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Parte I

ASPECTOS GENERALES

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1. LAS ACUMULACIONES TOBACEAS

J. A. Gonzalez Martın1 y Mª. J. Gonzalez Amuchastegui2

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

[email protected]

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

Vitoria-Gasteiz [email protected]

INTRODUCCION

Los depositos tobaceos constituyen importantes indicadores paleoambientales y geocronologicosen las regiones karsticas emplazadas en diversos ambitos morfoclimaticos. Ofrecen como peculia-ridades generales: su naturaleza carbonatada, especialmente calcıtica y a menudo poco litificada;una mayor o menor porosidad1 y una precisa localizacion geomorfologica siempre inducida por laconvergencia de factores estructurales, climaticos y ambientales. Estas acumulaciones no suelen de-parar una gran representacion espacial aunque, en ocasiones, pueden mostrar ejemplos con notablesespesores que contrastan con los de otras formaciones superficiales de su entorno.

El interes que, en las ultimas decadas, han despertado los dispositivos tobaceos en distintasdisciplinas cientıficas radica en diversos hechos. Entre ellos:

- sus afloramientos constituyen autenticos archivos paleoambientales donde pueden estudiarselas preteritas fluctuaciones climaticas, especialmente del Pleistoceno y del Holoceno, tanto a travesde su senal isotopica (δ18O y δ13C) como de los testigos botanicos, malacologicos, etc. que conservanen su interior carbonatado;

- ademas, distintas tecnicas de cronologıa absoluta (U/Th, 14C, Racemizacion, Electron SpinResonance -E.S.R.-) permiten ubicar la informacion paleoambiental en un marco evolutivo o en uncontexto cronoestratigrafico;

- la espectacularidad y el elevado valor de algunos de los paisajes asociados a estas formaciones(sobre todo en el caso de cascadas, lagos, ciertos tramos fluviales, etc.) ha conllevado su catalogacionpatrimonial y la necesidad de una adecuada proteccion dada la vulnerabilidad de las tobas y de lasdinamicas de sus geosistemas;

- su valor arqueologico, historico y cultural pues en el transcurso del tiempo los sistemas tobaceoshan ofrecido al hombre un enorme atractivo en razon de sus multiples posibilidades: lugar de refugio,abundancia de caza y pesca, fuente de acopio de recursos naturales (madera, pastos. . . ), notablefuerza motriz en los saltos de agua para el movimiento de los ingenios hidraulicos, suelos muyaptos para la agricultura, etc. Otro aspecto radica en el aprovechamiento que las tobas han tenidocomo roca constructiva desde los tiempos protohistoricos hasta los actuales, unas veces en formade sillares y sillarejos y otras, para cubrir vanos aprovechando su bajo peso. Identica aplicacion hayque hacer constar para los travertinos termales que, en ocasiones, han revestido un valor anadidocomo piedra ornamental.

- los problemas de geotecnia ocasionados por los conjuntos tobaceos que sirven de emplazamientoa edificios o, incluso, a grandes nucleos de poblacion. Se asocian a roturas y colapsos internos debido

1Hace anos se considero que la densidad de una toba esponjosa era aproximadamente de 1,1 g cm-3; es decir de1100 Kg/m3; sin embargo la densidad especifica de la calcita, su principal constituyente, es de 2,7 gr cm-3, lo quepermitio estimar que su seno se halla ocupado por cavidades y poros en un 60 % (Weijermars et al., 1986).

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LAS TOBAS EN ESPANA

a su elevada porosidad y alta deformabilidad ante presiones, sobre todo cuando estan empapadosde agua. El paradigma urbano coincide con la ciudad de Antalya (Turquıa), existiendo en Espananumerosas localidades apoyadas sobre este tipo de substratos. Tampoco faltan ejemplos de caıdagravitatoria de grandes paneles en escarpados cantiles tobaceos, como los acontecidos en Orbanejadel Castillo (Burgos), Almonacid de Zorita o Brihuega (Guadalajara).

1. TOBAS Y TRAVERTINOS: APROXIMACION CONCEPTUAL

Es objeto de controversia en las Ciencias de la Tierra, el uso especıfico de los terminos Tobay Travertino (Julia, 1983; Viles and Goudie, 1990) o su aplicacion como sinonimos. Aunque sonmuchos los expertos que utilizan estos litotipos carbonatados de modo dual, sin concretar apenasdistinciones entre ambos, tampoco faltan los que matizan ciertos contrastes entre ellos. Estos ulti-mos precisan diferencias relativas a la temperatura del agua, a la procedencia del CO2 disuelto enaquella, a la porosidad de los materiales y/o a su grado de compactacion. Ambas posiciones handado lugar a una cierta confusion que ha sido abordada metodologicamente (Pedley, 1990, 2003y 2009; Cappezzuoli and Gandin, 2004; Gandin and Capezzuoli, 2008) invocandose la necesidadde unas definiciones mas precisas (Jones and Renaut, 2010) que sustituyan a las aproximacionesdescriptivas.

Etimologicamente, la palabra toba deriva, segun el Diccionario de la Lengua de la Real Academia(1970) del latın tofus y hace alusion a una piedra caliza muy porosa y ligera, formada por la cal quellevan en disolucion las aguas de ciertos manantiales y que van depositandola en el suelo o sobrelas plantas u otras cosas que se hallan a su paso. Curiosamente, este acreditado Diccionario noincluye el vocablo travertino. El termino toba se asocia, segun un geografo frances (Fenelon, 1967),a una onomatopeya que aludirıa al sonido etouffe producido por el martillo sobre una roca ligeray porosa. Por ello, esta voz se aplicarıa a materiales con estas propiedades, tanto de naturalezacarbonatica, como piroclastica de origen volcanico. Al parecer, la distincion geologica entre unasy otras tobas fue realizada por Townson, a finales del siglo XVIII (Pentecost, 2005), para quienlas tobas calizas consistirıan en una formacion ligera y porosa generada por la precipitacion de loscarbonatos disueltos por el agua.

