioGonzalez Martın en la localizacion e interpretacion en campo de varios afloramientos y por su labor en la ediciondel manuscrito. A Marc Martınez Parra por la ayuda en la localizacion de afloramientos. A Hector Perea por sus

14Vease el capıtulo 9 de Caracterizacion General (Fig. 9.4-C).15Vease el capıtulo 9 de Caracterizacion General (Fig. 9.5-J).16“En el pantano hay tres formaciones de interes: los aluviones del rio, los materiales desprendidos de las laderas

de los montes, depositados como un manto superficial sobre la parte inferior de las vertientes, a los que llamamosdetrito de montanas y las tobas calizas que principalmente forman dos masas dentro del embalse” (Gomez de Llarenay Saenz Garcıa, 1921). Ver el Capıtulo 23, Fig. 23.9.

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sugerencias relativas a la tectonica en la zona de Navarres. A Marta Angulo, Sonja Lojen y Georgiana Dragota por elacompanamiento en campo. A Arcadio, pastor de Salvacanete y a los regentes del Restaurante El Refugio de Navarres,por la localizacion de afloramientos. A Andrea Dıaz Barron, Pablo Leon Rodenas y Manuela Royo Marques por laintendencia de campo en las localizaciones de Valencia.

Figura 19.10: Ejemplos de afloramientos de toba mencionados en el capıtulo: A: Vertiente septentrional de laCanal de Navarres con dos edificios de cascada vertiendo al rıo Escalona. Uno de ellos queda dislocado por fallasinversas en las que los yesos de Keuper cabalgan material tobaceo. En la zona mas alta un retazo del mantotobaceo sobre elevado por halocinesis; B: Evidencia de cementacion y diagenesis de facies tobaceas en el mantodel Rabo de la Sarten en Cortes de Pallas (Valencia); C: Vista en detalle de la falla inversa conjugada afectandoa depositos tobaceos del Pleistoceno superior en Navarres (Valencia), que son cabalgados por yesos del Keuper;D: Imagen del Archivo de Iberdrola de la Central Hidroelectrca Lucas de Urquijo (Cuenca) en su emplazamientosobre la confluencia de los rıos Guadazaon y Cabriel (c. 1920). Se han resaltado las morfologıas de la rampatobacea pleistocena, a la izquierda, la rampa tobacea holocena, a la derecha y la zona escalonada de cascadasestromatolıticas que forma hoy en dıa el rıo Cabriel, en el centro; E: Zona NO del Manto de Gestalgar (Valencia)descendiendo bruscamente en una paleocascada al canon del Turia, con acunacion de espesor en la zona apicaly un salto de 150 m; F: Barrera tobacea de Una lateral al Jucar bajo los farallones de la Muela de la Madera(Cuenca). El entrante en la muela del fondo es la del Arroyo de la Madera, a cuyo pie y en situacion geomorfologicasimilar a la de Una, aparecen los estribos de otra paleobarrera ahora disectada.

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LAS TOBAS EN ESPANA

Figura 19.11: Ejemplos de afloramientos de toba mencionados en el capıtulo: G: Composicion en mosaico de unavista general del entorno de Santa Cruz de Moya desde el cerro de El Canadizo, en la que se aprecia la disposiciondel abanico tobaceo. Se han marcado los sucesivos frentes de cascadas, actualmente fosiles; H: Vista hacia elNO, en las inmediaciones de Chelva (Valencia), de la terraza tobacea +20 m del rıo Tuejar (enmarcado en lıneasnegras), apoyada sobre materiales del Keuper. A la derecha el edificio tobaceo colgado de manantial de ColladoEspes; I: Frente de caıda de la plataforma de Navajas (Castellon) al rıo Palancia. En el rıo se ha recuadrado auna persona en rojo a modo de escala; J: Barranco de Cortes de Pallas (Valencia) al rıo Jucar, tal y como seencuentra ahora tras la construccion del embalse del Naranjero en 1989. Se aprecian tambien los farallones deeste corto valle en la Muela de Cortes; J-bis) La misma vista en el ano 1904 (Soler y Perez, 1905); K: Vista delcanon fluviokarstico del rıo Bohilgues en Vallanca (Valencia). Se ha marcado un estribo de la rampa pleistocena,colgada 60 m sobre el fondo del canon. A la derecha de la imagen se muestra la rampa holocena que esta siendodisectada por el arroyo y mas a la derecha, un retazo de otra rampa de edad intermedia. En la zona culminantese muestran los potentes paquetes de calizas tobaceas pliocenas del techo de la Fosa de Teruel que yacen endiscordancia angular sobre las calizas mesozoicas.

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20. LOS CONJUNTOS TOBACEOS DEL

PREBETICO EN LA PROVINCIA DE AL-BACETE Y AREAS INMEDIATAS

Fernandez, A.1, Fidalgo, C.2, Garcıa del Cura, M.A3, Gonzalez, J.A.2,Ordonez, S.4 y Vazquez Navarro, J.2

1. Departamento de Geografıa, Universidad Nacional de Educacion a Distancia [email protected]

2. Departamento de Geografıa, Universidad Autonoma de Madrid, Francisco Tomas y Valiente 1, 28049 Madrid.


3. IGEO.CSIC-UCM. Facultad de Geologıa [email protected]

4. Departamento de Ciencias de la Tierra y del Medio Ambiente. Universidad de Alicante. [email protected]

INTRODUCCION

Mas al sur de la altiplanicie del Campo de Montiel, que constituye el borde meridional dela Submeseta sur, se alzan, como un energico murallon, las estribaciones del Prebetico externo.En ellos dominan bioclimaticamente los rasgos mediterraneos propios de este ambito del interiorpeninsular, con la logica degradacion altitudinal introducida por los relieves, poco conocida antela ausencia de estaciones meteorologicas en altura. La precipitacion anual supera los 700-750 mmy los contrastes termicos son muy acentuados con unos inviernos rigurosos (T.M. enero: 3ºC)y unos veranos calurosos (T.M. julio: 22-24ºC). Las cubiertas vegetales, donde no faltan ciertosendemismos1, fitoestabilizan enormes superficies del area, siendo encinas (Quercus ballota), sabinas(Juniperus thurifera), quejigos (Quercus faginea) y pinos (Pinus sp. repoblados o autoctonos),las especies arboreas mas caracterısticas2. No obstante, es difıcil encontrar representaciones bienconservadas de estas masas vegetales ya que han sido degradadas y/o eliminadas secularmente porel hombre. Tambien se han introducido, mediante repoblaciones, numerosas freatofitas en los fondosde valle con una finalidad mixta de desecacion y aprovechamiento maderero.

La unidad Externa la conforman un conjunto de elevadas sierras -Alcaraz (“Pico Almenara”,1798 m y “Padron”, 1743 m al SW de Riopar), “Pino Cano”, “Sierra del Agua”, etc.- cuya ar-quitectura geologica esta constituida por multiples escamas tectonicas (Alvaro et al., 1975) dondeparticipan los materiales margo-yesıferos del Trıas, los de tipo carbonatado (calizas y dolomıas) delJurasico ası como las calcarenitas y calizas fosilıferas del Mioceno marino. Esta alianza estructuralde factores tectonicos y litologicos ha determinado la presencia de modelados karsticos, estudiadoshace ya tiempo (Lopez Bermudez, 1974), ası como la existencia de diversos acuıferos (RodrıguezEstrella, 1979), cuya descarga se produce a traves de innumerables surgencias y manantiales, siendoel ejemplo mas conocido el nacimiento del rıo Mundo.

1Entre ellos sobresalen los endemismos beticos incluidos en el catalogo de especies protegidas como Andryalaagardhii, Santolina elegans, Sarcocapnos baetica, Atropa baetica, Antirrhinum subbaeticum, Vella spinosa, Erodiumcazorlanum, Viola cazorlensis o Hutera rupestris (endemismo castellano-manchego cuya unica localidad espontaneaes el desfiladero de La Molata, situado en el SE de Alcaraz donde se localiza sobre roquedos calizos en companıa deotras plantas rupıcolas como Sarcocapnos baetica, Chiliades saxatilis y Sisymbrium arundanum).

2Debe mencionarse tambien los acerales de Acer granatense que constituyen una de las comunidades mas repre-sentativas de la comarca de Alcaraz (bosquetes dispersos en Riopar y Vianos) ubicadas en umbrıas sobre sustratoscalizos.

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LAS TOBAS EN ESPANA

Las aguas surgentes de estos acuıferos han originado cuantiosas acumulaciones tobaceas en di-versas etapas cuaternarias (Fig. 20.1). Entre ellas, destacan las de edad holocena que se expandieronpor numerosos corredores fluviales dando lugar a frecuentes sistemas de represamiento, en su ma-yorıa hoy desaparecidos. Su perdida de funcionalidad fue ocasionada por una acentuada incisionde los cauces que, en ciertos casos, pudo comenzar en los tiempos protohistoricos y ha continua-do hasta epocas relativamente recientes. La introduccion generalizada de los cultivos de olivar enlas vertientes de diversos valles, en el siglo XIX, conllevo la ruptura total de la fitoestabilizacionponiendo fin a unos procesos de precipitacion de carbonatos que languidecıan desde hacıa algunossiglos (Fidalgo, 2011). Junto a las manifestaciones holocenas existen otros dispositivos tobaceosmas antiguos, aunque no estan presentes en todos los valles; en ausencia casi total de dataciones,su posicion geomorfologica permite vincularlas a diversas generaciones pleistocenas.

Figura 20.1: Localizacion de las principales acumulaciones tobaceas en el flanco septentrional del Prebetico Ex-terno y areas adyacentes. En color negro: depositos recientes (Holoceno-Pleistoceno terminal). En rojo: depositospleistocenos. R: rampas; T: terrazas; B: barreras; S: edificios de surgencia.Fuente: Elaboracion propia sobre el Mapa Geologico 1:1.000.000.

En este ambito peninsular contrasta la abundancia de depositos tobaceos y la escasez de datosque se disponen de ellos. La fragosidad del territorio ha motivado que muchas de estas acumula-ciones, a pesar de las notables dimensiones de algunas de ellas, no hayan sido representadas en lashojas geologicas 1/50.000 de los anos setenta. No obstante, ciertos conjuntos, insertos en las cuencasmas accesibles del area, fueron estudiados desde las postrimerıas del pasado siglo (Garcıa del Curaet al., 1996 y 1997c; Calvo, et al., 1979; Montes Bernardez et al., 1985; Fernandez Fernandez, 1991ay 1991b; Taylor et al., 1998; Gonzalez Martın et al., 2000; Andrews et al., 2000; Vazquez Navarro,2006). Recientemente, se han cartografiado nuevas acumulaciones hasta ahora desconocidas en lavertiente septentrional de la Sierra de Alcaraz (Fidalgo, 2011) y que ojala sean pronto objeto detrabajos multidisciplinares.

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20. LOS CONJUNTOS TOBACEOS DEL PREBETICO EN LA PROVINCIA DE ALBACETEY AREAS INMEDIATAS

Mas al Sur, el Prebetico interno del sur de Albacete y del noreste de Jaen presenta un potentedispositivo estratigrafico (>2000 m de espesor) de rocas mesozoicas y cenozoicas de naturalezacarbonatica y detrıtica que configuran un conjunto de acuıferos con una extension de cientos de km2

avenados por una enorme multitud de manantiales. Es un territorio que, al igual que el otro bordeprebetico, se caracteriza por la escasa alteracion antropica de sus aguas subterraneas. Algunas deestas surgencias han ido generando multiples edificios tobaceos3 (Fig. 20.2) aunque, en su mayorıa,de pequeno tamano y constrenidos a los primeros cientos de metros desde los puntos donde afloransus aguas.

Figura 20.2: Localizacion y distribucion de los principales afloramientos tobaceos (en color morado) en la cabecerade la Cuenca del Segura, dentro de la provincia de Albacete y el extremo oriental de Jaen, contextualizados en elentorno estructural Prebetico Interno y Externo, separados por la falla de Socovos. En colores verde y salmon serepresenta, el dominio estructural Subbetico externo e interno mientras que el amarillo corresponde a los terrenoscenozoicos. T: terrazas; S: edificios de surgencia (color rojo pleistocenos, color negro holocenos); M: dispositivosen manto (pleistocenos).

El area despliega numerosas altiplanicies por encima de 1000 m horadadas por profusas formasexokarsticas (karren, dolinas y poljes) que denotan el caracter de zona de recarga -Calar de la Sima,Campos de Hernan Perea, etc.-. La escorrentıa superficial es escasa y tan solo los grandes corredoresfluviales se encajan profusamente en los roquedos de estos relieves disectando los acuıferos colgadosy forzando la aparicion de manantiales en las laderas de valles y canones.

Al norte del Frente de Escamas incluido en la Sierra de Alcaraz y delimitando esta unidadmorfoestructural de la del Campo de Montiel, se abre un prolongada depresion NE-SW, abiertaesencialmente en materiales triasicos recorrida por los valles del rıo Guadalmena y del rıo Jardın,este ultimo con abundantes acumulaciones tobaceas.

3Ver Capıtulo 21 dedicado a las Tobas de Andalucıa.

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LAS TOBAS EN ESPANA

1. EL VALLE DEL RIO JARDIN Y LA LAGUNA DE VILLAVERDE

El valle del rıo Jardın constituye una amplia depresion fluvial, labrada sobre materiales de lasfacies Keuper, que separa dos importantes unidades fisiograficas y geologicas: al norte, el Campo deMontiel y al sur, la prebetica Sierra de Alcaraz. Esta posicion le ha permitido concentrar los flujoskarsticos procedentes de las vertientes de una y otra unidad dando lugar a diversas acumulacionestobaceas apenas estudiadas.

Las de mayor consideracion coinciden con la extensa barrera que retiene las aguas de la Lagunade Villaverde (Fig. 20.3). Se trata de un humedal de notables dimensiones (7 ha de superficie)alojado en una pequena cuenca endorreica (Romero Dıaz y Ruız Garcıa, 1984), de planta alargada,que todavıa no ha sido capturada por la erosion remontante de la cabecera de un emisario –elrıo Cubillo- perteneciente a la cuenca del Jucar. El mapa batimetrico de la laguna revela losprincipales rasgos de una cubeta de naturaleza tıpicamente karstica y con una profundidad mediade 8 m y maxima de 10 m (Gonzalez Beseran et al., 1991). Pese a su relativo buen estado deconservacion (Cirujano Bracamonte, 1990), el entorno de su perımetro ofrece numerosos parajesque antano estuvieron ocupados por vegetacion higrofila y que, actualmente, han sido incorporados alos terrazgos agrıcolas de la zona. Se ubican, pues, en antiguas areas encharcadas como lo testifica lapresencia por doquier de suelos hidromorfos con colores oscuros y con abundante materia organica.Los usos agrıcolas, con dedicacion cerealıstica, se han desarrollado tambien, incluso, sobre la propiabarrera.

Figura 20.3: Entorno de la Laguna de Villaverde. A: Imagen satelite del entorno de la Laguna de Villaverde en lacabecera del rıo Jardın: 1.- Laguna de Villaverde; 2.- Barrera tobacea; 3.- Materiales carbonaticos aguas abajo dela barrera; 4.- Valle de la Canada del Charcon y acumulaciones tobaceas. B: Estructuras tobaceas en el techo de labarrera que represa las aguas de la laguna. C.- Calcarenitas y niveles higroturbosos pertenecientes a un pequenoabanico aluvial apoyado en aquella.

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La Laguna de Villaverde constituye un sistema lacustre abierto (Fig. 20.3-A) con entrada con-tinua de agua procedente de descargas del acuıfero y tambien de aguas superficiales aportadas porun conjunto de canadas en cuyos valles no faltan pequenos edificios tobaceos, muy recientes, asi-milados a rampas y barreras (Fidalgo, 2011). La salida de aguas del recinto lacustre se realiza, demodo permanente, a traves de diversos aliviaderos (Fig. 20.3-B) que suministraron energıa a cier-tos aprovechamientos hidraulicos, hoy abandonados. Estos derramaderos, a su vez, han conformadopequenos abanicos aluviales al pie de la barrera compuestos por materiales detrıticos de naturalezatobacea entre los que se disponen distintos lechos higroturbosos (Fig. 20.3-C) que fueron datadoshace algunos anos (Taylor et al., 1998). Ası, a 5,7-5,8 m de profundidad se obtuvo por 14C unadatacion de 6.020 BP, coincidiendo con un nivel donde se identifico un dominio de polen arboreo,especialmente Pinus, acompanados por valores significativos de Quercus. Mas arriba, a 1,75-1,80 mde profundidad, otra muestra semejante fue fechada en 2.980 BP aunque ofrecıa notables cambiosen la composicion palinologica advirtiendose una mayor proliferacion de polen no arboreo, una re-duccion del de Pinus mientras que el de Quercus pasaba a ser un poco mas abundante. El momentode transito y reemplazamiento del Pinus por Quercus se situo cronologicamente en torno al 5.000BP (Taylor et al., 1998), acompanado de un auge de polenes no arboreos, fundamentalmente dePoaceae (Gramıneas).

Aguas abajo de este paraje, en la cabecera del rıo Jardın, se emplazan, en ambas margenes delvalle, terrazas tobaceas (Fig. 20.4) con notable espesor y donde, con frecuencia, las tobas descansansobre materiales detrıticos de granulometrıa bastante heterometrica. Hasta la actualidad no hansido estudiadas y por tanto, al igual que los edificios del inmediato valle de La Canada del Charcon(Fig. 20.3A-4), no se tiene ningun dato de su estratigrafıa y cronologıa.

Figura 20.4: Acumulaciones tobaceas fluviales en el valle del rıo Jardın. A: Barrera tobacea en las inmediacionesde la localidad de Los Chopes. B: Detalle de la terraza emplazada en la margen meridional del valle y cercana alcaserıo de Los Chopes.