Por su parte, travertino proviene de travertinus, vocablo vinculado al toponimo Tibur (Tibur-tinus o Tivertino), actual Tivoli muy cercana a Roma. Consistirıa en una formacion carbonaticaintegrada por pequenos lechos muy compactos, separados por vacios ondulados, resultado de la pre-cipitacion de capas sucesivas del bicarbonato de calcio en carbonato calcico (Fenelon, 1967). Sinembargo, un famoso diccionario geografico de la epoca (George et Verger, 1974) sostenıa, estricta-mente, que el termino travertino solo podıa aplicarse a materiales calcareos mientras que el de tobadeberıa destinarse a volcanicos.

Los distintos manuales espanoles de Geologıa, Estratigrafıa, Petrologıa. . . , publicados en elultimo tercio del siglo XX, ası como numerosos artıculos solıan distinguir entre toba y travertino.Ambos terminos tenıan como factor comun su origen continental, su naturaleza integrada porcarbonato de calcio producto de la desgasificacion del CO2 y la presencia de soportes organicosvivos, muertos o inertes. El elemento diferenciador era la textura mas cavernosa o esponjosa delas tobas y donde su caracter reciente se traducıa en la deleznabilidad de sus componentes, nada opoco litificados. Por su parte, los travertinos ofrecıan mayor consistencia al haber sido estos, en sumayor parte, tobas antiguas cuyos intersticios han sido sellados al rellenarse con calcita (Atabey,2002). En esta lınea, la distincion entre toba y travertino se apoyo durante algun tiempo en elgrado de cementacion de los carbonatos (Pentecost and Viles, 1994) aunque, entonces, un amplioespectro de expertos hacıa un uso terminologico indiscriminado creando una notoria confusion:

- Muchos de ellos aplicaron con asiduidad el vocablo toba en detrimento de travertino (Iron andMuller, 1968; Carvalho & Romariz, 1973; Pedley, 1987, 1990. . . ).

- Por el contrario, otros -franceses (Vaudour, 1982, 1985, 1986a, 1986b, 1988, 1994. . . ), italia-nos (Soligo et al., 2002; Anzalone et al., 2007), portugueses, alemanes (Frank et al., 2000), suecos

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y holandeses (Weijermars, Mulder, Wiegers, 1986), chinos (Lu et al., 2000) y tambien espanoles(Brusi, 1996; Brusi et al., 1997a y 1997b; Gutierrez Elorza y Sancho, 1997; Sancho et al., 1997;Andreo et al., 1999; Duran et al., 1988a, 1988b; Duran, 1996, entre otros) hicieron prevalecer elempleo del termino travertino, desestimando el de toba para aludir a carbonatos de origen karstico.A destacar los trabajos que diferenciaron dos tipos de travertinos atendiendo a la procedencia ytemperatura del agua (Pentecost, 1993, 1995b, 2005; Pentecost and Viles 1994; Viles and Pente-cost, 2007): travertinos meteogenos, en los que el CO2 proviene de la atmosfera o del suelo y latemperatura del agua no excede 20ºC y travertinos termogenos donde aquel gas tendrıa un origenfundamentalmente hidrotermal y sus aguas ofrecerıan valores superiores a 20ºC (Pentecost, 2005)2.De modo especial, hay que citar aquı a la mayorıa de los investigadores norteamericanos, salvo al-guna excepcion (Evans, 1999), que hacıan un uso preferencial, entonces y todavıa en la actualidad,del termino travertino para referirse a cualquier tipo de carbonato originado por aguas termales ono (Slack, 1967). Sin embargo, autores de aquella nacionalidad asignaron, a mediados del siglo XX(Dunn, 1953; Scholl and Taft, 1964), toba (tufa) a formas monolıticas desarrolladas por aguas maso menos meteoricas en las orillas del hiper salino Mono Lake, en California.

Tampoco faltaron investigadores (Gladfelter, 1971; Geurst, 1976a, 1976b y 1976c; Roglic, 1977;Adolphe, 1981 y 1986; Thorpe et al., 1981; Emeis et al, 1987; Ordonez et al., 1979a, 1987a y1990; Pentecost and Lord, 1988; Lecolle, 1989; Bakalowicz, 1990; Gonzalez Martın et al., 1987 y1989a; Gonzalez Amuchastegui y Gonzalez, 1989 y 1993; Goudie et al., 1993; Freytet et Plet, 1996;Vaudour, 1997; Camara et al., 1997; Jansen et al., 1997 y 1999; Baker and Simms, 1998; Gurk et al.,2007; Brusa et al., 2009; Jimenez Peralvarez, 2012) que usaron Toba y/o Travertino dualmente comosinonimos en muchas de sus publicaciones. Este planteamiento es seguido, con relativa asiduidad,por autores que trabajan en territorios donde abundan las acumulaciones constituidas a partirde aguas termales. Suelen aplicar el termino travertino de modo generico, o indistinto, a aquellasrocas carbonatadas sedimentadas cerca de manantiales, rıos y humedales (Sanders and Friedman,1967; Valero Garces et al., 2001; Luque and Julia, 2007) -excluidas las formadas en el interior decavernas-3, sin atender a la naturaleza de las aguas constructoras, ni tampoco a la tipologıa, abioticao biotica, de los procesos de desgasificacion del CO2. Por su parte, un importante diccionariogeologico anglosajon considera a las tobas como una variedad de travertino esponjoso (Neuendorfet al., 2005).

Hace un par de decadas Pedley (1990) discrimino el uso del termino toba para aquellos car-bonatos precipitados a partir de aguas meteoricas (cool water) de origen karstico y, por tanto,especialmente vinculados a las condiciones ambientales. Presentan una fabrica inicialmente porosadebido a la existencia en su seno de abundantes moldes de restos vegetales no faltando microfitos,como diatomeas, velos algaceos, etc. (Pedley, 2009). Los valores tıpicos de su senal isotopica de δ18O(PDB) reflejan la relacion existente entre sus carbonatos y las aguas meteoricas al encontrarse com-prendidos generalmente entre -30� -12� (Gandın and Capezzuoli, 2008) -12�-4� (Andrews,2006)4 mientras que los de δ13C oscilan entre 11� y 5� (Gandın and Capezzuoli, 2008) +2�y -12� (Andrews, 2006). Por el contrario, el termino travertino se reservo para los carbonatos,frecuentemente bien estratificados y laminados, cuya genesis se vincula a la actividad de bacteriasy cianobacterias, desarrolladas en los sectores proximales de sistemas hidrotermales (Whitten andBrooks, 1972; Riding, 1991; Jones and Renaut, 1996; Guo and Riding, 1994 y 1998; Minissale et al.,2002; Zentmyer et al., 2008; Gandin and Capezzuoli, 2008); ofrecen menor variedad de facies quelos sistemas tobaceos en buena parte debido a que sus aguas impiden el crecimiento de macrofitosal ofrecer temperaturas por encima de 20ºC (Pentecost, 2005; Pedley, 2009). Con esta procedencia

2Dentro de las aguas termales se han establecido (Renaut et al., 2002) diferentes categorıas termicas: calientes(20º-40ºC); mesotermales (40º-75ºC) e hipotermales (>75ºC).

3No obstante, algunos trabajos fueron una excepcion ya que asignaron toba y travertino a depositos carbonaticosdesarrollados en el interior de las cavidades karsticas (Viles and Goudie, 1990).

4En esta sıntesis no puede faltar referencias a aportaciones espanolas llevadas a cabo en determinados cauces delSistema Iberico y dedicadas al estudio de los factores medioambientales que controlan las variaciones de los valoresde δ18O y δ13C en tobas recientes (Vazquez Urbez et al., 2010 y 2011; Osacar et al., 2013...).

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LAS TOBAS EN ESPANA

de las aguas y su mayor grado de saturacion, su senal isotopica es diferente a las de las tobas: losvalores de δ18O (PDB) fluctuan entre -4� y -30� mientras que los de δ13C se incluyen entre -2�y +8� (Gandın and Capezzuoli, 2008).

Tras la publicacion de aquel trabajo de Pedley (1990) fueron muchos los autores que decidieronrestringir el uso de los vocablos toba y travertino aportando numerosos elementos diferencialesademas del origen de sus aguas, de su CO2 y su temperatura (Tabla 1.1). Sin embargo esta diferen-ciacion no resulto del todo aceptable ya que en numerosos lugares, los travertinos termales pasabanlateralmente a acumulaciones tobaceas en tramos distales donde la temperatura del agua descien-de hasta valores coincidentes con los ambientales (Lorah and Herman, 1988). Por su parte, otrosexpertos siguieron utilizando la palabra travertino pero a veces acompanada por un calificativo(freshwater travertine o travertine–limestone) para identificar el origen de las aguas y su carga deCO2 (Dramis et al, 1999; Hammer et al., 2007, etc.). Para finalizar esta cuestion no faltan quieneshacen uso del termino toba (tufa) para designar aquellos depositos carbonatados porosos vincula-dos a fuentes con aguas termales (entre 50ºC y 65ºC) sobresaturadas en calcita y sulfato (Bonnyand Jones, 2003), o los que identifican con este nombre, o el de hypogean tufa, a acumulaciones,ahora de escasa macroporosidad, localizadas a la entrada, o en el interior, de las cavernas y que seasemejan, en lamina delgada, a las tobas estromatolıticas (Borsato et al., 2007; Frisia and Borsato,2010). A destacar tambien el hecho de que recientemente autores espanoles han adoptado el terminoanglosajon tufa en trabajos publicados en castellano para los carbonatos tobaceos detectados enun valle de Sierra Nevada (Torres et al., 2009).

Tabla 1.1: Principales caracterısticas distintivas entre toba y travertino (Modificado de Capezzuoli et al., enprensa).