2. LOS CONJUNTOS TOBACEOS DE LAS CUENCAS FLUVIALES ADO-

SADAS A LA VERTIENTE SEPTENTRIONAL DEL PREBETICO EX-TERNO

En los distintos segmentos de sus dilatadas vertientes alumbran importantes caudales karsticos.Alimentan las cabeceras de numerosos valles caracterizados por un elevado gradiente longitudinaly donde se disponen notables acumulaciones tobaceas (Fig. 20.1) con variados morfotipos desta-cando entre ellos las prolongadas rampas carbonaticas y algunas barreras (Fig. 20.5); dominan lasdesarrolladas durante el Cuaternario reciente (sobre todo Holoceno) que ocupan los fondos de valle,mientras que las pleistocenas, relativamente escasas (e incluso ausentes en determinados corredoresfluviales), se hallan colgadas, a mayor o menor altitud, sobre las vegas.

Estos valles han labrado una morfologıa muy angosta y su grado de encajamiento esta vinculado

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a la evolucion diferencial de los niveles de base que han conocido las distintas cuencas que principianen este nudo de divergencia hidrografica: ası, las que nacen en la vertiente septentrional, en pleno“Frente de Escamas” y tributan al Guadalquivir a traves del Guadalmena (valles de los rıos Cortes,Alcaraz, Angorrilla, Salobre, etc.), muestran un modelado muy cenido, semejante al ofrecido porlas que aportan aguas al Segura, mediante los estrechos pasillos fluviales del Mundo, Zumeta, Tus yotros. No ası los que avenan en direccion a los Llanos de Albacete y al Jucar, a traves del rıo Jardın,que insinuan contornos bastante menos deprimidos. A pesar de esta diferenciacion morfologica, loscitados valles tienen, como factor comun, unos fondos encajonados y delimitados bruscamente porladeras con abundante material coluvionar perteneciente a diversas etapas pleistocenas y holocenas;la mas moderna incorpora en su seno abundantes fragmentos ceramicos, en ocasiones pertenecientesa los ultimos siglos (Fidalgo, 2011).

Figura 20.5: Pequena barrera desarticulada en el fondo de valle del tramo alto del rıo Angorrilla.

2.1. LAS ACUMULACIONES TOBACEAS RECIENTES (PLEISTOCENOTERMINAL Y HOLOCENO) EN LOS FONDOS DE LOS VALLES

Los rıos Arquillo y Escorial-La Mesta, al ser los unicos que se han estudiado con cierta atencion,serviran como modelos para el analisis de este apartado. Afortunadamente, con todos los maticesdiferenciales exigibles en un riguroso contraste con otras cuencas fluviales de la region, hay quesenalar como las escasas observaciones realizadas en aquellas ultimas, permiten apuntar una ciertasimilitud en lo que respecta a los tipos de acumulaciones tobaceas y al funcionamiento de los proce-sos que las originaron. Esta circunstancia se halla motivada, en buena parte, por la homogeneidadmorfoestructural y bioclimatica ofrecida por el area de estudio.

El valle del rıo Arquillo combina, a lo largo de sus tramos, diferentes asociaciones tobaceas (Fig.20.6). En su cabecera, y hasta la localidad de Penascosa, dispone de diversas barreras y rampasde escaso desarrollo longitudinal. Sin embargo, aguas abajo y durante un trecho que finaliza enlas proximidades de la carretera a Ituero, las rampas casi desaparecen totalmente para dar pasoa edificios de barrera de notable envergadura. Su presencia conforma lagunas alimentadas porimportantes manantiales, hoy desecadas en su mayorıa a consecuencia de las actuaciones antropicasque, en diversas epocas, han roto los cierres tobaceos. Solo una, de excepcional interes paisajıstico,pervive –La Laguna del Arquillo-. La genesis de su represa, como la de otros fitohermos del area,fue controlada por factores estructurales, siendo las dimensiones de su coronacion de unos 300 mde longitud y 35-50 m de anchura. La altura visible de sus paramentos es de 4-6 m aunque cabededucir que alcanza mas de 10-12 m a la vista de la profundidad ofrecida por este humedal.

Los materiales que conforman las barreras del rıo Arquillo estan constituidos por calcita debajo contenido en magnesio detectandose la presencia de aragonito como fase cementante en los

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carbonatos y estando practicamente ausentes los terrıgenos. Dominan las facies tobaceas de musgo,tallos verticales y tallos cruzados, advirtiendose, con relativa reiteracion, la existencia intercaladade laminaciones de tipo estromatolıtico. Abundan mesocristales y macrocristales siendo notorioslos indicios de origen bacteriano (Garcıa del Cura et al., 1996). A destacar la influencia que lascianobacterias tuvieron en la genesis de estos carbonatos como se deduce del estudio de las faciesde tallos verticales tanto en seccion delgada como por M.E.B. Con este ultimo son visibles cristalesmicrıticos desarrollados sobre los EPS o acumulaciones de compuestos organicos (polisacaridos)que rodean a las cianobacterias. En las muestras obtenidas en las coronaciones de ciertas represastobaceas se observaron restos de hongos que, en ocasiones, indujeron ciertas variaciones texturalesen los carbonatos. En seccion delgada, con el microscopio petrografico, se identifico el predominio demicroestructuras de tipo estromatolıtico con capas concentricas donde la mayorıa son de naturalezaminimicrıtica (Garcıa del Cura et al., 1996).

Figura 20.6: Acumulaciones. tobaceas en el valle del rıo del Arquillo.A. Perfil longitudinal del rıo Arquillo y posicion de los principales edificios tobaceos.B. Esquema geomorfologico del tramo final del valle y del entorno de su laguna. Cartela: a) Carniolas jurasicas; b)Borde de paramera; c) Barreras tobaceas -Holoceno- d) Edificios tobaceos colgados –Pleistoceno- e) Sedimentosaluviales actuales. f) Materiales coluvionares.1. Tobas pleistocenas situadas aguas abajo de la Laguna del Arquillo. 2. Vaso de este humedal retenido por unabarrera tobacea.

Mas al SW, el valle del rıo Salobre aporta un escenario fluvial semejante al disponer de numerosasrampas tobaceas (Fig. 20.7-A y 20.7-B) en los distintos cauces que componen su tramo alto yhaber desarrollado complejos edificios de barrera en su trecho final. Entre las peculiaridades deestos ultimos destaca por un lado, la existencia de abundante material detrıtico (de procedencia

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aluvial y coluvionar) pertenecientes a varias generaciones holocenas, frecuentemente relacionadascon actuaciones recientes del hombre que han roto la fitoestabilidad de numerosos parajes; por otro,un emplazamiento de sus estribos anclados en los estratos cuarcıticos paleozoicos (Fig. 20.7-C) queafloran en la Hoz del Hocino (Fidalgo, 2011).

Figura 20.7: Acumulaciones tobaceas en el valle del rıo El Salobral.- A y B: Rampa holocena notablemente incididapor el cauce actual del rıo Salobre. C: Conjuntos de barrera en el Estrecho del Hocino modelado por el rıo en unumbral cuarcıtico del zocalo paleozoico.

Por su parte, los valles que conforman la cuenca de los rıos Escorial-La Mesta se caracterizanpor el dominio de algunas grandes rampas tobaceas quedando relegadas las barreras, de reducidasdimensiones, a parajes muy concretos. Sus fondos de valle se hallan notablemente incididos por unoscauces con caudales moderados, a menudo intermitentes, pero que arrastran abundante materialdetrıtico (Fig. 20.8). Los morfotipos tobaceos y las facies asociadas varıan en funcion de su precisoemplazamiento ya que el desarrollo de rampas y barreras conformo la presencia de dos subambientesfluviales (Fig. 20.9) peculiarizados por diferentes dinamicas y, por tanto, con diversas respuestascarbonatadas en cada uno de ellos (Gonzalez Martin et al., 2000a; Andrews et al., 2000).

Figura 20.8: Vista del lecho seco y delos arrastres detrıticos actuales del rıoArquillo (05/2011) labrado sobre el re-lleno tobaceo que compone su fondo devalle.

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Figura 20.9: Acumulaciones tobaceas pleistocenas y holocenas alojadas en el valle del rıo Escorial. Perfiles longi-tudinales, columnas y tipos de facies.Cartela del Perfil: A) arcillas y yesos -Facies Keuper-; B) carniolas –Lias-; C) calcarenitas bioclasticas y limos–Mioceno-; E) Tobas-Holoceno-; F) materiales historicos aluvio-coluvionares con debil evolucion edafica; G) Tobas–Pleistoceno.Cartela de las columnas estratigraficas: 1) Substrato geologico; 2) Coluvion; 3) Niveles con abundante materiaorganica; 4) Oncolitos; 5) Calcarenitas tobaceas; 6) Lutitas tobaceas; 7) Facies de tallos; 8) Facies de musgos; 9)Gasteropodos; 10) Fragmentos de gasteropodos; 11) Fragmentos de tallos; 12) Materiales aluvio-coluvionares deedad historica con fragmentos de ceramica medieval; 13) Puntos de Muestreo.

En los tramos de ruptura de pendiente donde las aguas salvaban sendas irregularidades dellecho, a menudo vinculadas a las fracturas que delimitan las escamas tectonicas prebeticas, laturbulencia generada por los flujos favorecio el desarrollo de unos eficaces procesos de precipitacionfısico-quımica. Dieron lugar a edificios fitohermicos coincidentes con pequenas barreras y rampastobaceas mas o menos dilatadas, en funcion de la envergadura (altura y longitud) de los desnivelesofrecidos por el perfil del lecho. Ası, este sistema fluvial, al igual que casi todos los rıos del entorno(Montemayor, Masegoso, Angorrilla, La Mesta, etc.), construyeron prolongadas rampas (Fig. 20.10)que, en algunos casos, alcanzaron notables dimensiones (>50 m de desnivel y longitudes de variascentenas de metros). A destacar el espesor (>12-15 m) de algunas de ellas, especialmente lasubicadas en los valles de La Mesta y Angorrilla, donde la potencia de sus carbonatos tobaceospudiera sugerir un inicio de su formacion desde epocas finipleistocenas.

Con frecuencia, el tramo inicial de las rampas ofrece ciertas barreras (Fig. 20.11) que se alzaronpor encima de sus segmentos superiores elevando su coronacion y reteniendo, hacia aguas arriba,importantes volumenes de agua; por su parte, el trecho final suele coincidir con una cascada (Fig.20.10-F) sirviendo, en ocasiones, como elemento de referencia a la toponimia local desde tiemposmedievales. La agitacion de los flujos permitio en estos tramos la propagacion de las tıpicas faciesde musgos que jalonaron con gran densidad y continuidad los saltos desarrollando, a su vez, multi-tud de laminaciones estromatolıticas formadas por cianobacterias filamentosas (0,8µ de diametro),rodeadas de cristales de calcita de hasta 1µ, aunque el tamano mas frecuente es el de 0,1µ.

Las dataciones efectuadas (Fig. 20.9) suministraron dos edades (14C) al relleno (Taylor et al.,1998; Gonzalez Martın et al., 2000a): el nivel situado cerca del muro visible (a mas de 10 mde profundidad), se remontarıa a unos 5220 ± 70 BP; buena parte de esta etapa acumulativase habrıa desarrollado bajo condiciones climaticas relativamente humedas y, posiblemente, contemperaturas algo mas bajas que las actuales. Otro nivel situado mas arriba (a unos 5 m del

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anterior), tendrıa una edad de 3040 ± 70 BP. Por encima de este lecho organico, a partir de unnivel emplazado a 4,3 m de profundidad, y fechado hacia 2700 BP, se advirtio la existencia decicatrices erosivas acompanadas de ciertos cambios en la acumulacion carbonatada. Se asociarona una notable inversion en el medio de sedimentacion que paso a ser mas seco y dominado porcubiertas vegetales mas abiertas, como lo sugiere la presencia por un lado, de gran cantidad demoluscos terrestres y por otro, la identificacion de polenes de nogal y olivo (Taylor et al., 1998).En el techo de estos rellenos holocenos se advierte un suelo incipiente con una evolucion edaficasimilar a la que ofrecen horizontes postmedievales identificados en la zona sobre materiales calizos:esta aparente juventud de los perfiles es atestiguada por el escaso desarrollo de sus horizontes ypor la relativa abundancia de fragmentos ceramicos historicos en su seno (Fidalgo, 2011).

Figura 20.10: Rampas tobaceas en los valles de la vertiente septentrional de Alcaraz. A: Rampa en el rıo Monte-mayor en el entorno de Arteaga de Arriba. B: Carbonatos de otra rampa en el mismo rıo colonizada por pinar.C: Rampa del rıo La Mesta en el entorno de Villapalacios. D: Rampa del rıo Salobre. E: Rampa del rıo Escorial,una de las de mayor tamano del area de estudio y que desde los tiempos medievales estuvo sometida a todo tipode intervenciones antropicas. F: Cascada en la parte distal de la rampa del rıo Escorial (Dupuy de Lome, 1936).

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Los conjuntos tobaceos holocenos de este valle ofrecen una quımica isotopica fuertemente con-dicionada por los efectos hidrologicos y los vinculados a los periodos de residencia del agua, siendosu composicion (valor medio de δ18O = -7,1� y los δ13C = -9�) no muy diferentes a la queofrecen sistemas tobaceos semejantes de edad holocena en Gran Bretana. Los valores de δ13C sehayan influidos por los aspectos microambientales donde se desarrollan los tapices microbianos, porello no es muy precisa la informacion paleoambiental sobre precipitaciones, temperaturas, cubier-tas vegetales. Las variaciones de δ13C advertidas en estas acumulaciones se asocian a la vegetaciony/o a los procesos de respiracion edafica. Igualmente, el contraste de los datos con δ18O y δ13Cpermite sugerir como este ambito peninsular parece que conocio durante el Holoceno medio, uncalentamiento o un incremento de la influencia de las masas de aire mediterraneas con fuertes pre-cipitaciones entre el 5000 y el 3000 BP que serıa acompanado por el progreso de las condiciones dearidez (Andrews et al., 2000).

Figura 20.11: Fitohermos asociados a pequenas barreras desarrolladas en el segmento superior de la rampa tobaceadel rıo Escorial.

2.2. LOS EDIFICIOS PLEISTOCENOS

Los conjuntos tobaceos pleistocenos sobresalen en ciertos valles pero estan ausentes totalmenteen otros muchos que, curiosamente, estan bien provistos de acumulaciones holocenas, lo que no dejade plantear algunos interrogantes geomorfologicos sobre las posibles causas que pueden explicar estehecho.

En el area de estudio, el valle del Arquillo es el que cuenta con un mayor numero de testigospleistocenos pues, desde las inmediaciones de su ya citada laguna (Fig. 20.6 B-1) y hacia aguasabajo, su curso se halla jalonado por edificios de notables dimensiones (Fig. 20.12). Parecen perte-necer a varias generaciones y adoptan la morfologıa de terrazas colgadas con cierta continuidad alo largo del valle. Sus techos se situan en torno a 20-25 m de altura sobre el cauce incrementandosehasta 30-35 m en el entorno de su desembocadura en el rıo Jardın, oscilando su espesor entre 8y algo mas de 20 m (Edificio “El Batan”). En su muro suele ser frecuente identificar lechos degravas y cantos (<3 m de potencia) que, hacia arriba, dan paso a acumulaciones tobaceas com-plejas. Se hallan integradas por pequenas barreras con sus tıpicas facies, junto a estructuras deprogradacion cuneiforme, limitadas hacia aguas abajo por saltos con abundantes laminaciones detipo estromatolıtico, etc.

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Figura 20.12: Edificio pleistoceno emplazado en la margen occidental del valle del rio Arquillo.

Pero sin duda, el testigo mas espectacular se localiza en la confluencia de los valles de El Escorialy La Mesta. Allı, un magnıfico relieve tobaceo invertido (Fig. 20.9 y 20.13), que sirvio de emplaza-miento a un asentamiento del Bronce, se alza a mas de 100 m sobre el fondo del valle. Su posiciongeomorfologica parece sugerir una edad mas temprana que la de los testigos insertos en el valle delArquillo. La visibilidad de sus estructuras se halla muy dificultada por la limitada accesibilidad y laelevada diagenesis que ofrecen sus afloramientos. Sin embargo, en su flanco septentrional destaca laexistencia de una enorme cascada fosil con un salto de varias decenas de metros. Su emplazamientogeomorfologico, sito en las inmediaciones de la gran rampa holocena descrita anteriormente, vuelvea sugerir el control que la fracturacion tectonica ha tenido al estimular los procesos de precipitacionde carbonatos conformadora de estas morfologıas tobaceas.

Mas al Sur, en la cuenca del rıo Mundo se disponen importantes acumulaciones tobaceas asi-miladas a edificios de cascada que, en algunos casos, siguen teniendo una cierta funcionalidad enel presente. Sobresalen los conjuntos emplazados aguas abajo de la cerrada del embalse del Talavey los identificados en el entorno de las localidades de Lietor, Ayna e Hijar. Predominan las faciesmesocristalinas, con abundantes texturas en empalizada-roseta, la mayorıa propias de las carac-terısticas de la toba de musgo (Calvo et al., 1979). No lejos, en la pequena cuenca de Cordovilla,al NE de Hellin, tambien fueron detectados entre los sedimentos cuaternarios de su relleno acumu-laciones tobaceas (Garcıa del Cura et al., 1997; Montes Bernardez, 1985) ofreciendo una notoriarepresentacion superficial y asociadas a facies fluviales y lacustres. El conocimiento de su evolucionsısmica reciente (Rodriguez Pascua et al., 2008) ha exigido datar (U/Th) ciertos edificios proximosa las principales lıneas de fractura; ası se han detectado dos generaciones, una que sobrepasarıala edad de 400.000 anos y otra que quedarıa comprendida entre 119.000 y 95.000 BP (RodriguezPascua et al., 2009 y 2012).