PARAMETRO TOBA TRAVERTINO TERMAL

Contenido

HCO-3(mmol/l)

>6 >7

δ13C (PDB�) >0 -1 a +10

Mineralogıa calcita Calcita, aragonito

Tasas de precipitacion bajas (mm-cm/ano) Alta (cm/ano)

Fabrica Principalmente poco estratificada Principalmente

estratificada-laminadas

Tamano de los cristales

de calcita

Dominantemente cristales

micromicrıticos a microesparıticos

Macro - micrıticos

Porosidad primaria Generalmente alta (40 %) Generalmente baja (<30 %)

Contenido biologico Muy alto (microfitos-macrofitos) Bajo (bacterias y cianofitas)

Morfologıas

deposicionales

Cuerpos asimetricos (cascadas,

barreras. . . )

Cuerpos simetricos (montıculos,

crestas y desniveles)

Principales litofacies Fitohermos Recubrimientos y encamisados

Hidrologıa de los flujos Variable, dependiente de las aguas de

lluvia y del aporte de los acuıferos

Regular, flujos generalmente

permanentes de aguas profundas

Control climatico Muy dependiente Poco dependiente

Influencia antropica en

la acumulacion

Muy alta Escasa

Grado de relacion

tectonica

Muy alta o a menudo ausente salvo

algunas excepciones

Siempre controla la ubicacion de

este tipo de depositos

2. ANTECEDENTES

En la Antiguedad son numerosos los escritores que mencionan la presencia de tobas cerca demanantiales y humedales y que tambien hacen referencia a las canteras abiertas de piedra tiburtina

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(Estrabon)5, en las proximidades de la ciudad de Roma. Plinio6 y Vitrubio7 fueron los autores que,mas explıcitamente, mencionaron la existencia de aguas capaces de “conformar piedras”.

Hasta tiempos de la Ilustracion apenas se tiene constancia de nuevas descripciones de este tipo defenomenos. Ası, algunos expertos franceses sostienen como un naturalista de aquel paıs (De Joubert,1778) fue uno de los pioneros que hizo uso del vocablo tuff para hacer referencia a una caliza conmultitud de petrificaciones vegetales (Blot, 1983 y 1986). En Espana son numerosos los toponimosdonde aparece alguna acepcion vinculada a la palabra toba8 y que deben tener un origen medieval9.Mas tarde, paso a figurar entre los nombres10 de ciertas poblaciones y parajes citados en el Catastrodel Marques de la Ensenada, realizado a mediados del siglo XVIII. Con anterioridad, AmbrosioMorales, en el siglo XVI11 constato la existencia de materiales blanquecinos en las proximidades deRequena (Valencia), precipitados por las aguas de una fuente que corrıan por un pradillo lleno deheno y en cuyas varillas sutiles se formaban piedras muy duras. Decadas despues, en la SubmesetaSur, fueron identificadas algunas fuentes de digna admiracion porque eran capaces de engendrarpiedra. Fue A. Limon Montero, en 1697, quien hizo alusion a este tipo de manantiales, siguiendo enmuchas ocasiones a Ambrosio Morales y a los medicos de distintas localidades espanolas. Ası, en uncerro del ambito madrileno localizo . . . una fuente de agua dulce que engendra piedra de suerte quelos conductos. . . se cierran y tapan en breve tiempo, criandose en ella unas piedras blanquecinasque adoptaban la forma de un racimo de piedra muy vistoso. . . .el cual se formo sobre las yerbasdelgadas. En otro manantial, ahora cercano a Brihuega, en la Alcarria de Guadalajara, efectuo unadescripcion precisa de donde se precipitaban carbonatos: . . . en una fuente, en la falda de un risco,nacen algunos manantiales divididos aunque todos hacen una inundacion que sera del caudal comode medio cuerpo de un hombre. . . . en los golpeaderos engendran alguna tobilla. Del mismo modo,y casi una centuria despues, Guillermo Bowles (1775) describio como en el rıo Gallo, no lejos deMolina de Aragon . . . ai una tierra blanca tan fina y desleıda por el agua, que incrusta de materiacaliza las tierras y plantas que toca, y sin embargo, el agua es clara y limpia. Por aquella epocahay que destacar, tambien, las sagaces observaciones realizadas por Cavanilles (1795-1797) acercade la precipitacion de carbonatos en diferentes parajes del antiguo Reino de Valencia, ası comolas del real arquitecto -Juan de Villanueva- quien, al proyectar ciertas infraestructuras hidraulicasen Ruidera, constato la existencia de presas naturales que retenıan cada una de sus lagunas conbancales de piedra caliza (aunque sin mencionar el vocablo toba), constituida por pastas firmes yduras, pero a veces porosa y semejante a la escoria y docil al pico (Duran Valsero et al., 2009).

A finales del siglo XIX, las tobas aparecen mencionadas en las memorias geologicas provinciales,aunque casi siempre con comentarios muy marginales. Entre ellas, sobresalen las descripciones delas provincias de Guadalajara (Castel, 1881) y de Soria (Palacios, 1890). En la primera se senalael caracter de formacion muy reciente que tienen, a la vez que se detallan numerosos parajes

5Al describir las canteras de piedra tiburtina menciona: “A la vista de Roma se encuentran Tibur, Preneste, yTusculo. Tibur cuenta con un santuario de Heracles y con la famosa cascada que forma el Anio, un rıo navegable, alcaer desde una gran altura en un profundo barranco, llenos de arboles, que llega hasta la misma ciudad. Desde allı,atraviesa una fertil llanura junto a las canteras de piedra tiburtina y las de Gabios, las de la llamada piedra roja, desuerte que el traslado de los materiales y su posterior transporte en barco resultan sencillos hasta el punto de que lamayorıa de las obras de Roma estan construidas con piedra procedente de allı”. Estrabon V.3.1

6Plinio, Libro 2º, CVI, (226) (5)7Vitrubio, Libro 2º, capıtulo 7º “Las canteras”.8Hay que senalar que en castellano, la palabra toba hace alusion tambien al Onopordum acanthium; cardo que

puede alcanzar mas de 2 m que salpica los secarrales del interior peninsular, por lo que algunos toponimos como“Villatobas” o “El Toboso” en la Mancha toledana, se vinculan a este elemento vegetal.