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Figura 20.13: Relieve tronco-conico coronado por tobas pleistocenas en el paraje de “Los Batanes”, en la con-fluencia de los rıos El Escorial y La Mesta, proximidades de la localidad de Alcaraz.

3. LAS ACUMULACIONES TOBACEAS AL SUR DEL “FRENTE DE ES-

CAMAS” DEL PREBETICO EXTERNO

Este ambito prebetico dispone, como ya se ha comentado, de numerosısimas acumulacionescarbonaticas (Fig. 20.2) que adquieren tres morfotipos: mantos, edificios de manantial y terrazastobaceas.

3.1. LOS MANTOS DE SOCOVOS, FEREZ, ABEJUELA Y LETUR

El borde tectonico que separa al Prebetico Interno y el Externo, en las provincias de Albacetey Murcia, se resuelve mediante un accidente tectonico de gran importancia: la Falla de Socovos-Calasparra. Corresponde al lımite de transferencia NE del Arco Estructural Cazorla-Alcaraz-Hellıny consiste en un desgarre dextroso, prolongado (200 km de longitud) y profundo (Perez Valera yPerez Lopez, 2003; Perez Varela et al., 2010), que desplazo 35 km hacia el oeste el labio meridional

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respecto del septentrional. Existen datos que justifican una actividad reciente (Mioceno superior-Cuaternario) en este importante accidente peninsular (Rodrıguez Pascua, 2001). Las alineacionestectonicas predominantes en el labio septentrional de la falla, que conforman las crestas y sierras,tienen orientacion E-O mientras que las del labio meridional se disponen en direccion NNE-SSO.Este desgarre supone un plano de discontinuidad para la transmisividad de los acuıferos en lascalizas cretacicas del Prebetico interno de las sierras de la Umbrıa de la Mata, de Angula y delTobar, que drenan hacia el N, provocando el afloramiento de aguas subterraneas en multitud demanantiales alineados en el entorno de esta gran falla (Sanchez Gomez et al., 2012).

Los caudales de agua subterranea descargados aquı, a lo largo del Cuaternario, han sido muyvariables siendo muy probable que, en diversos periodos del pasado, hayan sido mas voluminososque en la actualidad. Esto ha permitido la acrecion de grandes mantos tobaceos alineados coneste accidente, que progradaban desde el mismo hasta las zonas inmediatas topograficamente masdeprimidas. Conformaban grandes plataformas con ligera inclinacion, que terminaban en frentes decascadas lobulados de centenares de metros de extension. Los mantos de Socovos, Ferez y Abejuelaparecen ajustarse a este modelo genetico en virtud de su posicion alineada al N de la zona de falla:

En Socovos quedan retazos de un manto, colgados 80 m sobre la superficie de drenaje actual,en los altos del Calvario y el Puntal de Cueva Higuera, correspondiendo a una zona apicaly en el Cortijo de Casa Nueva, en el area distal. Al parecer, su paleotopografıa descendıaprogresivamente desde la cota de 800 m hasta la de 600 m a lo largo de 6 km en direccionNNE desde el area de alimentacion de la falla, con una superficie mınima original de 10 km2

de los que tan solo se conserva una decima parte (<1 km2, sumando la extension de los tresretazos mencionados).

El manto de Ferez (Fig. 20.14-A) era de menores dimensiones y se dispone colgado 60 mrespecto de los cauces de la red de drenaje actual. De el solo se mantiene en pie su sectordistal donde facies de tallos y estromatolitos abundan en los parajes de cascada, a menos de1 km del area fallada.

El manto de Abejuela no ha sido disectado en su zona apical por lo que tan solo en el frentede cascada, el arroyo homonimo ha dejado al descubierto sus facies distales con espesores dehasta 25 m. La morfologıa de su superficie es convexa y dendrıtica en planta, progradandoen abanico sobre la topografıa deprimida del valle.

Otro manto a considerar es el Letur con una morfologıa compleja y poligenica. Se conserva unnivel colgado y muy cementado a 300 m sobre los cauces actuales en los parajes de Solana de losPollos y Llano de la Vida. Sus afloramientos han sido desmantelados por la erosion y los retazosse vinculan al ambito distal. Su superficie debio alcanzar los 7 km de longitud (desde los bordesdel acuıfero en calizas cretacicas de Sierra Angula hacia el rıo Segura) y fosilizo los materialeslacustres cenozoicos de una pequena cubeta local. Por debajo de este degradado dispositivo, yencajado unos 130 m sobre su antigua topografıa, se extiende el manto actual de Letur; se hallamuy bien conservado desde el area apical hasta los parajes de cascada, a lo largo de un frente de2 km de ancho, progradando 1,4 km sobre la vaguada excavada por el arroyo de Letur en margaslacustres. El centro historico de esta localidad se emplaza sobre el lobulo progradante mas recientedel sistema que cae en una cascada compuesta (Fig. 20.14-B). El conjunto representa uno de losmayores exponentes de este tipo en la Penınsula Iberica y continua en la actualidad siendo un areade descarga hidrogeologica activa, con numerosos manantiales calcificantes, que ahora se encuentranprincipalmente en la base del edificio tobaceo karstificado de Letur (Mallada y Vidal, 1914).

3.2. EDIFICIOS DE MANANTIAL

La Sierra de Segura alberga multiples acuıferos karsticos de flujo difuso que han sido monito-rizados en los puntos de surgencia desde hace dos decadas (Cruz Sanjulian et al., 1990; Moral et

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al., 2005 y 2008). En sus alrededores se han originado numerosos edificios tobaceos colgados dereducidas dimensiones. Se trata de aguas bicarbonatadas calcicas y calcico-magnesicas con valoresde pH comprendidos entre 7- 8 y contenidos en Ca y en Mg de 40–50 mg/L y 10–20 mg/L respec-tivamente. Sus tiempos de residencia en el seno de los acuıferos suelen ser de varios meses y susmanantiales inerciales favorecen, ademas, cierta regularidad a los flujos fluviales del regimen de losrıos Segura, Taibilla y Zumeta; ası, por ejemplo, el Taibilla cuadruplica el caudal entre Nerpio yel Segura, al drenar el anticlinorio entre Letur-Socovos de la Sierra de Zacatın (Masach Alavedra,1948).

Figura 20.14: Ejemplos de afloramientos de toba en manto asociados a la falla de Socovos: A: Vista hacia el SEde los mantos de (1) Ferez de 40 ha y (2) Abejuela de 117 ha, progradando hacia el arroyo de Abejuela. El mantode Ferez esta muy erosionado y desconectado de su zona apical, a diferencia del de Abejuela, que se conservacasi completamente y tan solo esta cubierto de depositos coluvionares. El primero se encuentra colgado sobre elsegundo unos 45 m por lo que se le induce una edad inferior. El manto de Abejuela esta disectado en su area distalpor el arroyo, permitiendo apreciar claramente la estratigrafıa en cortes 15 m de potencia visible de margas, faciesde tallos, oncolitos y gravas. Se indican las localizaciones estimadas de los paleomanantiales que alimentaron estasmorfologıas, ası como los manantiales aun activos. B: Manto de Letur, mostrando los sucesivos niveles escalonadosy la forma de abanico en planta del lobulo mas reciente en el que se asienta el centro historico. El manto perfiladoen la imagen, de 220 ha, representa tan solo una parte de los afloramientos tobaceos en este sector, en el que sehan identificado retazos de un nivel anterior, colgado 120 m sobre el de Letur, que debio alcanzar una extensionmaxima de 2000 ha.

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LAS TOBAS EN ESPANA

Vinculados a muchos de los manantiales de acuıferos fragmentados, se ha desarrollado un elencode conjuntos tobaceos de diverso tamano (Fig. 20.15-C), cerca de los principales rıos. Entre ellosdestacan los del rıo Segura en La Toba y Miller –Jaen- (Fig. 20.15-D), Gontar, Alcantarilla y LaGraya –Albacete-. En el Zumeta sobresale el dispositivo de Tobos y en la cuenca del Taibilla,por la margen derecha, los manantiales que avenan la Unidad Hidrogeologica de Juan Quilez hanconstruido sendos dispositivos en La Toba (Nerpio), Vizcable y El Tobar (Letur) (Fig. 20.15-F y20.15-G).

Figura 20.15: Ejemplos de afloramientos de toba fosiles del Prebetico interno. C: Superficie ocupada por unarampa tobacea, completamente disectada, de 1200 m de extension y 30 m de potencia maxima del rıo Seguraen un tramo de acusada pendiente -de izquierda a derecha-, en las inmediaciones de Poyotello (Pontones). D:Vista general de los edificios de manantial colgado de Miller (Jaen), sobre el canon del rıo Segura. Los relievesdel fondo corresponden con el Calar del Cobo y dan idea de lo fragmentados que estan los acuıferos de esta zonaseptentrional de la Sierra de Segura y el espesor de los acuıferos carbonaticos. E: Detalle del encajamiento (25m) del rıo Segura en la rampa de Poyotello. F: Edificio tobaceo de manantial colgado de Vizcable (Albacete), enla margen derecha del rıo Taibilla, en la confluencia de la Rambla del Almez. Se indica la posicion del manantialemplazado en una falla normal que pone en contacto las calizas cretacicas y eocenas con conglomerados y margasdel Plioceno. G: Edificio de manantial de Los Tobares, en la margen derecha del rıo Taibilla, con un desarrollo enplanta a modo de abanico. La topografıa suavizada de la vertiente sobre la que se asienta controla su morfologıaregular en un solo escalon. Este edificio presenta frecuentes facies de oncolitos con gran tamano (< 9 cm dediametro).

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El tamano de los edificios depende del rango de la zona drenada por los manantiales que losalimentan, de la dimension ası como del tipo de acuıfero pero no suelen superar los 300 m deancho y los 60 m de salto, teniendo un caracter poligenico al imbricarse facies muy cementadaspleistocenas con otras mejor conservadas. En la mayor parte de los casos, estos conjuntos mantienenuna actividad incrustante menor, pero tambien hay edificios completamente fosiles como es el casode la toba de La Molata, en La Graya, colgada 250 m sobre el manantial activo actualmente.

3.3. LAS TERRAZAS TOBACEAS

La mayor parte de los valles de este territorio presenta terrazas detrıticas aunque solo en trechosmuy localizados. Han sido conformadas a partir de flujos liberados por manantiales karsticos quevierten sus aguas inmediatamente a los cauces de estos rıos originando rampas y replanos tobaceos.Destaca, en primer lugar, el tramo alto del rıo Segura entre Pontones y Huelga Utrera (8 km),donde abundan las acumulaciones tobaceas, aunque de modo discontinuo. Entre ellas sobresaleuna impresionante rampa de 1000 m de longitud (Gonzalez Ramon et al., 2006) completamentedisectada, a la altura de Poyotello (Fig.20.15-C y 20.15-E). El primer tramo de terrazas se alimentadel manantial del Molino de Loreto y la rampa de Poyotello mientras que los siguientes, hastaHuelga-Utrera, del manantial de la Cueva del Agua, ambos en la Unidad Hidrogeologica de LasPalomas. En el Taibilla, otro conjunto de importancia debe su origen a las aguas de un barrancolateral -Las Acedas- en Nerpio, donde a lo largo de sus 1,8 km de recorrido, ha motivado la aparicionde diversas generaciones recientes de terrazas donde se entremezclan carbonatos y facies detrıticas.Por ultimo, en Yetas de Arriba, el Arroyo de la Zorrera tiene los unicos manantiales que drenan laUnidad Hidrogeologica de la Loma del Sapillo. Este acuıfero coincide con un gran monoclinal quebuza 15º al SE, compuesto por dolomıas del Cenomaniense-Turoniense, calizas eocenas y miocenascon un area de 60 km2. Este manantial, y el rıo que alimenta, formo una pequena rampa de 400 mhoy muy degradada por la erosion. No se tienen datos geocronologicos relativos a la edad de estosedificios.


Esta region del borde meridional de la Submeseta sur se caracteriza por la existencia de unamplio conjunto de acumulaciones tobaceas, en su mayor parte de origen fluvial, ubicadas en unmarco morfoestructural relativamente original en el contexto peninsular. En efecto, la sucesionde escamas, con sus desniveles tectonicos, ha permitido un dispositivo de saltos que han sidoaprovechados por unos cauces alimentados karsticamente para precipitar considerables volumenesde carbonatos. Este es el motivo que explica que, junto a algunos conjuntos de surgencia mas omenos importantes y a ciertos edificios de barrera, hayan progresado espectaculares y prolongadasrampas, morfotipos que personalizan a este ambito tobaceo. A destacar la existencia de notablesmantos tobaceos, mas o menos extensos y degradados, cuya presencia se vincula a la proximidaddel gran accidente tectonico de las Falla de Socovos-Calasparra.

A pesar de este numeroso y notable dispositivo cuaternario es escaso el conocimiento que setiene de sus distintas acumulaciones, a excepcion de algunos valles y parajes. Mınimos son los datosobtenidos respecto a los edificios pleistocenos salvo que, por su desigual posicion geomorfologicacolgada sobre los fondos de valle, pertenecen a varias etapas de este periodo. Las unicas datacioneshan sido obtenidas entre los materiales tobaceos que componen el relleno sedimentario de la cuencade Cordobilla con dispositivos que unas veces superan los 400.000 BP y otras tienen por umbrallos 119.000 y los 95.000 BP. Mayor conocimiento se tiene de los conjuntos asociados a una ultimageneracion incidida actualmente por los cauces fluviales y con multiples testigos sedimentarios que,en ocasiones, ofrecen espesores que superan los 12-15 m. Las dataciones efectuadas en los nivelesorganicos interestratificados con los sedimentos tobaceos denotan una edad holocena, proxima alos 6.000 anos BP desarrollandose (5,22 ka BP) en pleno periodo Atlantico al menos hasta elSuboreal (3,1 ka BP). Sin embargo, no se descarta que algunos grandes conjuntos hayan rebasado

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LAS TOBAS EN ESPANA

cronologicamente los lımites del Holoceno y, por tanto, sus inicios constructores hayan tenido lugaren tiempos finipleistocenos. Los analisis polınicos y malacologicos, junto con la relativa escasezde materiales detrıticos en los rellenos tobaceos de fondo de valle, parecen sugerir unas elevadascondiciones de humedad y de eficaz fitoestabilizacion en las vertientes para este momento holoceno.Cambios ambientales, especialmente vinculados a las actividades antropicas detectadas en la zonaa partir del 2.700 BP. (Andrews et al., 2000), parecen haber sido los responsables de una progresivadisminucion de la eficacia de los procesos de precipitacion en los cauces.

Los procesos de precipitacion de carbonatos se han visto sustituidos en la mayorıa de los vallespor otros caracterizados por el arrastre de materiales detrıticos. Su presencia se ha incrementadoen los tiempos historicos a consecuencia de la degradacion de las cubiertas vegetales exigida porlos usos agrıcolas, ganaderos y forestales de los ultimos siglos.

Estos hechos deberan ser contrastados en futuras investigaciones que, ademas de identificarcon detalle las distintas generaciones cuaternarias presentes en la zona, necesitara precisar susdiversas estratigrafıas, asociaciones de facies y paleoambientes, etc. Tambien sera necesario, abordarlas causas de una difusion disimetrica entre las tobas desarrolladas por multiples lugares en elHoloceno y el caracter restringido de las pleistocenas. Posiblemente, muchas de ellas hayan sidoerosionadas y desmanteladas en unas vertientes de acentuada pendiente y sede de agresivos procesosmorfogeneticos desencadenados en etapas con debiles cubiertas vegetales. Tampoco debe perdersede vista una reciente actividad neotectonica en la zona a la vista del emplazamiento de tantasrampas holocenas desarrolladas sobre escalones morfotectonicos.

AGRADECIMIENTOS

Los autores agradecen al Prof. Lopez Bermudez la informacion facilitada sobre diversas acumulaciones tobaceas

existentes en este ambito espacial y reconocidas durante su trabajo de campo.

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EN ANDALUCIA

Autores 1

INTRODUCCION

Andalucıa es la region peninsular que, junto a Castilla la Mancha, ofrece una mayor abundanciade edificios tobaceos distribuidos por innumerables parajes de su territorio. De igual modo, esteambito geografico sobresale por la presencia de un elevado numero de complejos constituidos portravertinos termales. Esta dual profusion esta motivada por:

la extension y diversidad de los roquedos calizos que componen sus diferentes macizos karsticos(Ayala et al., 1986, Duran Valsero y Lopez Martınez, 1999) y acuıferos asociados, que alcanzanuna superficie de unos 7000 km2 y unos recursos hıdricos medios renovables anualmente deunos 2300 hm3 (Duran Valsero et al., 1999).

la reciente estructuracion tectonica que conforma sus relieves que no solo ha favorecido eldesarrollo de las morfologıas karsticas y endokarsticas (Benavente y Saenz de Galdeano,1988), sino que, tambien, ha controlado el emplazamiento de numerosos manantiales de aguasprofundas.

El estudio de las tobas se ha visto favorecido, a su vez, por varios hechos: los estudios geo-morfologicos generales o regionales realizados en sus relieves karsticos desde hace decadas; unconocimiento hidrologico - geoquımico de sus aguas subterraneas avalado por multitud de trabajos,muchos de ellos magnıficos y que frecuentemente aluden a la existencia de conjuntos carbonaticosen las areas de surgencia, pero imposibles de citar aquı por su elevadısimo numero. Este hecho seplasma en que, junto a la sıntesis regional -Atlas Hidrogeologico de Andalucıa (I.T.G.E., 1998)- susprovincias disponen de extensas monografıas sobre sus acuıferos y aguas, publicadas bajo el auspiciodel I.T.G.E. Finalmente, han de considerarse los notables avances en el ambito geo-espeleologico desu espectacular endokarst ası como en la cronologıa de muchos de sus espeleotemas (Jorda Pardo,1986 y Jorda Pardo et al., 1990; Duran Valsero et al., 1993; Duran Valsero, 1996; Rodrıguez Vidalet al., 1999. . . ).

Los depositos tobaceos andaluces, muchos de ellos incluidos en la red de Espacios Naturalesde Andalucıa, por lo general se emplazan en dos grandes dominios morfoestructurales (I.T.G.E.,1998; Andreo y Duran Valsero, 2008): Sierra Morena, en el Macizo Hesperico, sobre los roquedoskarstificables del Precambrico-Cambrico inferior y la Cordillera Betica; esta ultima organizada,como es bien conocido, en una Zona Interna y otra Externa a partir de criterios paleogeograficos yestructurales. Varias decenas de aportaciones se escalonan en el tiempo desde los anos 60 del siglopasado, tambien imposibles de reproducir en este resumen, existiendo referencias que se remontan

1Se incluye en este apartado una breve y sintetica vision de conjunto, a modo de resumen, que varios colaboradoresy los editores hemos elaborado para paliar la ausencia de la aportacion de nuestro amigo y colega Fernando Dıaz delOlmo, encargado de llevar a cabo este cometido. Una secuencia de problemas personales ha sido responsable de estacircunstancia que todos lamentamos. Nuestro reconocimiento especial a Carlos Arteaga Cardineau, Juan VazquezNavarro y Juan Carlos Velado Lazagabaster por las descripciones aportadas sobre diversos parajes tobaceos de laregion ası como por la amable cesion de diversas imagenes.

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LAS TOBAS EN ESPANA

al siglo XVIII (Duran Valsero, 1996). Casi todas ellas, incluso las mas recientes, utilizan el terminotravertino para aludir tanto a formaciones tobaceas como travertınicas y no es frecuente la alusional posible origen termal o meteorico de las aguas que participaron en su desarrollo.

1. LOS CONJUNTOS TOBACEOS DE LOS TERRITORIOS DEL MACIZO

HESPERICO (Fig. 21.1)

Las series carbonatadas del Precambrico-Cambrico, asociadas a la Unidad Geo-estructural deOssa-Morena, se encuentran diseminadas en afloramientos, no muy extensos y de escaso espesor,compuestos sobre todo por marmoles dolomıticos (Carrasco, 2002). Sobre ellos se han modeladodiversas manifestaciones karsticas (Dıaz del Olmo et al., 1998), unas veces como formas heredadas(lapiaces, dolinas, poljes, paleovalles fluvio-karsticos) y otras vinculadas a relictos de terra-rossa yedificios tobaceos (Baena y Dıaz del Olmo, 1988; Dıaz del Olmo et al., 1994). En lo que respectaa estos ultimos, el morfotipo mejor representado corresponde en este ambito al desarrollado cercade las surgencias karsticas (Dıaz del Olmo et al., 1994) y caracterizado por las tıpicas plataformasdelimitadas por taludes marginales donde no faltan cascadas y saltos de agua.

Figura 21.1: Ubicacion de los principales dispositivos tobaceos en el ambito geoestructural de Ossa – SierraMorena. Elaborado a partir de Google Earth.

Los conjuntos mas representativos se ubican en: Alajar y Zufre –Huelva- (Baena y Dıaz delOlmo, 1989); Cazalla de la Sierra –Sevilla- y Hornachuelos, Mirador de Cruz Conde, Los Arcosy Valdehuertas –Cordoba-. Otros dispositivos se disponen en el interior de algunos valles dondecoexisten acumulaciones funcionales cerca de los cauces (Rivera de Hueznar del Rey, en Sevilla;Arroyo del Molino, en Cordoba) y conjuntos incididos por la erosion fluvial (entre ellos sobresalenla ya citada Rivera de Hueznar del Rey, aguas abajo de San Nicolas del Puerto, y el Arroyo de laVilla, en Constantina). Ademas, testigos tobaceos se vinculan a paleovalles fluvio-karsticos comolos de Cartuja de Cazalla (Sevilla) y Pena Melaria (Cordoba). Cronologicamente, los mas antiguos,que se remontarıan al Pleistoceno inferior y medio (representado por epocas de polaridad inversa–Matuyama, 700.000 BP-), son los emplazados en los citados paleovalles que, ademas, ocupan las

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21. LAS ACUMULACIONES TOBACEAS EN ANDALUCIA

posiciones topograficas culminantes y fueron dependientes de antiguas surgencias; por su partelos dispositivos fluviales serıan mas modernos, Pleistoceno medio y, sobre todo, superior ası comoTardiglaciar.

En Constantina y Santa Marıa de Trassierra se situan los sectores con tobas de mayor interes.

1.1. CONSTANTINA

Los alrededores de esta localidad sevillana ofrecen un modelado karstico donde, ademas, de unanotoria superficie de erosion destacan varios poljes (La Aurora y Llanos de Fuente. . . .) y algunaque otra depresion (Baena y Dıaz del Olmo, 1988). Como testigos tobaceos senalar un conjuntorelicto (25 m de espesor) colgado sobre el cauce del Arroyo de la Villa (Delannoy et al., 1989a)que se desarrollo a partir de las aguas del acuıfero de Constantina–Cazalla. La fauna malacologicarecogida sugirio un contexto ambiental de tipo palustre en un medio forestal mediterraneo (Porrasy Dıaz del Olmo, 1997; Porras, 2000). Una de sus plataformas, la intermedia, aporto una edad de52,1 ka BP en las estructuras de sus cascadas, mientras que la inferior pertenece al Holoceno (Dıazdel Olmo et al., 1989; Baena et al., 1997b, Porras 2000).

1.2. SANTA MARIA DE TRASSIERRA

El entorno comprendido entre Santa Marıa de Trassierra y Las Ermitas delimitado por los vallesdel rıo Guadiato y Guadalmellato, es el que ofrece, ademas de un notable paleokarst, un mayornumero de edificios de toba en este ambito geoestructural. Se distribuyen en siete plataformasdesarrolladas en el transcurso de varias etapas del Cuaternario antiguo, medio y reciente. Entreellas sobresalen las plataformas de: Melaria, conformada durante el Cuaternario antiguo sobre unpaleovalle labrado en la superficie de corrosion; y la de Huerta de los Arcos y Mirador de la Cruz,en las que los carbonatos tobaceos recubren materiales detrıticos de tipo coluvionar (Baena et al.,1993; Dıaz del Olmo et al., 1994 y 1998).

Se han llevado a cabo (Lopez Fernandez, 2007) algunas dataciones por diversos procedimientoscronologicos en varias de estas plataformas. La superior pertenecerıa (U/Th) al MIS-5 (121 ka BP),mientras que otra, mas baja e igualmente incidida, ofrecerıa una contrastada cronologıa mediantepaleomagnetismo (118 ka -MIS 5- y 50-26 ka). Por debajo, otros replanos de menor entidad fueronasignados (U/Th) al Holoceno (7 ka BP – MIS-1).

2. LOS EDIFICIOS TOBACEOS EN LA CORDILLERA BETICA

La Cordillera Betica incluye en su armazon fisiografico una considerable multitud de macizosy relieves calizos que ofrecen un modelado esculpido por los procesos de disolucion abundando porello los dispositivos tobaceos en sus vertientes y valles (Fig. 21.2). En la genesis de las espectacularesformas karsticas han concurrido hechos estructurales y morfoclimaticos: en primer lugar, la ampliarepresentacion y potencia que ofrecen muchos de sus afloramientos calizos, pertenecientes a distintasetapas geologicas y dispuestos en variadas posiciones tectonicas; en segundo, unas condicionesaltimetricas que han incrementado los valores de las precipitaciones y propiciado el desarrollo deunas importantes masas forestales en diversas etapas de la evolucion cuaternaria. La convergenciade estos factores ha sido responsable de las numerosas manifestaciones exokarsticas que se adviertenen sus paisajes -lapiaces, morfologıas del tipo “Torcal”, corredores, campos de dolinas, poljes dediversas dimensiones y canones fluvio-karsticos- (Delannoy 1984, 1989 y 1999; Delannoy et Dıazdel Olmo, 1986. . . ) y del intrincado dispositivo endokarstico existente en esta cordillera. Entre susprotagonistas pueden citarse las cuevas del Sistema Hundidero-Gato (8 km) en la Sierra de Libaro la famosa Cueva de Nerja y junto a ellas, simas de enorme profundidad como la Sima GESM,de 1010 m de desnivel (Duran et al., 1999) en la Sierra de Las Nieves, etc. Buena parte de estemodelado –exokarstico y endokarstico- conocio un notable desarrollo al final del los tiempos delPleistoceno superior (MIS-2) bajo unos ambientes donde las fases de humedad se combinaron con

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LAS TOBAS EN ESPANA

otras caracterizadas por la eficacia fragmentadora de los procesos de hielo-deshielo en los roquedoscalizos (Dıaz del Olmo y Delannoy, 1989; Dıaz del Olmo y Alvarez Garcıa, 1989; Dıaz del Olmo etal., 1997. . . ).

Figura 21.2: Conjuntos tobaceos y travertınicos en la Cordillera Betica andaluza y areas adyacentes. Elaborado apartir de Google Earth.

2.1. LAS ACUMULACIONES TOBACEAS INSERTAS EN LA ZONA EX-TERNA (FIG. 21.2)

En la Zona Externa andaluza -Prebetico, Subbetico (externo, medio e interno) y Penibetico- laabundancia de roquedos calizos, mas o menos karstificados de edad mesozoica y cenozoica (Carrasco,2002), ha permitido el desarrollo de importantes depositos tobaceos. No sucede ası, en las UnidadesIntermedias ya que en ellas las manifestaciones karsticas son de escasa relevancia debido a lacomposicion margosa de los materiales que las conforman.

2.1.1. SIERRAS DE SEGURA Y CAZORLA

Ambas alineaciones montanosas, con areas cimeras bien modeladas por los procesos de disolu-cion, discurren paralelas a lo largo de decenas de kilometros separadas por el valle del rıo Guadal-quivir, conformando los confines mas occidentales del Prebetico. En sus estrechos valles descarganmultitud de manantiales karsticos que, ademas de alimentar los caudales del propio Guadalquivir,del Segura y otros (Cruz Sanjulian et al., 1990), han originado innumerables conjuntos tobaceos dediferente entidad, apenas estudiados. Solo en la Sierra de Segura se han inventariado y analizadolas caracterısticas hidroquımicas de mas de medio centenar de manantiales con aguas que brotan,en su mayorıa, entre los 9ºC y los 13ºC (Moral et al., 2005 y 2008).

Destaca el valle del rıo Borosa que, a partir del Salto de los Organos, ofrece un lecho carac-terizado por su elevado gradiente lo que ha inducido una turbulencia capaz de generar un ampliodispositivo tobaceo. Consiste en una asociacion de cuatro notables plataformas, delimitadas por

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otros tantos conjuntos de cascada, que ofrecen un espesor cercano a la decena de metros y quedescansan discordantemente sobre las calizas cretacicas de este sector (Jimenez de Cisneros et al.,2002); tambien se ha senalado la existencia de barreras y pequenos humedales adosados, mas omenos colmatados por sedimentos tobaceos liberados de aquellas y arrastrados durante los eventosde alta energıa (Alfaro et al., 1999). Los valores isotopicos obtenidos en los distintos carbonatos queconforman las tobas de este valle ofrecen muy pocos contrastes: δ13C = -6� a -9� y δ18O = -6�a -8� (Jimenez de Cisneros et al., 2002). Hacia aguas abajo, la precipitacion de tobas disminuyenotoriamente aunque todavıa se advierten reducidas construcciones erigidas en pequenas rupturasde pendiente ası como ciertos recubrimientos carbonaticos (Fig. 21.3).

Tambien a subrayar la presencia de otros dispositivos en el valle del Guadalquivir y sus afluentesAguacebas Grande y Aguacebas Chico, Guadalimar, etc. (Alonso Otero, 1998).

Figura 21.3: Valle del rıo Borosa. Precipitacion de carbonatos inducida por la presencia de material detrıtico enel cauce.

2.1.2. SIERRA MAGINA

Las diferentes unidades subbeticas ofrecen un contrastado comportamiento ante los procesos dedisolucion, especialmente motivado por la aptitud de sus roquedos a la karstificacion y muestranimportantes acumulaciones tobaceas, apenas estudiadas. Destacan los flancos de Sierra Magina, alsur de Jaen en los que se desarrollan edificios de surgencia (Pegalajar, La Guardia de Jaen, Arbuneily otros), algunos con notables dimensiones (Fig. 21.4).

Figura 21.4: Edificios tobaceos al pie de relievessubbeticos en el ambito del Parque de Sierra Magi-na. Vista del conjunto tobaceo de Pegalajar (Jaen).

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LAS TOBAS EN ESPANA

2.1.3. AREA DE PRIEGO

En el contacto entre el Subbetico Externo (Sierra de Cabra) y el Medio (Sierra Horconera),concretamente en la vertiente de esta ultima sierra, se ubica un notable dispositivo tobaceo de edadreciente (Dıaz del Olmo, 1989; Delannoy et al, 1989c) cuyo origen esta asociado a las distintasmorfologıas exokarsticas (polje, paleovalles) desarrolladas en el entorno. Desciende desde los 660 mhasta los 450 m y se articula en dos grandes afloramientos que sirven de emplazamiento al caserıode esta localidad cordobesa siendo el mas notorio el denominado “Adarve-Cube” (Dıaz del Olmoet al., 1992).

Mediante el metodo de U/Th se han identificado cuatro etapas (Dıaz del Olmo et al., 1992y Dıaz del Olmo, 1994): una cercana al momento algido global de los frıos del MIS-2 (18,9 kaBP), otra Preboreal (8,9 ka BP) y las dos ultimas correspondientes al Atlantico (7,2 ka BP) ySubatlantico (2,6 ka BP). Como caracterısticas a resenar, la existencia de restos de Pinus y Oleaentre los sedimentos del periodo Atlantico y la evidencia de una notable antropizacion del medionatural con la llegada del Subatlantico; a partir de entonces se ralentizaron las tasas de precipitacionde carbonatos e incluso las anulo, por lo que las facies detrıticas pasaron a ser dominantes. En lostiempos medievales se incremento la presion del hombre sobre el medio natural, buena prueba deello es la abundante extraccion de material tobaceo, durante la Baja Edad Media, destinado a lasmurallas o la desviacion de los flujos de agua para los terrazgos agrıcolas y el abastecimiento a lalocalidad (Dıaz del Olmo et al., 1992).

Tambien en las proximidades de la localidad de Almedinilla (Fig. 21.5) se localizan otras acu-mulaciones de interes.

Figura 21.5: Vista de las acumulaciones tobaceas en la margen izquierda del rıo Almedinilla, afluente del Guadajoz(Jaen). Fotografia cedida amablemente por Juan Carlos Velado.

2.1.4. ENTORNO DE LA LOCALIDAD DE LOS FRAILES (JAEN)

En los alrededores de Los Frailes –pueblo apoyado en un edificio de toba- y a lo largo de 4 kmen el valle del rıo Velillos, existen importantes depositos carbonaticos (Fig. 21.6), tanto de origentransversal, asociados a edificios de surgencia de notorio espesor (30 m), como desarrollados en elcauce del rıo (Garcıa Garcıa y Nieto, 2005; Garcıa Garcıa et al., 2013). Las facies de unos y otros hansido profusamente analizadas desde posiciones petrograficas y sedimentologicas. Pertenecen a dosgeneraciones de edad muy contrastada 106,8 ka BP y 9,8 ka BP (U/Th) y se habrıan desarrollado encondiciones interglaciares caracterizadas por ambientes termicos templados, con notable humedada la vista de sus datos geoquımicos que no son muy diferentes a la de las tobas de otros lugares delCampo de Montiel o del Sistema Iberico (Garcıa Garcıa et al., 2013).

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Figura 21.6: Edificios tobaceos en Los Frailes (Jaen). A la izquierda vista del edificio de surgencia holoceno en lamargen derecha del rıo Velillos. A la derecha carbonatos tobaceos pleistocenos de origen fluvial apoyados sobremateriales detrıticos del rıo Velillos.

2.1.5. RELIEVES GADITANOS: SIERRAS DE LAS CABRAS, LA SILLA Y AL-GODONALES

Sobresale la Sierra de las Cabras en cuyo flanco occidental se localiza el famoso manantialdel Tempul alimentado desde un acuıfero de 42 km2 conformado por los carbonatos subbeticosasociados a aquellos relieves serranos. Las aguas han construido un edificio tobaceo (1 ha) dondeabundan las facies de cascada y, desde hace siglo y medio, son aprovechadas por un prolongadoacueducto que abastece a Jerez. Sus derrames originaron concreciones laminadas cuyas senalesisotopicas fueron estudiadas recientemente (Vazquez Navarro et al., 2008).

Tambien las Sierras de La Silla y de Algodonales, en el ambito de Grazalema, disponen dealgunas acumulaciones tobaceas aunque poco estudiadas. En la primera se ubican en su vertienteoccidental (Martos Rosillo et al., 2010) y en el otro relieve serrano ciertos dispositivos fueron datados(Ojeda Zuzar et al., 1987) mediante 14C ofreciendo una edad holocena (9.000 – 8.500 BP).