9Existen opiniones que sugieren que el termino latino toba fue exportado a diferentes territorios europeos, comolas Islas Britanicas, Francia y Alemania posiblemente con anterioridad al siglo XII (Pentecost and Viles, 1994).

10Buen ejemplo son los pueblos alojados en el valle de la Tobalina, en Burgos, como son Tobalinilla, Lozares deTobalina u otros emplazados en la misma provincia como Toba (Thoba), Tobar (Tobhar), o en Soria Fuentetoba yJaen (Tobaruela).Tambien en las Respuestas del Catastro de Ensenada perteneciente a la localidad conquense deBeteta se mencionan numerosos parajes con el nombre de Toba y diminutivos de esta voz.

11Aunque Ambrosio Morales vivio entre 1513-1591, su obra Cronica de la Historia de Espana, dedicada al ReyFelipe II, se publico a finales del siglo XVIII.

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LAS TOBAS EN ESPANA

tobaceos y la existencia de diques carbonaticos cerrando las lagunas de Somolinos y de Taravi-lla, comprobandose en la primera su escasa profundidad (12 m) y su fondo plano (Castel, 1881).Poco despues, y desde los inicios del siglo XX, algunas manifestaciones tobaceas dejaron de pasarinadvertidas debido a la calidad de los paisajes de su entorno, muchas veces protagonizados porespectaculares cascadas -Monasterio de Piedra y otras- (Fig. 1.1) o por reconditos y enigmaticos hu-medales (Ruidera) que, en ocasiones, adoptaban una exotica tonalidad azul-turquesa y no estabanexentos de vistosos saltos de agua.

Figura 1.1: Cauce del Alto Tajo y cascada del Arroyo del Campillo. Zaorejas.- Guadalajara. Hernandez Pacheco,1929. (En: Fisiografıa del Solar Hispano, Madrid 1956, 785 pp.).

Pronto aquellas resenas iniciales dieron paso a observaciones mas detenidas (Mallada, 1911),siendo las Lagunas de Ruidera (Fig. 1.2 y Fig. 1.3) el paradigma tobaceo mas referenciado (HernandezPacheco, 1929 y 1949; Jessen, 1946; Planchuelo, 1944 y 1954). Pero quizas, una de las aportacionesque contribuirıa de modo mas decisivo a la eclosion de los posteriores estudios fuera un trabajodedicado a los lagos tobaceos (Saenz Garcıa, 1954). Surgieron mas tarde referencias a la existenciade tobas en otros lugares del paıs, concretamente, en un dominio insular, como las Islas Balea-res, donde se advirtieron depositos en parajes mallorquines (Obrador y Mercadal, 1969). Enormedifusion tuvieron tambien dos aportaciones llevadas a cabo en los valles de ciertos tributarios delAlto Tajo (Virgili et Perez Gonzalez; 1970; Perez Gonzalez y Virgili, 1975) que pasaron a ser citaobligada en las bibliografıas de todas aquellas hojas del Mapa Geologico 1/50.000 en cuyo territoriose cartografiaron estos depositos. Desde entonces, varias centenas de trabajos12 han sido dedicadosal estudio directo, o indirecto, de los depositos tobaceos diseminados por los diversos territoriosespanoles.

3. SEDIMENTACION DE LAS ACUMULACIONES TOBACEAS: ACUI-

FEROS Y AGUAS. TIPOS DE PRECIPITACION Y TASAS DE CRE-CIMIENTO

La acumulacion de los dispositivos tobaceos exige el funcionamiento de un complejo conjuntode procesos que se interrelacionan en un marco dialectico de accion-reaccion y donde los factores

12Ver Sıntesis Final donde se incluye una prolongada relacion de autores y aportaciones.

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geoambientales juegan un papel primordial, aunque no exclusivo13. Tambien intervienen, entreotros, los condicionantes morfo-estructurales del area donde se emplazan las tobas y los hidrologicosque incluyen las propiedades y naturaleza de los acuıferos karsticos, ası como la descarga de susflujos de agua. Todos ellos regulan los tipos de precipitacion de los carbonatos y sus tasas decrecimiento.

Figura 1.2: Laguna Batana y cola de la Laguna Colgada a mediados del siglo XX. Separando sus vasos, vista delparamento de aguas arriba de la barrera tobacea que represaba, casi hasta su coronacion, las aguas del primerhumedal (Lagunas de Ruidera, Valle del Alto Guadiana).

Figura 1.3: Orillas acantiladas asociadas a replanos estromatolıticos en una de las Lagunas de Ruidera, a mediadosdel siglo XX. Valle del Alto Guadiana.

3.1. ACUIFEROS Y AGUAS

La procedencia de los carbonatos conformadores de depositos tobaceos se vincula, casi siempre,a la naturaleza caliza de unos acuıferos mas o menos inmediatos. No obstante, existen algunasexcepciones en las que las tobas se han desarrollado desde reservorios de otra naturaleza. Es el casode las localizadas en:

- Madagascar constituidas a partir de la meteorizacion de basaltos ricos en calcio y de aguasfreaticas con circulacion muy lenta (Salomon, 1981);

13Vease capıtulo 3 sobre las acumulaciones tobaceas: exigencias geoambientales y distribucion espacio-temporal.

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LAS TOBAS EN ESPANA

- Sicilia, concretamente en las proximidades del Etna, cuyas tobas holocenas ofrecen un origensemejante (Romano et al., 1987);

- Algunos valles de Polonia meridional labrados sobre roquedos no calizos; las tobas recientesemplazadas en su seno han sido formadas por carbonatos procedentes de la decalcificacion deacumulaciones loessicas (Alexandrowicz et Gerlach, 1981). Asimismo, se ha detectado la existenciade depositos tobaceos alimentados desde acuıferos fracturados compuestos por rocas metamorficas(Boch et al., 2005).

Ası pues, los flujos de aguas constructores de tobas provienen, de modo casi exclusivo, de losmacizos karsticos y se asocian a aguas meteoricas cuyas temperaturas suelen estar proximas a los10ºC14 con valores de pH ligeramente basicos (7,5 -8,4) y concentraciones de calcio comprendidasentre unos 30 mg L-1 y 60 mg L-1 (Merz Preiß and Riding, 1999; Pentecost and Zhaohui, 2002; Pen-tecost, 2005). Estos flujos karsticos pueden conocer, a su vez, dos situaciones dialecticas extremas(Kupper, 1979):

- aguas con un importante contenido ionico en bicarbonato calcico y susceptibles de registrarprocesos de sobresaturacion por motivos fısico-quımicos o bioquımicos;

- aguas de bajo contenido y, por tanto, proclives a un comportamiento agresivo y capaz deefectuar procesos de disolucion en los lechos carbonatados sobre los que circulen.

Esta dicotomıa esquematica abarca, indudablemente en muchos ambitos tobaceos, situacionesintermedias que solo pueden ser seguidas a traves de un estudio continuado de sus contrastadascondiciones estacionales. Por ello, y salvo algunas magnıficas excepciones, se dispone de escasas ob-servaciones que permitan un conocimiento riguroso de las variaciones temporales de los parametrosası como de la mineralizacion de los flujos constructores de toba.

3.2. TIPOS DE PRECIPITACION: FISICO-QUIMICA Y BIOQUIMICA

Tradicionalmente, se ha invocado la existencia combinada de dos variedades de precipitacion enel origen de los carbonatos tobaceos: de tipo fısico-quımico y de naturaleza bioquımica, senalandosehace ya tiempo la dificultad que tenıa delimitar el papel de cada una de ellas en aquel proceso sedi-mentario (Slack, 1967). En la primera, la precipitacion del carbonato calcico serıa una consecuenciade la desgasificacion del CO2 en las aguas meteoricas, cuya presion parcial es varias decenas de vecesmayor que el incluido en las capas bajas atmosfericas (Lorah and Herman, 1988); esta perdida deCO2 estarıa motivada por la existencia de procesos de turbulencia, por la propia disipacion de estegas al pie de las surgencias o debido a cambios en la temperatura de los flujos. De igual modo, laevaporacion, al incrementar la concentracion ionica de carbonatos y calcio, es un proceso capaz deprecipitar abioticamente, sobre todo en aquellos lugares dominados por las altas temperaturas o poruna intensa insolacion (Gandin and Capezzuoli, 2008). A destacar tambien el efecto de ion comun,sugerido por ciertos autores (Nicod, 1986a; Ordonez et al., 1986a; Bakalowicz, 1988a; Vaudour,1988; Melendez et al., 1996; Sancho et al., 1997; Andreo et al., 1999;. . . ), invocado especialmentepara flujos de agua con tenencias notables de SO4

2- que al incrementar el contenido de Ca2+ elevansu potencial de precipitacion.

En la precipitacion bioquımica, la perdida de CO2 se vincularıa a las exigencias fotosinteticasde todos aquellos organismos15, macrofitos (briofitas, herbaceas. . . ) y microfitos –algas verdes,cianobacterias, bacterias, diatomeas, etc.- alojados en los biofilms que colonizan las aguas. Tantounos como otros, pero sobre todo los microfitos, juegan un papel clave en la nucleacion de la calcitay en la porosidad primaria que ofrezca el material tobaceo.

Ha sido tema de debate, que se mantiene desde hace bastante tiempos, el papel desempenado porambas clases de precipitacion en la formacion de las tobas. A mediados del siglo pasado, y durante

14Quizas las temperaturas mas bajas, medidas en flujos constructores de toba, se aproximen a los 0ºC en el ambitoDinarico (Horvantincic et al., 2003).

15Diferentes dispositivos colonizan y conviven en los medios acuosos donde se precipitan tobas. Entre ellos desta-can Pentecost (2005): procariotas (bacterias con funcionamiento fotosintetico o sin el); eucariotas (algas incluyendoclorofitas y diatomeas); hongos y lıquenes; briofitas y plantas vasculares.

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anos posteriores, la escasez de datos experimentales auspicio que muchos autores concediesen unaenorme transcendencia a la precipitacion de carbonatos inducida por la simple evaporacion (SaenzGarcıa, 1954)16 o por factores metabolicos desarrollados por organismos con actividad fotosinteti-ca. Ası aparecieron diversos conceptos como toba bioconstruida, facies biogenicas, biosedimentacionfluvial y lacustre, etc. (Vaudour, 1997); biolitogenesis (Casanova, 1981a; Weisrock, 1986) o biocris-talogenesis (Adolphe, 1986). Sin embargo, sucesivas aportaciones parecen inclinarse por el peso dela precipitacion inorganica en el origen y desarrollo de numerosas acumulaciones tobaceas, aunqueadvirtiendose su control por causas muy diversas.