2.1.6. VERTIENTE SEPTENTRIONAL DE LA SERRANIA DE RONDA

La Serranıa de Ronda, como es bien conocido, a grosso modo se estructura litologicamentea caballo entre los roquedos penibeticos de la Zona Externa al norte y los de la Dorsal Beticaperteneciente a la Zona Interna al sur (Duran Valsero et al., 1999). Ası, las Sierras del Endrinal, deLibar o el Macizo del Torcal de Antequera ofrecen un rico modelado karstico donde abundan lasmorfologıas exo-karsticas -poljes, canones, modelados ruiniformes. . . .- y endokarsticas.

En lo que respecta a las acumulaciones tobaceas, las mas estudiadas se ubican en el tramoalto del Guadalhorce, concretamente en los valles de los rıos Corbones y Guadateba, alrededoresde Canete la Real. En ellos hace ya tiempo se detecto la existencia de diversas acumulacionestobaceas colgadas a diferentes alturas (la mas elevada a +100 m) sobre los cauces, fruto del secularencajamiento dirigido por la evolucion de los niveles de base (Cruz Sanjulian, 1981). La aplicaciondel metodo 14C permitio conocer la edad de cinco muestras pertenecientes a los afloramientos deLa Estacion de Canete (36,6 ka BP), La Mesa (27,1 ka BP), La Cueva del Becerro (26,0 ka BP),Serrato (13,6 ka BP) y rıo de La Venta (8,8 ka BP) que se habrıan desarrollado en el transcursode episodios calidos o templados (Cruz Sanjulian, 1981). Estas cronologıas permitieron evaluar lastasas de encajamiento fluvial desencadenadas por los cauces en diferentes momentos, destacandolos valores de 7,5 mm a-1 desde el 28 ka BP hasta el 13,5 ka BP y de 8,7 mm a-1 registrados desdeel 13,5 ka BP hasta la actualidad; en el sector de la Estacion de Canete, la tasa de incision serıade 4 mm a-1 en los ultimos 35.000 anos2.

2La interpretacion de algunos datos dio lugar a una cierta controversia (Duran, 1989 y Cruz Sanjulian, 1989).

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2.2. LAS ACUMULACIONES TOBACEAS UBICADAS EN LA ZONA IN-TERNA (FIG. 21.2)

La zona interna, salvo el complejo Nevado-Filabride constituido casi exclusivamente por rocasmetamorficas no carbonaticas, presenta numerosas acumulaciones tobaceas cuyo amplio desarrollose vincula a los roquedos karsticos que arman los relieves de los distintos complejos –Alpujarride,Malaguide y Dorsal Betica- que conforman esta unidad Betica. Acompanan a estos conjuntos di-versos afloramientos travertınicos desarrollados a partir de surgencias termales, tan frecuentes enlas lıneas de fracturacion que compartimentan este gran dispositivo montanoso.

2.2.1. SERRANIA DE RONDA (VERTIENTE MERIDIONAL) Y SIERRA DE TO-LOX

Los distintos relieves -Sierra de las Nieves, Prieta y Bonela- que componen la vertiente meri-dional de esta espectacular serranıa y su prolongacion occidental -Serranıa de Grazalema-, fueronanalizados hace ya tiempo (Delannoy et Guendon 1986; Delannoy et Dıaz del Olmo, 1986; Delannoy,1987, 1992 y 1999,. . . ). Pronto, en aquellas aportaciones quedo establecida la relacion dependien-te entre el modelado karstico de sus roquedos calizos y la existencia de multiples acumulaciones,genericamente denominadas “travertınicas” sin que, en muchas ocasiones, aquellos estudios mati-cen que dispositivos se vinculan a surgencias termales y cuales a aguas meteoricas (Delannoy etGuendon, 1986; Delannoy, 1992). A destacar el hecho de que reconociendo el caracter termal deciertos conjuntos se involucro a las variaciones climaticas como parcialmente responsables de suorigen (Delannoy, 1992).

En este ambito pueden diferenciarse dos grupos tobaceos de contrastada cronologıa: el mas anti-guo es precuaternario mientras que el otro ofrece edades mas modernas y sus dispositivos se ubicanen los alrededores de Jorox, Tolox y Yunquera. Este sistema mas reciente esta constituido, sobretodo, por edificios de surgencia emplazados en el contacto tectonizado que separa los materiales dela Dorsal Betica y los Mantos Alpujarrides-Malaguides. Su perfil escalonado ha sido interpretadodualmente como respuesta a la incision efectuada por la red hidrografica (Delannoy et al. 1993)incentivada por el levantamiento estructural de estos relieves beticos.

El conjunto mas remoto se ubica en el Puerto de Los Martınez, en la vertiente sur de laSierra de Alcaparaın, y se emplaza en las inmediaciones del contacto entre las calizas mesozoicas(Dorsal Betica) y el flysch cenozoico, sobre el que se apoya. Desde el momento de su identificacion(Delannoy et al., 1989a), este afloramiento ha atraıdo una gran atencion debido a sus caracterısticasentre las que sobresalen, ademas de su remota edad (Mioceno medio o superior), la presencia derestos de una flora tropical o subtropical (que existıa en la region mediterranea entre el Oligocenoy el Plioceno) y la identificacion de huellas de la actividad de litofagos, lo que supone una posicionpaleogeografica original en plena costa para este deposito hoy alzado a mas de 600 m de altitud.De igual modo, ofrecio una polaridad positiva en su muro y negativa hacia el techo (Delannoy etal. 1993).

El complejo de Jorox se halla constituido por cinco formaciones embutidas y escalonadas en laGarganta de las Siete Fuentes. Salvan un desnivel de >200 m y fueron alimentadas por carbonatosaportados tanto por el manantial karstico de Jorox (con un caudal medio actual de 300 L/s), comopor otras surgencias (Delannoy et al., 1997). Varios niveles componen este dispositivo (Delannoyet al., 1993 y 1997):

� El conjunto superior integrado por dos unidades ligeramente empotradas muestran notoriashuellas de karstificacion. La primera formacion de La Cruz (585-580 m), descansa sobre un nivelaluvial; por debajo (565-560 m), la segunda presenta una superficie (600 m de longitud alcanzandohasta 100 m de espesor hacia aguas abajo) delimitada por un escarpe coincidente con un frenteprogradante de cascadas relictas. Las dataciones efectuadas en las tobas, ası como en las concrecio-nes endokarsticas alojadas en las cavidades que atraviesan su seno, arrojan, todas ellas, una edadsuperior a 350.000 anos. Atendiendo a la relacion (U234/U238) se sugirio que este edificio podıa

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tener mas de 1,5 MA (Delannoy et al., 1993). Por su parte, los analisis paleomagneticos realizadosdetectaron como el nivel mas alto (Formacion La Cruz) revelaba una polaridad inversa, mientrasque el segundo escalon ofrecıa polaridad normal. Aquellos datos establecieron su ubicacion en elevento Matuyama con posible registro del transito positivo Olduvai o Jaramillo (Baena et al., 1996).

� El conjunto intermedio (500-480 m) corresponde a la plataforma de Jorox y alcanza hasta40 m de espesor descansando sus carbonatos tambien sobre aluviones heterometricos. Las datacio-nes U/Th suministraron una cronologıa que, como la anterior, era superior a 350.000 anos y conpaleomagnetismo positivo.

� Mas abajo (415-410 m) ya proximo altitudinalmente al fondo de valle, se dispone otraacumulacion (30-50 m de espesor) que arrojo una edad (U/Th) de 116 ka BP coincidiendo conel “Eemiense”. En el se han advertido barreras tobaceas, con gran cantidad de restos vegetales,ası como depositos palustres asociados a la retencion de agua provocada por aquellos obstaculostobaceos. La flora identificada sugiere un medio forestal dominado por unas condiciones ambienta-les de tipo templado donde se desarrollaba: Quercus ilex, Q. faginea, Nerium oleander, Salix sp.,S. pedicellata, S. caprea, Vitis silvestris, Rubus sp., Smilax aspera, Hedera helix, Corylus avellana(Delannoy et al., 1993).

� Por debajo (380 m), y encajado en el anterior, aparece el cuarto dispositivo (30 m de espesor)que incluye barreras tobaceas y depositos carbonatados en las areas de remanso de las aguas;abundan los restos vegetales incrustados en carbonatos que atestiguan una cubierta forestal de tipomediterraaneo con Q. ilex, Q. faginea, Acer monspessulanum y Olea sp. Su edad, en el area de lascascadas, quedarıa comprendida entre el 9,6 ka BP y el 7,4 ka BP (Delannoy et al., 1993).

El paleomagnetismo de los dos ultimos niveles resulto positivo -Epoca Bruhnes- (Delannoy etal., 1997). Por otra parte, el desnivel que salvan los sucesivos escalones tobaceos (unos 100 m) fueel resultado de diversas fases de incision desencadenadas por la red hidrografica. Sus ultimas etapasserıan coetaneas a los tiempos frıos del Pleistoceno reciente siendo la ultima posterior al Boreal yatribuida, como hipotesis a los posibles efectos asociados a la ocupacion humana (Delannoy et al.,1997).

En los alrededores de Tolox se localizan distintos conjuntos estudiados en los anos 80 y 90(Delannoy et Guendon, 1986; Delannoy et al., 1989b; Delannoy, 1992; Duran Valsero, 1996). Unaparte de ellos se desarrollo a partir de los manantiales termales emplazados en el contacto entrelos carbonatos de la Dorsal Betica y los roquedos peridotıticos que afloran en la zona. Ciertasacumulaciones de importante volumen llegaron a tener una entidad morfologica en el paisaje comoes el caso de las denominadas “Mesas de Tolox” (Delannoy, 1992). Componen tres grandes escalonesen el valle de Los Horcajos a 465 m, 420 m y 390 m de altitud cuyos carbonatos fueron datadospor U/Th. Los dos peldanos mas elevados aportaron edades superiores a 350 ka BP. En el senocarbonatado del nivel intermedio abundan macrorrestos vegetales con hojas de Laurus nobilis y deSalix sp. y aparecen concreciones espeleotemicas en el interior de una cavidad fruto de una etapa dedisolucion, acontecida en el MIS-7 (247 ka BP) (Delannoy et al., 1993). En el nivel inferior, datadoen torno a los 105 ka BP (Delannoy et Guendon, 1986), se han identificado tambien Laurus nobilisjunto a Quercus caducifolio (Delannoy et al., 1993). A resaltar el hecho geomorfologico que las dosplataformas mas bajas se apoyan sobre brechas de pendiente y no faltan entre ellas fragmentostobaceos caıdos desde el nivel mas alto (Delannoy, 1992).

En Yunquera aparecen nuevas acumulaciones carbonaticas alimentadas por el manantial de ElPlano. Tres/cuatro conjuntos escalonados de edades diacronicas se localizan en sus alrededores. El“nivel superior” se ubica entre 680 y 660 m e incluye carbonatos pertenecientes a tres generacionescuyas edades serıan >350 ka BP, 90 ka BP y 18 ka BP. Esta ultima (18 ka BP) fue consideradacomo discutible al contrastarse con otros datos regionales (Duran Valsero, 1996). Por su parte, el“nivel intermedio” se dispone a unos 600 m y estarıa formado por dos generaciones carbonaticas:una de mas de 350.000 anos y otra de edad desconocida, aunque posiblemente pudiera ser semejantea la mas moderna del dispositivo anterior (Duran Valsero, 1996). El “nivel inferior”, a 570-530 m,remontarıa tambien su edad mas alla de 350 ka BP (Delannoy et al., 1993).

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2.2.2. LA SIERRA BLANCA Y DE MIJAS

Mas alla de la Serranıa de Ronda y hacia el Mar Mediterraneo, se alzan dos alineaciones mon-tanosas constituidas por marmoles alpujarrides que protegen a la Costa del Sol y en cuyas vertientesse asientan numerosas acumulaciones carbonaticas (Duran Valsero et al., 1988a y Duran Valsero,1989b y 1996; Comino y Senciales, 2012) que se extienden hasta el litoral.

La Sierra Blanca presenta depositos tanto en su flanco meridional, por encima de Marbella(alrededores de Puerto Rico), como en sus bordes occidental (valle del rıo Verde, en Istan) y oriental(Ojen). Sus edades son pleistocenas, holocenas y actuales sugeridas por datos geomorfologicos(Comino y Senciales, 2012).

Por su parte, la Sierra de Mijas ofrece en su vertiente meridional tres grandes conjuntos escalo-nados en funcion de su edad. El mas antiguo (Mijas), a 430-400 m, podrıa vincularse al MIS-7 yaque su edad serıa de unos 217 ka BP. El dispositivo de Benalmadena, entre 250 y 200 m de altitud,se desarrollo durante el MIS-5 (109 ka BP y 86 ka BP). El nivel inferior, en Torremolinos (a unos 80m), es polifasico y ofrece una configuracion articulada en varios cuerpos encajados que se extiendenhasta alcanzar costa constatandose que, al menos, se prolongan a una profundidad de unos 10 mbajo el nivel del mar actual. Inicialmente, su edad se incluirıa en el MIS-2 ofreciendo una notablecoincidencia entre las edades obtenidas por ESR (26,5 ka BP y 25 ka BP) y U/Th (27 Ka BP)(Duran Valsero et al., 1988a y 1989b; Duran Valsero, 1989b), sin embargo, nuevas dataciones en labase del conjunto aportaron una edad (156-138 ka BP) correspondiente al MIS-5 (Duran Valseroet al., 2002).

En la vertiente septentrional sobresalen los edificios de Alhaurın de la Torre (242 ka BP),Churriana (75 ka BP) y de Alhaurın el Grande (28,7 ka BP). A senalar la presencia de otrodispositivo en su borde oriental que ha ofrecido una edad superior a 350 ka BP emplazandose enla cota mas baja de este conjunto, muy por debajo de la formacion mas moderna de Alhaurın elGrande (Duran Valsero, 1996).

En sıntesis, las formaciones carbonaticas de la Sierra de Mijas se desarrollaron a lo largo decuatro etapas. La mas remota excede los 350.000 anos y podrıa haberse desarrollado durante unprolongado periodo que incluirıa desde el Plioceno hasta el Pleistoceno medio final; posiblemente, sevincularıa al inicio de la conformacion del drenaje karstico hacia la Cuenca de Malaga. La segundaetapa (conjuntos de Mijas y Alhaurın de la Torre) se correlacionarıa con el MIS-7 y habrıa conocidoeventos estructurales que alzarıan y bascularıan los relieves de esta sierra. La tercera fase (edificiosde Benalmadena y Churriana) pertenecerıa al MIS-5 y, ademas de factores ambientales propicioshabrıan vuelto a coincidir con nuevos factores estructurales. La cuarta etapa, MIS-2, tuvo lugar entorno a 25 ka BP – 30 ka BP (Duran Valsero, 1989b, 1996, Duran Valsero et al., 2002). A destacarel hecho de que en el seno de las acumulaciones tobaceas se han desarrollado cavidades de cortodesarrollo pero que muestran algunas construcciones espeleotemicas: unas son contemporaneas dela formacion del edificio y otras crecieron posteriormente. El ejemplo mas espectacular correspondea la Cueva del Bajondillo, muy proxima al mar, en cuyo seno se aloja un importante yacimientocon diferentes manifestaciones culturales a lo largo de los ultimos 95.000 anos (Duran Valsero etal., 2002).

2.2.3. TRAVERTINOS DE LAS SIERRAS DE ALHAMA, TEJEDA Y ALMIJARA

Tambien los relieves de estas tres sierras que, en algun caso, sobrepasan los 2000 m (Sierra deTejeda), protegen con su disposicion y proximidad a la costa mediterranea localizada al E. de Malagaofreciendo diversas acumulaciones carbonaticas. Entre ellas sobresalen tres grandes conjuntos: elde la Mesa de Zalia, al Sur del Polje de Zafarraya; el emplazado en el area de Maro y el ubicado enla desembocadura del rıo Miel, en el extremo SO de la Sierra de Almijara (Duran Valsero, 1996).

La Mesa de Zalia consiste en una elevada morfologıa tronco-conica compuesta por tobas quepresenta como enigma geomorfologico su posicion aislada respecto a los relieves calizo-dolomıticosde la Sierra de Alhama (Duran Valsero 1996). Las tobas muestran un notable espesor (50 m)

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y se apoyan sobre brechas y conglomerados. Su cronologıa fue asignada al Cuaternario (Vera,1969) aunque Duran Valsero (1996) indica como otros autores sugirieron una edad Pliocena. Lasdataciones obtenidas (U/Th) en diversos lugares del techo de esta mesa han suministrado edadesmuy recientes respecto a las consideradas inicialmente y que estarıan comprendidas entre 80 ka BPy 127 ka BP (80 ka BP., 100 ka BP, 118 ka BP y 127 ka BP) por lo que, en su mayor parte, sehabrıan desarrollado en el transcurso de MIS-5 (Duran Valsero, 1996).

Las acumulaciones de Maro se alimentaron desde un importante manantial karstico que avena elsistema hidrogeologico alpujarride de Las Alberquillas (Andreo et al., 1993). Conforman un extensodispositivo cuya zona distal alcanza la costa (Fig. 21.7) e, incluso, se extiende por debajo del niveldel mar. Desde el punto de vista cronologico fue asignado hace anos al Pleistoceno (Jorda Pardo,1988) y, mas tarde, al Pleistoceno superior (Andreo et al., 1993). Nuevos estudios determinaron unaedad (U/Th) de 46 ka BP (Duran Valsero, 1996). Identico origen tienen los edificios desarrollados enel rio de Miel pues arrancan tambien de una surgencia dispuesta en su cabecera aunque posicionadaa una cota mas elevada: sus carbonatos han dado edades propias del MIS-7 (245 ka BP – 239 kaBP) (Duran Valsero, 1996).

Figura 21.7: Edificio tobaceo en el entorno costero de Maro. Fotografıa amablemente cedida por Carlos ArteagaCardineau.

Tambien de gran interes resultan las formaciones tobaceas alojadas en los Barrancos de LasRuinas, Madronales, Chorreras, etc. que componen la cabecera del rıo Verde (Otıvar) modelada enlas vertientes de la Sierra del Chaparral y de la Almijara. La cartografıa 1/10.000 realizada en estosangostos valles ha permitio inventariar una docena de edificios de origen fluvial donde destacan losconjuntos de cascada. Cronologicamente, solo se ha diferenciado entre unos dispositivos funcionalesy otros colgados o “aterrazados” (Martınez Carmona y Pulido Bosch, 1996).

2.2.4. SIERRA NEVADA. VERTIENTE SEPTENTRIONAL Y CUENCA DE GRA-NADA

En este amplio territorio, las acumulaciones carbonaticas son numerosas y se incluyen tantoentre los sedimentos que colmatan la Depresion de Granada como en el seno de sus vertientesy valles (Andreo y Sanz de Galdeano, 2001). En efecto, en el relleno que aflora, sobre todo enla mitad septentrional de la mencionada depresion, se ha advertido (Ruiz Bustos et al., 1990) lapresencia de conglomerados depositados en cauces braided ası como de oncolitos y “travertinos”que se habrıan acumulado en pequenas areas lacustres ocupando los tramos que conforman su

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LAS TOBAS EN ESPANA

techo (“Quinta Secuencia”). Los datos bioestratigraficos permiten situar a estos sedimentos entreel “Villafranquiense terminal y el Pleistoceno medio e inicio del superior” (Ruiz Bustos et al., 1990).

Por otra parte, numerosas acumulaciones tobaceas se disponen en esta dilatada vertiente ave-nada por el rıo Genil emplazandose mas concretamente en los confines orientales de la cuenca deGranada. Uno de los ambitos mas representativos lo conforman las Sierras de la Yedra y de Alfacar,al NNE de Granada, con excelentes afloramientos alimentados por numerosas surgencias karsticas(Castillo Martın et al., 1982) con temperaturas entre 13ºC y 12,1ºC (Andreo et al., 1999). Losdispositivos mas interesantes se emplazan en las inmediaciones de Nivar y Cogollos Vega (Fig.21.8) y en su desarrollo concurrieron factores tectonicos, paleoclimaticos asociados a las etapashumedas y calidas, a los que hay que anadir el papel desempenado por el efecto de ion comun,vinculado a la disolucion de los yesos neogenos. A destacar el hecho de que los edificios tobaceosse emplazan a notable altura (>1000 m) y por encima de los manantiales que conformaron susestructuras carbonaticas; este emplazamiento geomorfologico estarıa controlado por el alzamientotectonico acontecido en este sector betico (Andreo et al., 1999). Como testigos de ese escenarioambiental, citar la presencia de numerosos restos vegetales (pertenecientes a Quercus sp y a ve-getacion riparia -Salix sp-) y faunısticos, asociados a macrovertebrados en el travertino de Alfacar(Ruiz Bustos et al., 1990; Ruiz Bustos, 1995). Desde una perspectiva cronologica apuntar que, conanterioridad, en 1991 y en las acumulaciones de Nivar, se recogieron un total de siete muestrasque fueron analizadas por el metodo del 14C; sus edades fueron: 13.210 (Nivar-1), 20.900 (Nivar-4),32.600 (Nivar 8), 35.500 (Nivar 10), 36.200 (Nivar 13), 37.200 (Nivar 12) y >45.000 (Nivar 11),aunque no se menciono la posicion geomorfologica y/o estratigrafica de cada una de ellas (GonzalezGomez, 1997).

Figura 21.8: Vista general de la vertiente de la Sierra de la Yedra. En primer plano roquedos tobaceos del entornode Nivar. Al fondo edificio de surgencia en Cogollos Vega. Fotografia amablemente cedida por Juan Carlos Velado.

Mas datos morfologicos y cronologicos sobre estos dispositivos tobaceos de Guevejar, Nivar yAlfacar fueron aportados posteriormente (Martın Algarra et al., 2003), senalandose su coincidenciacon edificios en graderıa que descienden por las laderas desde los 1100 m (el conjunto mas antiguo)hasta 1010 m (el mas moderno). Cada uno de estos peldanos ofrece diferentes tipos de faciesvinculados a sus medios de deposicion (cascadas, barreras, humedales adosados, etc.). Su desarrollo

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exigio sendos procesos de agradacion y progradacion favorecidos por el flujo de unos caudaleskarsticos elevados y unas circunstancias climaticas humedas y calidas (Martın Algarra et al., 2003).Desde el punto de vista cronologico (U/Th), el escalon superior se remonta a unos 290.000 BP(MIS-9)3; el segundo peldano a 250.000 BP (MIS-7) y el tercero a 84.625 (MIS-5). El ultimo parececorresponder al Tardiglaciar pues sus edades fueron de 11.888 (U/Th) y 13.210 (14C) (MartınAlgarra et al., 2003). Destacar como bloques “travertınicos” participaron en los deslizamientosinducidos sısmicamente y acaecidos en la localidad de Guevejar en 1755 -Terremoto de Lisboa y dediciembre de 1884 -con epicentro en Alhama de Granada- (Jimenez Pintor y Azor, 2006).

Valle del Genil abajo, existen nuevas acumulaciones tobaceas a la altura de la localidad de Loja,aunque su emplazamiento altimetrico cerca de su cauce (Fig. 21.9) delata su reciente cronologıa.En efecto en este paraje natural conocido como los “Infiernos de Loja”, el rıo Genil se abre pasoentre una serie de edificios tobaceos polifasicos colgados y generados por surgencias laterales: desdela vertiente septentrional por la surgencia del Frontil, al pie del Cerro del Hacho (1029 m) y en lameridional por el Arroyo Manzanil que tambien nace en una surgencia en la base de la Sierra deLoja (1489 m).

Figura 21.9: Los Infiernos de Loja. Vista de la incision en los dispositivos tobaceos que conforman este paraje delvalle del Genıl y declarado (09/09/2003) Monumento Natural de Andalucıa.

2.2.5. VERTIENTE MERIDIONAL DE SIERRA NEVADA

En la margen meridional de Sierra Nevada afloran diversas unidades tectonicas formadas porroqueros alpujarrrides y nevado-filabrides junto a materiales neogenos que rellenan las depresionesmas importantes. En este marco estructural se han desarrollado distintas acumulaciones carbonati-cas que fueron estudiados profusamente a principios del presente siglo (Andreo y Sanz de Galdeano,2001; Sanz de Galdeano y Lopez Garrido, 2001; Chacon et al., 2001) y cartografiados (1/10.000)mas tarde (Jimenez Peralvarez, 2012). Los principales afloramientos se encuentran en el entorno deConchar, Sur de Saleres, Pinos del Valle, inmediaciones del Barranco de Zaza, Lanjaron, Velez deBenaudalla. Se alojan en el interior de diversos valles, apoyandose con frecuencia sobre materialesdetrıticos que pasan a techo a carbonatos tobaceos.

El sistema de Conchar se halla en pleno valle de Lecrın, concretamente en la margen derecha delvalle del rıo Durcal, apoyandose sobre un sustrato alpujarride constituido por marmoles dolomıticosofreciendo una morfologıa ruiniforme. Esta formado por tres escalones situados a +120 m., +80 m y+60 m donde abundan tobas micrıticas “con plantas en posicion de vida, fitoclastos y construccionesalgaceas” (Torres et al., 2009). Los tres niveles se habrıan desarrollado durante los MIS benignos oimpares con edades obtenidas mediante el metodo de Racemizacion de Aminoacıdos: el mas alto yantiguo, asociado al MIS-11 ofrece una potencia de 8 m destacando la existencia de un importante

3Si bien se considero un cierto grado de contaminacion isotopica que pudiera alterar esa edad.

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LAS TOBAS EN ESPANA

paquete de materiales detrıticos en su muro; los niveles intermedio e inferior tienen un espesormenor (<4 m), siendo el primero (+80 m) el que sirve de substrato para el emplazamiento deConchar, estando su cronologıa asociada al MIS-7 (Torres et al., 2009). Los procesos de incisiony de construccion tobacea detectados en este valle se correlacionan con algunos de los eventosidentificados en la columna estratigrafica de la cercana Turbera de Padul (Torres et al., 2009). Laprecipitacion de carbonatos todavıa actua en este sector como lo testifica la existencia de ciertasacumulaciones tobaceas (Jimenez Peralvarez, 2012).

Con iguales afinidades, y con un origen fluvial, sobresalen otros conjuntos tobaceos que, casisiempre, presentan en su muro importantes acumulaciones detrıticas. Entre ellos:

� Las pequenas plataformas de Saleres (Jimenez Peralvarez, 2012) que hace cierto tiempo arro-jaron una edad de unos 65.000 anos BP (Sanz de Galdeano y Lopez Garrido, 2001);

� El conjunto del Barranco de Zaza desglosado en tres cuerpos escalonados bien diferenciadosy con un espesor cercano a los 6 m;

� El sistema de Pinos del Valle (Fig. 21.10), articulado en varios niveles (Sanz de Galdeanoy Lopez Garrido, 2001) evidenciando el mas alto y antiguo una notable diagenesis, donde la re-cristalizacion le ha dado la apariencia de los roquedos calizos del entorno (Jimenez Peralvarez,2012);

� El complejo de Lanjaron, sobre el que se asienta esta localidad, y vinculado a las numerosasaguas surgentes en su entorno (Andreo y Sanz de Galdeano, 2001; Chacon et al., 2001). Este hechoparece justificar el origen de su toponimo que hace referencia a “Campo de fuentes saludables”4.Sus carbonatos, algunos de los cuales muestran una notable tonalidad anaranjada por la presenciade abundante hierro disuelto, fueron precipitados por diferentes tipos de aguas (Arana et al., 1979)de muy contrastadas caracterısticas fısico-quımicas y aplicaciones medicinales. En sıntesis, unasson de origen meteorico, frıas y con baja mineralizacion, que brotan en los materiales del Complejode Sierra Nevada; otras son termales y se relacionan con el Complejo Alpujarride, con importantecarga hidroquımica, alto contenido en gases y temperaturas entre 21ºC y 28ºC, que surgen en fallaso en el contacto de mantos de corrimiento.

� El dispositivo de Velez de Benaudalla (Fig. 21.11) con dos plataformas de distinta edad yvinculado a la surgencia de la Sierra Lujar; se apoyan sobre gravas que, a su vez, descansan sobrefilitas azuladas y calcoesquistos alpujarrides.

Figura 21.10: Vista de dos dispositivos tobaceos en el entorno de Pinos del Valle. Fotografıas cedidas amablementepor Carlos Arteaga.

4Ası lo asegura el arabista Francisco Javier Simonet (1888) en su obra Glosario de voces ibericas y latinas usadaspor los mozarabes.

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Figura 21.11: Vista de dos dispositivos tobaceos en el entorno de Velez de Benaudalla. Fotografıa cedida amable-mente por Carlos Arteaga.

Al sur de Sierra Nevada se extiende el denominado Corredor Alpujarride avenado por los rıosGuadalfeo al O, Adra en su sector central y Andarax en su extremo oriental. En la evolucion geo-morfologica de este ultimo tramo se han concatenado procesos eustaticos, climaticos y una intensafracturacion que ha dado lugar a numerosas morfologıas construidas por abundantes materialesdetrıticos y “travertinos” en el entorno de Alhama de Almerıa. Estos se habrıan formado a partirde aguas surgentes en las lıneas de falla y fractura (Garcıa et al., 2003), coexistiendo aguas deorigen termal y meteoricas, como las detectadas isotopicamente en los carbonatos adosados a cier-tas infraestructuras hidraulicas en el yacimiento de “Los Millares” que se remontan a la Edad delCobre (Capel et al., 1998).

Los travertinos pertenecen a dos etapas: los mas antiguos serıan miocenos (complejos de Bo-charalla y Alcora) mientras que los mas recientes se asignarıan al Pleistoceno medio. Estos ultimosse precipitaron en lechos fluviales durante el MIS-8 como ha revelado la serie de dataciones (U/Th)obtenidas en sus carbonatos (282, 276, 248 ka BP); sin embargo, alguna que otra remonto los lımitesde aquel estadio isotopico (354 ka BP) (Garcıa et al. 2003). Con estos datos, se han podido calcularlas tasas de incision que el cauce del Andarax ha experimentado en los ultimos 245.000 anos y queha sido evaluada en 0,3-0,7 m/ka (Garcıa et al. 2001 y 2003).

2.2.6. VALLE DEL RIO AGUAS

Depositos fluviales, travertınicos y de ladera fueron protagonistas en la evolucion geomorfologicade los ultimos 170.000 anos en el valle del rıo Aguas, en Almeria (Schulte et al., 2008). En esaevolucion fueron partıcipes ciertas fases alternantes de agradacion y de incision que se desarrollaronen un marco ambiental donde convergieron cambios climaticos y eustaticos del nivel del mar.Tambien tuvieron un papel decisivo los factores tectonicos ya que determinados fenomenos deagradacion pudieran haber sido inducidos por subsidencias locales, mientras que los de incisionhabrıa sido favorecidos por un alzamiento cortical proximo a 1,4 mm a-1 (Schulte et al., 2008).

Las acumulaciones tobaceas se disponen en la seccion de Alfaix y se ubican en el seno de unsistema complejo de 15 terrazas detrıticas sobre el cauce del citado rıo Aguas. Los diferentes niveleshabrıan quedado colgados por distintas etapas de encajamiento cuyas cronologıas se situarıan en:167-148 ka BP; 148-110 ka BP; 95 -71 ka BP y 26 ka BP habiendo sido afectados por movimientostectonicos recientes (Schulte et al., 2008). Los carbonatos identificados se asocian a tobas biocons-truidas que se disponen entre elementos detrıticos (fluviales, coluvionares) y paleosuelos: el nivel

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mas antiguo se localiza en el muro y tiene edades variables >350 ka y 169-148 ka; sobre el yace unconjunto detrıtico, a su vez cubierto por otros niveles tobaceos -intermedio y superior- en dondese han obtenido distintas edades (92 ka BP, 71, ka BP, 68 ka BP, 54 ka BP y 26 ka BP). Estastobas se habrıan desarrollado en areas pantanosas rodeadas por una vegetacion riparia aunquebajo ambientes de sequedad, sugeridos por la dominancia herbacea (Chenopodiaceae, Asteraceae yEphedra, Lygeum) y una notable escasez de polenes arboreos (Schulte et al., 2008).

3. TOBAS EN EL AMBITO NEOGENO DE LA COSTA GADITANA

Mas al suroeste y no lejos del litoral gaditano, concretamente en Santa Lucıa (al NW de Vejerde la Frontera) y a unos 100 m de altura, sobresale un notable edificio tobaceo de unos 20-30m de espesor adosado al relieve mioceno de La Muela, constituido por areniscas calcareas. Lakarstificacion de esta litologıa ha sido el responsable de la genesis de esta plataforma que disponede dos estructuras tobaceas diferentes como lo atestiguan las distintas facies existentes: por un lado,un importante frente de cascada constituido por facies de musgos y con numerosas oquedades ycubiertas estromatolıticas; por otro, hacia el propio cauce del Arroyo de Santa Lucıa, una plataformaescalonada con variados tipos de facies y donde no faltan tampoco algunas cascadas (CamaraArtigas et al., 1997).

A destacar como en la actualidad los contrafuertes del Acueducto de Santa Lucıa ofrecen sendosrecubrimientos de musgos parietales y de tapices algaceos con rica biocenosis, originados a partir delas aguas de desbordamiento, o de filtracion, desde el canal que discurre sobre esta infraestructura(Camara Artigas et al., 1997).

4. TRAVERTINOS TERMALES

Aunque este libro esta dedicado a las formaciones tobaceas, se incluira aquı una breve alusiona sus formaciones hermanas, los travertinos precipitados a partir de manantiales termales, tan fre-cuentes en Andalucıa. Su reiteracion motiva que este ambito regional tenga la mayor representacionde este tipo de manifestaciones en todo el contexto peninsular. Buena prueba de ello puede adver-tirse en un sucinto inventario realizado hace unos anos (Cruz Sanjulian, 2008) y donde destacan,por su numero y extension, los ubicados en la Cadena Betica al estar la localizacion de los puntosde surgencia de las aguas controlada por las principales lıneas de fracturacion que estructuran susrelieves.

Entre los principales dispositivos hay que senalar:� La Cuenca de Tabernas con cuerpos carbonaticos desarrollados en el entorno de Alhama de

Almerıa y que no se hallan adosados o conectados a ningun macizo karstico (Delgado Castilla,1997, 1999 y 2009; Sanz de Galdeano et al., 2008). Se han formado a partir de aguas con elevadoscontenidos en CO2 (Ceron et al., 2000) dando lugar a travertinos de gran calidad como piedraornamental (Garcıa del Cura et al., 2008; Benavente et al., 2009).

� La Sierra de Las Nieves donde manan aguas termales (sobre todo, en el entorno de Tolox), encuyas inmediaciones se disponen conjuntos travertınicos (Delannoy et Guendon, 1986; Delannoy,1992. . . ) que ya fueron incluidos en un apartado anterior.