Ası en algun trabajo, ya antiguo, se describio la precipitacion de carbonatos tobaceos en tramosfluviales sin ningun tipo de soporte vegetal (Slack, 1967). Posteriormente, nuevos datos advirtieroncomo la precipitacion de carbonatos con un origen fotosintetico era mınima (6 %-12 %) sobre ciertosmusgos como Palustriella commutata y Eucladium verticillatum, y que la provocada por efectosde la evaporacion tambien era muy reducida (entre 10 % y 20 %): del resto era responsable ladesgasificacion fısico-quımica (Pentecost, 1996). Aquellas observaciones fueron apoyadas por otrasque establecieron que en flujos rapidos, la desgasificacion del CO2 inorganico era la principal causade su supersaturacion (Kano et al., 2003; Kawai et al., 2006. . . ..) frente al insignificante papel dela fotosıntesis y de la temperatura (Lorah and Herman, 1988; Merz-Preiß and Riding, 1999; Chenet al., 2004. . . .). En esta misma direccion se incluyen los recientes datos obtenidos en pequenoscauces prealpinos (1-2 m de anchura y algunos decımetros de profundidad) que apenas soportanvegetacion higrofila (Brusa and Cerabolini, 2009) o en los del Sistema Iberico (Vazquez Urbez etal., 2004 y 2010; Osacar et al., 2013). No obstante, la actividad biologica parece jugar un papelmas eficaz en la precipitacion de la calcita en aquellas aguas que discurren lentamente y, por tanto,la desgasificacion fısico-quımica del CO2 es baja (Chen et al., 2004). Sin embargo, numerososinvestigadores (Pentecost, 1998; Ford and Pedley, 1996; Pedley et al., 2009; Arp et al., 2001 y2010. . . ) contemplaron la accion combinada de ambas precipitaciones –abiotica y biotica- en laconformacion de los carbonatos, incluso alguno de ellos observo, en cauces del sur de Italia, comoen sus lechos no se producıa precipitacion cuando los biofilms estaban ausentes (Manzo et al., 2012).

3.3. TASAS DE PRECIPITACION

Una de las preocupaciones mas comunes en los trabajos dedicados al conocimiento de las tobasse ha dirigido al estudio de su rapido crecimiento. Un primer ensayo fue llevado a cabo por Viles yGoudie (1990) quienes analizaron mas de una decena de parajes, sobre todo europeos, en los quese hizo una estimacion de los desarrollos de tobas y travertinos termales, sin establecer diferenciasentre ellos y sin correlacionar los valores de las tasas de crecimiento con los distintos tipos defacies. Desde hacıa tiempo se habıa comprobado como determinadas facies tobaceas, especialmentede naturaleza briofıtica, tenıan un progreso muy notable mientras que otras ofrecıan valoracionesmuy moderadas. No obstante, aquellos analisis se apoyaron, con frecuencia, en observaciones muygeneralistas, salvo ciertas excepciones protagonizadas por una rigurosa monitorizacion a lo largo demeses (Slack, 1967; Chafetz et al., 1991; Manzo et al., 2012) o varios anos (Matsuoka et al., 2001;Ihlenfeld et al., 2003; Kano et al., 2003; Kawai et al., 2006; Vazquez Urbez et al., 2010; Arenas etal., 2012a; Osacar et al., 2013). Hay que constatar entre las primeras el hecho de que muchas deellas, ademas de lo aproximado de los valores de sus pautas de crecimiento, no mencionan, comoya se comento arriba, el tipo de facies objeto de control.

Estas estimaciones suelen expresarse en milımetros de crecimiento anual (Tabla 1.2) y, tam-bien mas recientemente, estacional. A este respecto sobresalen los datos obtenidos en el magnıfico

16En este interesante trabajo se cita textualmente ..Si al aire libre y por efecto de cualquier cascada o rapido,salpican el roquedo o la masa vegetal, una vez evaporada la impregnacion a la que pueden dar lugar, aparece unapelıcula extraordinariamente tenue que recubre el terreno, a la planta o al objeto que se interponga, pero, repetido elefecto una y otra vez, tal pelıcula es capaz de adquirir un grosor considerable, llegando a envolver de concrecion elobstaculo interpuesto.

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LAS TOBAS EN ESPANA

laboratorio natural del Monasterio de Piedra -Zaragoza- (Arenas et al., 2012a), donde las acumu-laciones tobaceas ofrecen un desarrollo estacional contrastado ya que las tasas de crecimiento, endistintas facies carbonaticas (estromatolitos, limos y barros tobaceos no laminados, dispositivosde musgo. . . .), alcanzan valores (5,26 mm) dobles durante las etapas calidas -primavera y verano-que los registrados (2,26 mm) durante las frıas -otono e invierno- (Vazquez Urbez et al., 2004y 2010; Osacar et al., 2013). Tampoco faltan ciertos ensayos que calcularon las apreciaciones eng/cm2 ano-1 o kg/m2 ano-1 como los efectuados, tambien, en el citado Monasterio 0,86 g/cm2 - 0,13g/cm2- (Vazquez Urbez et al., 2010), o los llevados a cabo experimentalmente en formas domaticasdel australiano Lago Eyre que registraron valores comprendidos entre 0,15-1,6 kg/m2 ano-1 (Keppelet al., 2011). Regionalmente se han considerado precipitaciones de carbonatos tobaceos en tonela-das/ano, bien en el fondo de valles como Plitvice -10.000 T a-1 - (Emeis et al., 1987) o al pie demanantiales -12,6 T a-1- del sur de Alemania (Usdowski et al., 1979). En Ruidera, las estimacionesse han efectuado en m3/ano -15.000 m3/ano- (Ordonez y Felipe, 1988).

Tabla 1.2: Tasas de precipitacion actual en diversos ambitos karsticos.