� La Cuenca de Guadix-Baza, prolongada (>100 km) depresion intramontanosa post-orogenicadonde se aloja un registro sedimentario en cuyo seno se ha advertido la presencia de travertinosconformados por aguas termales, inducidos por la actividad tectonica acontecida a lo largo de suevolucion mioceno-pleistocena (Garcıa Aguilar et al., 2013). Sus profundas aguas supusieron, endeterminadas etapas, un importante aporte al sistema lacustre endorreico que permitio el man-tenimiento del nivel freatico (Anadon et al., 1995; Garcıa Aguilar et al., 2000 y 2003; Pla Pueyoet al., 2009 y 2011; Prado Perez et al., 2010 y 2013). En la cuenca de Baza se han identificadoseis unidades lacustres. En algunas de ellas, existen cuerpos travertınicos desarrollados a partir delPleistoceno medio: el rapido enfriamiento de las aguas y la biomediacion fueron los principales res-ponsables de la precipitacion de sus carbonatos (Garcıa Aguilar et al., 2013). Entre los parajes de

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interes destacan los entornos de Zujar, Jabalcon, sur de Gorafe y noroeste de Fonelas y en el bordenororiental de la depresion, el area comprendida entre Orce y Huescar. Las tasas de sedimentacionde aquellos sistemas lacustres oscilo entre 2 y mas de 40 cm ka-1(Garcıa Aquilar et al., 2013).

Especial interes ofrecen los alrededores de Alicun de las Torres que todavıa conocen la salida deflujos profundos y la conformacion de travertinos termales profusamente estudiados desde diferentesperspectivas (Prado Perez y Perez Villar, 2001; Jimenez de Cisneros et al., 2006; Prado Perez etal., 2010 y 2013). El estudio de las concreciones desarrolladas en ciertas infraestructuras de riego -laacequia del Toril (1997-98)- ha permitido establecer las tasas de precipitacion mensuales y diarias:respecto a estas ultimas se han obtenido valores medios de 0,79-0,98 mg/cm2/dıa que, en ocasiones,pueden alcanzar hasta 1,83 mg/cm2/dıa (Dıaz Hernandez et al., 2000 y 2002).

� Por ultimo el entorno de Albox con sus canteras de travertino (Garcıa del Cura et al., 2007)(Fig. 21.12).

Figura 21.12: Vista general de las canteras travertinicas en el area de Albox, en Almerıa (Izquierda) y un detallede sus carbonatos (derecha).

5. ESPELEOTEMAS

Con una intencionalidad semejante a la que ha justificado la inclusion de un breve apartado sobrelos travertinos termales, queremos incorporar otro relativo a los espeleotemas cuyos carbonatostambien han sido profusamente estudiados en Andalucıa y que mantienen relaciones cronologicasmuy afines con las tobas (Duran Valsero, 1989a). En efecto, numerosos espeleotemas incluidos enel seno del extenso y profundo endokarst andaluz han sido analizados cronologicamente.

En la Sierra de Lıbar se localiza la famosa Sima GESM donde hace anos su desarrollo seasocio a un paleoponors de los muchos que avenan los poljes modelados en sus relieves y donde seobtuvieron edades de 210.000 y 120.000 BP en algunos de sus espeleotemas; otros efectuados en laSima de Lıbar aportaron una edad de 142.000 BP (Delannoy, 1999). De igual modo, en la cercanaSerranıa de Grazalema, y mas concretamente en una de sus alineaciones -Sierra del Endrinal- seefectuaron, a finales del pasado siglo XX, diversas dataciones en sus dispositivos espeleotemicos.Ası, en la Sima del Callao se establecieron edades superiores a 350.000 BP y 100.000 BP, 80.000BP y 38.000 BP (Delannoy, 1999). Inmediatamente despues se establecio, en el mismo ambitomorfologico, mas de una decena de datos cronologicos obtenidos en dos niveles de plataforma, unoa alturas comprendidas entre 1370 y 1400 m y otro entre 1200 m y 1250 m (Rodrıguez Vidal et al.,1999). Las edades (34 ka, 40 ka y 47 ka) corresponden al MIS-3 (30-58 ka); otras (92 ka, 96 ka, 122ka, 126 ka y 147 ka) al MIS-5 (75-150 ka) y, finalmente, 260 ka, al MIS-7 (190-260 ka).

En la Cueva de Nerja, datos cronologicos en espeleotemas (Jorda Pardo 1986; Jorda Pardo etal., 1990) aportaron informacion paleoclimatica sobre los tiempos finipleistocenos y holocenos. Ası,entre el 17 ka BP y el 13 ka BP tuvo lugar una etapa muy humeda que fue interrumpida hacia el 12ka BP por una etapa muy frıa que se asocio al “Wurm final” y que durarıa tan solo un millar de anos

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LAS TOBAS EN ESPANA

ya que hacia el 11 ka BP y hasta el 6,4 ka BP se desarrollo otra etapa templada que incrementosus condiciones calidas desde el 6 ka BP hasta el 4 ka BP. Posteriormente, nuevos analisis enlos espeleotemas de esta excepcional caverna identificaron hasta seis generaciones (Duran Valsero,1996): entre las mas antiguas, una superarıa los 800 ka BP y la otra tendrıa aproximadamenteesa edad quizas vinculada a alguno de los MIS-25, 23 o 21 calidos de esta etapa del Pleistocenoinferior; otra generacion corresponderıa al MIS-9 mientras que las siguientes (180 ka BP–110 kaBP y 100—60 ka BP), con abundantes manifestaciones calcıticas, se asociarıa al MIS-5, aunque susespeleotemas desbordarıan ese Estadio al desarrollarse en tiempos de los MIS-6, MIS-4 y MIS-3;la ultima generacion pertenecerıa al Holoceno (Duran Valsero et al., 1992; 1993 y Duran Valsero,1996). De igual modo, en la cercana Cueva de Ardales, tambien llamada de Dona Trinidad, se hanidentificado otras dos generaciones espeleotemicas asimilables a los MIS-5 y MIS-3 (Duran Valseroet al., 1992).

En la unidad geoestructural hesperica han sido estudiados y datados algunos espeleotemasespecialmente los localizados en la Cueva de La Sima en Constantina, Sevilla. Sus edades (U/Th)han ofrecido valores relativamente recientes incluidos en el MIS-3 (43 ka BP), en el MIS-2 (26,3 kaBP) y en el Holoceno (9,3 ka BP) (Rodrıguez Vidal et al., 2003).


A excepcion de los terrenos poco karstificables de la unidad geoestructural de la Depresiondel Guadalquivir, el resto de la region, con sus abundantes relieves calizos, dispone de un originaly complejo sistema de acumulaciones carbonaticas donde convergen tobas meteoricas, travertinostermales y espeleotemas. En su seno se almacenan multitud de datos de diversa ındole con losque reconstruir tanto las condiciones ambientales de los tiempos fini-neogenos y cuaternarios comoel preterito escenario geografico regional, asi como los procesos que lo modelaron (movimientostecto-isostaticos, eustaticos, tasas de agradacion e incision en las cuencas fluviales. . . ).

En lo que respecta a los depositos tobaceos, y al igual que en otras areas peninsulares, predo-minan dos familias de morfotipos: los edificios de surgencia, muy frecuentemente estructurados engraderıas con varias plataformas y los dispositivos fluviales escalonados a diversas alturas sobre loscauces, donde, en ocasiones, son funcionales todavıa los procesos de precipitacion. En unos y otrosabunda la informacion geoquımica, mientras que las referencias geomorfologicas, y las de ındoleestratigrafica y/o sedimentologica, tienen menor representacion.

Cronologicamente, las acumulaciones tobaceas mas antiguas se remontan a los tiempos neoge-nos (Puerto de Los Martınez, Cuenca de Granada. . . ); en el Pleistoceno abundan los testigos quesobrepasan el umbral de fiabilidad del metodo U/Th (350.000 anos). A partir de esa fecha sonnumerosos los depositos desarrollados durante los Estadios Isotopicos impares o benignos (MIS-11,9, 7, 5, 3); entre todos ellos sobresale el MIS-5 representado en distintas localidades. Si bien no fal-tan acumulaciones que progresaron durante ciertos MIS pares considerados “frıos” a escala global.Entre los asociados al MIS-2 citar determinados depositos ubicados en Santa Marıa de Trassiera,Priego, vertiente septentrional de la Serranıa de Ronda, Yunquera, Mijas, tanto en su flanco sep-tentrional como meridional, Norte de Granada, valle del rıo Aguas. Las fases de karstificacion queoriginaron estos depositos tambien fueron responsables de la precipitacion acontecida, en forma deespeleotemas, en diversas cavidades.

Los dispositivos holocenos (MIS-1) tuvieron como precursores algunos conjuntos desarrolladosdurante el Tardiglaciar. Tras el, y coincidiendo con circunstancias relativamente calidas y humedas,la precipitacion de carbonatos tobaceos conocio un perıodo algido que se prolongarıa desde el 9,8ka BP hasta el 2,6 ka BP, momento en el que se inicio un claro proceso de regresion aceleradoen nuestros dıas. Motivos climaticos, incentivados por la presencia del hombre, parecen ser losresponsables de esta perdida en la eficacia de los procesos de precipitacion.

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22. ACUMULACIONES TOBACEAS ENLAS ISLAS BALEARES. ALGUNOS EJEM-PLOS EN LA ISLA DE MALLORCA

D. Vicens, J. J. Fornos y A. Rodrıguez-Perea

Dpto. de Ciencies de la Terra, Universitat de les Illes Balears. Carretera de Valldemossa km 7,5. E-07122 Palma de

Mallorca.


INTRODUCCION

La presencia de depositos tobaceos en las Islas Baleares no queda reflejada en la literaturacientıfica que tiene como ambito geografico el archipielago. Son pocas hasta la fecha, las referenciassobre estas acumulaciones en estudios que generalmente tratan de otros aspectos y en los que secomenta, de forma anecdotica, la presencia de tobas o travertinos. En la mayorıa de los casosdichas citas suelen relacionar las tobas con torrentes y surgencias. Su presumible escasa presencia yel hecho de que muchas de ellas se hallan en canones karsticos conocidos y topografiados a partir definales de los anos 80 por motivos deportivos, y que tan solo han sido objetivo cientıfico en el ultimodecenio, sea posiblemente el motivo por el cual apenas se hayan realizado estudios especıficos.

La mayorıa de las acumulaciones tobaceas identificadas (Fig. 22.1) aunque poco estudiadas sonposiblemente del Cuaternario o incluso del Plioceno; sin embargo, dentro del registro geologicobalear, podemos encontrar depositos tobaceos y travertınicos de edades mas antiguas. Son clasicaslas citas cenozoicas relacionadas con ambientes palustres especialmente las correspondientes al Pa-leogeno de Mallorca con abundante presencia de tobas, estromatolitos y oncolitos, y cuya recensionmas reciente, ası como un buen resumen de la literatura existente hasta la fecha, se puede encon-trar en Arenas et al., (2007). Tambien en el Mioceno superior de Mallorca han sido citadas faciesestromatolıticas (Pomar et al., 1983).

El presente trabajo se centra en los depositos mas recientes. Ası, son bastante mas frecuenteslas referencias de tobas que sus autores atribuyen al Cuaternario; aunque en la mayorıa de los casosno se aporta ningun tipo de dataciones ni tan solo se comenta la posible edad de las tobas, aunquedentro del contexto en el cual se inscriben se pueden facilmente atribuir a edades muy recientes.En la Figura 22.1 se representan los depositos de tobas existentes en las Baleares y sobre los queexiste alguna cita bibliografica a la que referirse y que pasamos seguidamente a comentar de formabreve:

El unico trabajo especıfico sobre travertinos de la isla de Menorca (Obrador y Mercadal, 1969)menciona su presencia en las cercanıas de la Font des Banyul y les atribuye una edad cuaternariaOfrecen una potencia de unos 4 m y afloran en una superficie aproximada de 1500 m2; los moluscosque presentan sugieren a los autores una edad holocena. Anos mas tarde tambien en Menorca,Llompart et al., (1979) apuntan la existencia de tobas en Ses Coves Velles y Cala Molı.

No es practicamente hasta el presente siglo cuando, relacionado con trabajos de grupos deespeleologıa, se empiezan a describir depositos tobaceos en Mallorca. Ası, Trias y Ramon (1999)representan tobas en perfiles topograficos de canones karsticos que cruzan la Serra de Tramuntana

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LAS TOBAS EN ESPANA

en el norte de Mallorca. Mas tarde, y siguiendo el estudio geomorfologico sistematico de los torrentesde la Serra, Trias y Santandreu (2003) y Santandreu y Trias (2004, 2005 y 2006) incrementan lascitas de presencia de tobas en dichos torrentes.

Figura 22.1: Mapa de localizacion de las tobas citadas en el texto del Archipielago Balear: 1- Cala Molı. 2- SesCoves Velles. 3- Font des Banyul. 4- Cala Molins. 5- Torrent del Salt del Molinet. 6- Torrent Fondo. 7- Torrent desGorgs des Diners. 8- Torrent des Gorg Blau. 9- Torrent dels Horts y Torrent de s’Espinal. 10- Torrent de Muntanya.11- Torrent de Comafreda. 12- Torrent de na Mora. 13- Torrent de Son Masroig y Torrent de Son Gallard. 14-Torrent de l’Ofre. 15- Torrent d’Almadra. 16- Torrent del Salt de Vistamar, Torrent del Rafal y Torrent del Lli.17- Torrent de s’Hort de sa Cova. 18- Torrent de Son Coll. 19- Cala Banyalbufar. 20- Cala Estellencs. 21- Torrentdes Freu. 22- Canyamel. 23- Cala Santanyı. 24. Santa Eularia des Riu.

A otro nivel, y probablemente correspondiendo a depositos atribuibles al Cuaternario antiguo,Vicens et al., (2001) senalan la existencia de depositos travertınicos en Canyamel en el nordeste deMallorca y en cala Sant Vicenc en el sector mas septentrional de la isla.

Rodrıguez Perea y Vicens (2008) identifican diversas localizaciones de tobas en las Islas Baleares,y comentan que no hay constancia de que en Mallorca haya habido ningun tipo de explotacion enforma de canteras para la extraccion de tobas.

En las islas Pitiusas, tan solo existen referencias de travertinos recientes en el riu de SantaEularia (Eivissa) (Rodrıguez Perea y Vicens, 2008).

Por otra parte, a pesar de que en las Islas Baleares hay una abundante literatura sobre elkarst relacionada con la abundante presencia de cuevas y simas, apenas existen referencias sobrela aparicion de travertinos en las entradas de las cavidades. Barcelo et al., (1998) en la cova delsOssos en la Serra de Na Burguesa (Mallorca) indican la presencia de travertinos y senalan que ensu formacion han colaborado raıces de plantas.

Tambien en el analisis efectuado de las recopilaciones naturalısticas, depositadas en institucio-nes de las islas, tan solo se ha encontrado una muestra de toba concretamente en la ColeccionJoan Cuerda, en la sede de la Societat d’Historia Natural de Balears (Palma de Mallorca), cuyosejemplares provienen mayoritariamente de las Baleares. La anotacion adjunta indica que procedede una cala del levante de Mallorca (Cala Santanyı) y ofrece la particularidad que tiene una hojade arbol (Fig. 22.2). No obstante, no se han localizado tobas en dicha cala en la actualidad muyantropizada.

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22. ACUMULACIONES TOBACEAS EN LAS ISLAS BALEARES. ALGUNOS EJEMPLOS ENLA ISLA DE MALLORCA

Figura 22.2: Resto vegetal en una toba procedente de Cala Santanyi (Mallorca) (Coleccion Cuerda - Societatd’Historia Natural de les Balears).

1. ESTRUCTURA Y GEOLOGIA DE LAS ISLAS BALEARES

El archipielago balear se situa en la zona mas occidental de Mediterraneo y se corresponda conla parte emergida del denominado Promontorio Balear, el cual se extiende morfologicamente unos350 km en direccion NE-SO, con una anchura media de unos 100 km y una altura relativa sobre losfondos circundantes entre los 1000 y los 2000 m (Acosta et al., 2002). Constituye la prolongaciondel Sistema Betico y forma parte por tanto de la placa Iberica. Sus mayores alturas se dan en laSerra de Tramuntana (Mallorca) con cumbres superiores a los mil metros entre los que destacan elPuig Major (1.446 m), el Puig de Massanella (1.340 m) y el Puig Tomir (1.102 m).

Los elementos morfologicos mas destacables del Promontorio Balear corresponden a las islas, lasplataformas que las contienen y los taludes que las enlazan con los fondos submarinos. Tambien sondestacables los canales entre islas, los canones que atraviesan los taludes y los montes submarinos(Gimenez et al., 2007).

La secuencia estratigrafica de los materiales que conforman las islas se inicia con los roquedosdel Paleozoico (Devonico y Carbonıfero) que afloran en la region de Tramuntana de Menorca (Bou-rrouilh, 1983) y de forma muy puntual en la Serra de Tramuntana de Mallorca (Arche et al., 2002).Los materiales correspondientes al Mesozoico son los predominantes en las zonas mas elevadas aflo-rando en mayor o menor medida en todas las islas, excepto en Formentera. El Permotrıas asomaen Menorca y en Tramuntana de Mallorca, mientras que el Jurasico inferior constituye los relievesmas abruptos del archipielago localizados en Es Amunts y Serres de Portmany en Ibiza (Rang-heard, 1972) y Serra de Tramuntana (Gelabert, 1998; Rodrıguez Perea, 1984) y Serres de Llevant(Sabat, 1986), en Mallorca. Los dispositivos cenozoicos incluyen un amplio espectro de materialescorrespondientes a diferentes facies lacustres, marinas y continentales. La orogenia alpina plego ycabalgo todos los materiales comprendidos entre el Paleozoico y el Mioceno medio. Los conjuntospost-orogenicos comprenden basicamente calizas sedimentadas en ambientes de plataformas some-ras de origen marino, eolianitas, y material aluvionar, constituyendo el relleno de las areas masdeprimidas y adyacentes a los relieves estructurados (Cuerda 1975; Fornos 1987; Obrador et al.,1983). En conjunto, la estructura de las Baleares es el producto de una evolucion compleja queabarca una primera etapa compresiva asociada a la colision oligo-miocena, y una etapa extensivaactiva a partir del Mioceno superior (Gimenez et al., 2007) y que perdura hasta la actualidad.

Esta etapa distensiva configura a la isla de Mallorca en un conjunto de horsts y grabens limita-

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LAS TOBAS EN ESPANA

dos por grandes fallas normales que evolucionan a partir del Mioceno superior, y que se orientanpreferentemente en direccion NE-SO. Los horsts y grabens se disponen de modo alternado y secorresponden respectivamente con las sierras y los llanos de la morfologıa actual de la isla. Ası deSE a NO se diferencian con nitidez las Serres de Llevant, las cuencas de Campos y Manacor, lasSerres Centrals, las cuencas de Palma, Inca y Sa Pobla y la Serra de Tramuntana (Rodrıguez Pereay Gelabert, 1998).

2. DEPOSITOS TOBACEOS EN LA ISLA DE MALLORCA

La mayorıa de depositos de tobas recientes de Mallorca, que pasamos seguidamente a describir,se localizan en los barrancos y torrentes de la Serra de Tramuntana, aunque tambien comentaremosalgunos afloramientos presentes en la zona de las Serres de Llevant.

2.1. SERRA DE TRAMUNTANA

La Serra de Tramuntana es una alineacion montanosa paralela a la costa noroccidental de laisla. Tiene una longitud de 89 km (desde Sa Dragonera hasta el Cap de Formentor) y una anchuramedia de unos 15 km. La lınea de cumbres sobrepasa los 600 m y la parte mas elevada correspondea su sector central, donde hay diez cimas que superan los 1.000 m. Estos importantes relieves estanconstituidos por potentes masas de calizas dolomıticas del Lıas inferior y formaciones de brechascalcareas de distintas edades, dispuestas en laminas cabalgantes imbricadas con una vergencia haciael NO. Entre ellas se abren algunos valles (Vall den Marc, Vall de Soller, etc.) que las atraviesanexcavados sobre los materiales mas blandos, margosos, del Triasico (Keuper), del Jurasico superior-Cretacico o del Mioceno inferior (Burdigaliense). El borde NO de esta cordillera presenta abruptosescarpes y acantilados sobre el mar, mientras que al SE, sus relieves, mas suaves, descienden hastael Llano Central (cuencas de Palma, Inca y sa Pobla). Esta diferencia de relieve entre la vertientemarina y la vertiente sur-oriental esta condicionada por la disposicion estructural de los materiales,con buzamientos hacia el SE (Gelabert, 1998).

2.1.1. CALA MOLINS (FIG. 22.1-4)

En cala Molins desemboca el torrente que recoge las aguas del valle adyacente. Este torrenteque originariamente desembocaba en medio de la cala, fue desviado unos 30 m hacia el E medianteun corte en unos depositos tobaceos bastante duros. En ellos se pueden observar moldes de ramasy troncos de arboles. En estas tobas hay evidencias de formas de disolucion y de precipitacion enuna pequena cavidad de apenas 1 m3 que quedo al descubierto cuando se desvio el torrente.

Ya en la cala, se pueden observar en el margen oriental diferentes niveles de limos alternandocon niveles de conglomerados y niveles tobaceos (Fig. 22.3). Es en este margen donde existe unacueva situada entre +2 y +4 m s.n.m. originada probablemente por la abrasion marina del ultimointerglaciar lo cual indicarıa probablemente la edad de dichos depositos.

En el margen oriental de la cala, las tobas han sido ocultadas por el solarium de un hotel.

2.1.2. TORRENT DES FREU (FIG. 22.1-21)

Nace en el vall d’Orient, y segun Trias y Ramon (1999) es posible que este valle fuese antigua-mente un polje, que fue capturado por la erosion remontante del torrente. Las morfologıas karsticasy de interferencia fluvial son muy abundantes en la sierra. Las depresiones karsticas estan bienrepresentadas en el sector septentrional de la Serra de Tramuntana con dimensiones que raramentesuperan el kilometro y medio de longitud maxima, mientras que su morfologıa viene condicionadaen la mayorıa de los casos, por las directrices estructurales dominantes de la Serra (Gines y Gines,1989) y que tambien controlan el desarrollo y la evolucion del karst.

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En el primer salto del torrente, el salt de Freu, de 25 m de desnivel, hay abundantes tobas decascada. La poca circulacion actual de agua sea debida al aprovechamiento de las aguas subterraneasen la cabecera (Trias y Ramon, 1999). Agua que en tiempos recientes sı debıa fluir como lo atestiguala presencia del molino hidraulico emplazado en este paraje.

Figura 22.3: Formaciones tobaceas en Cala Molins (Mallorca).

2.1.3. TORRENT DE S’HORT DE SA COVA (FIG. 22.1-17)

Tambien conocido como Torrent des Cable, este torrente ofrece una parte deportiva que estatopografiada, entre 140 y 410 m s.n.m., en donde la mayorıa de los saltos presentan tobas, las cualesen un buen numero de casos se encuentran muy desmanteladas (Santandreu y Trias, 2004).

En su desembocadura existen depositos de tobas (Fig. 22.4) de 1 m de potencia situados aunos +10 m s.n.m. que presentan una disposicion horizontal y que recubren depositos de tipo alu-vial. Justo por debajo de los tobas se han observado, en unos limos rojizos, moluscos tıpicamenteterrestres, como Iberellus balearicus, especie endemica de la Serra de Tramuntana; Tudorella fe-rruginea, actualmente endemico de Mallorca, Menorca y Cabrera, y finalmente, Trochoidea frater,actualmente endemico de Mallorca y Cabrera. Tambien se han identificado los moluscos acuaticosBithynia sp. y Ancylus sp. aff. fluviatilis (Gasull, 1965; Pons y Palmer, 1996; Beckmann, 2007;Vicens y Pons, 2007).

Por la estratigrafıa, el contexto geomorfologico y la ausencia de moluscos foraneos, creemos queestos limos son de una edad pre-holocena correspondiendo probablemente al ultimo periodo glacial.El molusco Ancylus sp. aff. fluviatilis es la primera vez que se halla fosil en Mallorca. La accionmarina durante el Holoceno ha erosionado los materiales aluviales depositados sobre los materialesdel Triasico inferior dando como resultado un acantilado costero de unos 10 m de alto.

Es en este salto donde se produce la desembocadura del torrente que termina con una granpresencia de tobas en cascada que, por el contexto geomorfologico, creemos que ya son del Holoceno.En la actualidad, el cauce del torrente corta las tobas horizontales y se encaja entre 1 y 2 m.

A unos 250 m de la desembocadura se observan represas tobaceas actualmente en formacion,donde se encuentra hojas (Fig. 22.5) de arbustos y arboles mediterraneos, cubiertas por carbonatos.Estas pequenas barreras (Fig. 22.6) delimitan diminutas pozas de entre 1 y 10 m2 que, en alguncaso, llegan a alcanzar una profundidad maxima de 0,5 m.

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LAS TOBAS EN ESPANA

Figura 22.4: Tobas de aspecto acicular. To-rrent de s’Hort de sa Cova (Mallorca).

Figura 22.5: Tobas en formacion en el To-rrent de s’Hort de sa Cova (Mallorca).

Figura 22.6: Represa tobacea en el Torrentde s’Hort de sa Cova (Mallorca).

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2.1.4. TORRENT DE SON COLL (FIG. 22.1-18)

En este torrente, situado cerca del Port des Canonge, se pueden observar tobas en disposicionhorizontal intercaladas entre depositos de origen fluvio-torrencial (Fig. 22.7). Las tobas afloran cercade la lınea de costa cubiertas por unos 6 m de aluviones. Tambien se encuentran tobas erosionadasen el cauce actual del torrente que posiblemente formaban parte de antiguas represas. Se observanevidencias de disolucion y precipitacion en las mismas tobas (Fig. 22.8).

Figura 22.7: Tobas sobre limos en el torrent de Son Coll (Mallorca). Las tobas estan erosionadas por las aguasdel torrente.

Figura 22.8: Oquedades producidas en las tobas por disolucion y posterior formacion de espeleotemas. Torrent deSon Coll (Mallorca).

Su edad de las tobas es difıcil de establecer. Sin embargo, las tobas que se hallan debajo delos depositos aluviales, podrıan corresponder al ultimo periodo glacial. En la playa actual hayacumulacion de cantos rodados procedentes de tobas.

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LAS TOBAS EN ESPANA

2.1.5. CALA DE BANYALBUFAR (FIG. 22.1-19)

El termino municipal de Banyalbufar se halla situado en la vertiente sur-occidental de la Serrade Tramuntana (Mallorca) y su cala es una de las pocas que se encuentran en el litoral norocci-dental de la isla. En ella pueden advertirse diversos afloramientos tobaceos, especialmente en losacantilados, donde aparecen varias surgencias relacionadas con la alternancia de capas permeablese impermeables correspondientes a los niveles turbidıticos del Mioceno medio. La mayorıa de dichassurgencias se hallan fuertemente antropizadas desde tiempos inmemoriales al haber sido aprove-chadas para canalizaciones, fruto inicial de la ingenierıa islamica y como no, de construcciones delsiglo pasado y otras epocas mas recientes. Por este motivo algun deposito de tobas actualmente yano recibe ningun aporte de agua y evidentemente su evolucion y/o crecimiento se ha visto detenido.

En el margen SO de la cala de Banyalbufar existen tobas bastante desarrolladas que se hanoriginado por la confluencia de aguas procedentes de varias fuentes que iban a parar a la cala,aunque en la actualidad, por esta zona, no discurre agua. Las tobas estan adosadas a un paleo-acantilado (de unos 15 m de desnivel) constituido por materiales dolomıticos del Triasico (Fig.22.9).

Figura 22.9: Cala de Banyalbufar (Ma-llorca). En primer termino tobas de cas-cada.

Sobre las tobas hay construidos dos molinos de agua de origen islamico, los cuales han sidodeclarados bien de interes cultural, con categorıa de Monumento, por el Consell de Mallorca (BOIB,2007). Estos artilugios serıan la parte final de todo un sistema de reparticion y aprovechamientodel agua basado en la construccion de bancales, acequias, y albercas (safareigs) de la epoca dedominacion islamica de la Isla de Mallorca.

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Las tobas en cuestion son bastante porosas y relativamente consolidadas. En ellas se ha observa-do la presencia de moluscos de agua dulce. A nivel del mar existen bloques de dimensiones metricascementados por tobas, lo que hace suponer que parte de ellas son de una edad pre-holocena, ya quepara su formacion el nivel del mar debıa estar mas bajo que en la actualidad.

2.1.6. OTROS TORRENTES (FIG. 22.1)

Existen numerosos torrentes que, en parte de su recorrido, poseen al menos la tipologıa detobas de cascada. Entre ellos (en su mayorıa en la Serra de Tramuntana), a partir de observacionespersonales y siguiendo los trabajos de Trias y Ramon (1999), Trias y Santandreu (2003), Santandreuy Trias (2004, 2005 y 2006), podemos enumerar: torrent del Salt del Molinet, torrent de Comafreda,torrent Fondo, torrent de sa Font de s’Espinal, torrent de Muntanya, torrent dels Horts, torrent delGorg Blau, torrent del Gorg dels Diners, torrent de na Mora, torrent d’Almadra, torrent de l’Ofre,Torrent de Son Masroig, torrent de Son Gallard, torrent del Salt de Vistamar, torrent del Rafal,torrent del Lli, torrent de Ternelles y torrent de cala Estallencs (Fig. 22.10).

La mayor parte de los torrentes citados anteriormente corresponden a canones karsticos y sehallan localizados predominantemente en los sectores central y septentrional de la Serra. Son mor-fologıas fundamentalmente fluvio-torrenciales y constituyen, sin duda, uno de los rasgos mas tıpicosdel agreste paisaje calcareo de la Serra (Gines et al., 1979).

Figura 22.10: Tobas de cascada en Cala Estallencs (Mallorca).

2.2. SERRES DE LLEVANT

Las Serres de Llevant estan constituidas por un conjunto de montanas con pendientes suavesy formas redondeadas que abarcan desde los cabos de Capdepera y Ferrutx hasta las proximidadesde Santanyı. En este punto las Serres de Llevant quedan cubiertas, de forma discordante, pormateriales del Mioceno superior y Plio-Cuaternario, y no vuelven a emerger hasta el archipielagode Cabrera, unos 10 km al sur de Mallorca. Sin tener en cuenta Cabrera, las Serres de Llevanttienen una longitud de 46 km y una anchura media de 10 km. Los relieves muestran altitudes masmodestas que en la Serra de Tramuntana, siendo Morell (562 m) la cota mas alta. Su estructurageologica consiste en un sistema imbricado de cabalgamientos que presenta el nivel de despegue enel Triasico (Keuper) y tiene una vergencia hacia el NO (Sabat, 1986). Al igual que en la Serra deTramuntana los valles se emplazan sobre materiales blandos del Triasico, el Cretacico inferior o el

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Mioceno inferior, mientras que los escarpes y las zonas culminantes de las montanas se esculpensobre las calizas del Jurasico inferior.

2.2.1. PLAYA DE CANYAMEL (FIG. 22.1-22)

Al NE de las Serres de Llevant se encuentra la playa de Canyamel y en la zona S. de la playaafloran unos depositos tobaceos con una potencia no inferior a 20 m que presentan una disposicionpracticamente horizontal. Estos depositos en la lınea de costa forman un acantilado que, en la partemas septentrional, se presentan fosilizados por depositos de playas y limos del Pleistoceno superiorque no superan los + 3 m s.n.m. Estas playas fueron descritas por Butzer y Cuerda (1962) quieneslas asignaron al ultimo periodo interglacial (Tirreniense) .

Los depositos tobaceos, situados en primera lınea de costa, presentan estructuras que denotan lapresencia de tobas de cascada (Fig. 22.11) y en algunas zonas se observan oncolitos y estromatolitos(Figs. 22.12 y 22.13). Estas dos ultimas facies indican un paleoambiente palustre en la zona, formadoen la antigua llanura de inundacion del torrent de Canyamel. Tambien se observan evidencias dedisolucion y precipitacion en las tobas.

La edad de estas tobas es anterior al Pleistoceno superior ya que las playas correspondientes alultimo periodo interglacial estan adosadas al paleo-acantilado y en dichas playas fosiles hay cantosrodados que proceden de estas tobas. Mediante criterios de cronologıa relativa, el marco temporalque se puede asignar a este edificio tobaceo va desde el Mioceno superior al Pleistoceno medio.

Figura 22.11: Edificio tobaceo de unos 20 m de potencia. Playa de Canyamel (Mallorca).

Un suelo, cuyo espesor desconocemos, recubre estos depositos tobaceos impidiendo una ob-servacion directa en la superficie del terreno. De hecho, los afloramientos quedan limitados a losacantilados que dan al mar y a los cortes debidos a las carreteras.

A unos 300 m del litoral, en la urbanizacion colindante y a unos + 30 m s.n.m., en un corte de2,2 m, se puede observar la siguiente secuencia de muro a techo: a) Calcarenitas de color blanco deuna potencia mınima de 60 cm, con fragmentos de moluscos terrestres, probablemente pertenecen

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a Iberellus sp. b) Nivel limoso de unos 80 cm de potencia, de color ocre en la base y de color rojizoen la parte superior. Contiene moluscos terrestres, probablemente Iberellus sp; presenta noduloscalcareos de genesis secundaria y en su base hay tobas de unos 10 a 20 cm de espesor. c) Calizamuy compacta de unos 80 cm de potencia, de color gris, que presenta fragmentos de moluscos sinidentificar. En su base tambien presenta tobas (Fig. 22.14). La parte superior de este nivel presentamorfologıas de lapiaz que denotan que se han formado bajo un suelo.

Figura 22.12: Oncolitos. Playa de Canyamel (Mallorca).

Figura 22.13: Facies estromatolıticas. Playa de Canyamel (Mallorca).

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Figura 22.14: Facies de tobas de tallos horizontales entre niveles de calizas masivas. Playa de Canyamel (Mallorca).

CONCLUSIONES

El estudio de los depositos tobaceos del archipielago balear se halla en estado muy incipiente.El analisis de la literatura existente ha permitido confeccionar un mapa donde se han situado las24 localidades de las islas Baleares con depositos de tobas, la mayorıa de las cuales correspondena la isla de Mallorca. El conocimiento que se tiene sobre este tipo de acumulaciones en las islasmenores es todavıa mas escaso.

En cuanto a la cronologıa, no se puede aportar ninguna edad real a falta de los correspondientesestudios de cronologıa absoluta que permitan precisar las edades de los depositos descritos. Tansolo los criterios relativos constituyen una primera aproximacion a la edad relativamente recientede estos depositos tobaceos.

Cabe destacar que se han citado por vez primera represas tobaceas en formacion en el Archi-pielago Balear y tambien que el molusco Ancylus sp. aff. fluviatilis es la primera vez que se hallaen estado fosil en las Baleares.

AGRADECIMIENTOS

Queremos expresar nuestro mas sincero agradecimiento a Antelm Ginard por acompanarnos en algunas salidas de

campo y su grata companıa. Al Dr. Guillem X. Pons por la determinacion especıfica de los moluscos y los comentarios

sobre estos, ası como sus sugerencias para mejorar el texto. A Damia Crespı por sus sugerencias y comentarios sobre

la edad de algunas tobas. A la junta directiva de la Societat d’Historia Natural de les Balears (SHNB) por abrirnos

las puertas y facilitarnos la consulta de diversas colecciones naturalısticas integradas en el Museu de la Naturalesa

de les Illes Balears (acronimo MNIB-SHNB) que estan bajo su custodia.

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