TASAS DE

SEDIMENTACION

TIPO DE FACIES/

MORFOTIPO

PARAJE REFERENCIA

1-9 mm a-1 Varios Diversos parajes del

Reino Unido

Pentecost, 1987

1-5 mm a-1 Barreras, lagunas, lechos

fluviales

Huanlong. Meseta de

Sichuan. China

Liu et al., 1995

4,15 mm a-1 Pequenos saltos de agua Tobas intertropicales.

Australia

Drysdale and

Gillieson, 1997

10 mm a-1 Facies de musgos/Edificio

de Barrera

Lagos de Plitvice

Croacia

Emeis et al., 1987

30-40 mm a-1 Facies de musgos/Edificio

de Surgencia

Valle del rıo Tajuna

Alcarria.- Espana

Ordonez et al., 1979

Valores medios de

33 mm a-1

Facies de musgos Monasterio de Piedra Vazquez Urbez et

al., 2004 y 2010

40 mm a-1 -

42 mm a-1

Facies de musgos/Edificio

de Surgencia

Parameras Alto Tajo.

Checa. Espana

Weijemars et al.,

1986.

La calcificacion, a escala milimetrica, de laminas algaceas de diferentes caracterısticas (color,tamano de los cristales, etc.) y superpuestas unas encima de otras, permite evaluar la relativarapidez de la sedimentacion en los momentos actuales en este tipo de dispositivos carbonaticos.Destaca en la citada superposicion, la existencia de laminas con tonalidades oscuras y de otras masclaras reflejo de unos cambios estacionales que incluyen variaciones biologicas, de insolacion y decaudal (Caudwell et al., 2001; Matsouka et al., 2001; Andrews and Brasier, 2005; Vazquez Urbez etal., 2010. . . .), aunque con algunas particularidades de excepcion (Manzo et al., 2012). Ası, se hanestablecido crecimientos de: 1 a varios mm a-1 en la Francia atlantica (Freytet, 1990); 1,5 mm a-1

(en 10 meses) en algunos arroyos alemanes (Arp et al., 2001); 2 mm a-1 en Belgica (Geurst, 1976ay 1976b); 2-3 mm a-1 en Provenza (Casanova, 1981b) y de 2,5 mm a-1 (Weisrock, 1981) a 4 mma-1, en Marruecos (Muxart, 1981); valores bastante elevados (5-10 mm a-1) fueron estimados encarbonatos algaceos desarrollados en pequenos lechos fluviales (14 L/s) de las Montanas Blancas,en el desierto oriental californiano (Slack, 1967).

Sin embargo, hoy, los valores medios de crecimiento mas sobresalientes (Tabla 1.2) se vinculana construcciones tobaceas desarrolladas sobre musgos calcıcolas al pie de surgencias karsticas conflujos continuos de agua en los valles del Tajuna (30-40 mm a-1) (Ordonez y Gonzalez, 1979) ydel Alto Tajo (140 mm a-1) (Weijermars et al, 1986); en el primero, sobre facies constituidas porCratonerum commutatum y Eucladium verticillatum y en el segundo por Bryum pseudotriquetrum

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(40-140 mm a-1), Cratoneuron commutatum (30-110 mm a-1) y Catoscopium nigritum (10-30 mma-1). En el Monasterio de Piedra, el crecimiento de tobas de musgo fue evaluado, mediante el metodode agujas, en unos 33 mm a-1 fluctuando los valores maximos y mınimos entre 41 mm a-1 y 22 mma-1 (Vazquez Urbez et al., 2004).

Los valores de crecimiento (10 mm a-1) descienden un 75 % en las facies propias de un geotopodiferente como son las barreras de los Lagos de Plitvice; tambien en los saltos de agua de otrosdominios latitudinales (4,15 mm a-1) como los intertropicales (Drysdale and Gillieson, 1997). Estosdatos permiten, desde una perspectiva actualista, por un lado, la adecuada adopcion de medidasconservacionistas y correctivas de impactos en medios tobaceos y por otro, comprender mejor elsignificado de los valores de crecimientos preteritos (Tabla 1.3). No obstante, cuando se trate deprolongados lapsos de tiempo hay que considerar la posible existencia de episodios erosivos: lasmismas aguas que precipitaron las tobas pasaron a destruirlas cuando se alteraron determinadascondiciones ambientales (Fuller et al., 2011).

Tabla 1.3: Tasas de precipitacion preterita (Pleistoceno y/o Holoceno) en diversos ambitos karsticos.

TASAS DE SE-

DIMENTACION

TIPO DE FACIES/

MORFOTIPO

PARAJE REFERENCIA

1 mm a-1 Tobas fondo de valle Tobas holocenas (Subboreal)

Belgica

Geurst, 1976a y 1976b

2,3 mm a-1 Tobas fondo de valle Tobas holocenas. Valle del rıo

Molinar. Cuenca del Ebro. Espana

Gonzalez Amuchastegui

y Serrano, 2007

4-5 mm a-1 Tobas fondo de valle Tobas holocenas. Valle del rıo

Mijares. Espana

Pena et al., 2000.

6 mm a-1 Tobas fondo de valle Tobas holocenas (Atlantico).

Belgica


12 mm a-1 Tobas fondo de valle Tobas holocenas (Preboreal).

Belgica


26 mm a-1 Tobas fondo de valle Tobas holocenas (Boreal). Belgica Geurst, 1976a y 1976b

0,8 mm a-1 Tobas fondo de valle Tobas pleistocenas. Valle del rıo

Mijares. Espana

Pena et al., 2000

4. LOS DEPOSITOS DE TOBA: CONTEXTOS GEOMORFOLOGICOS

Los depositos tobaceos, ademas de su enorme valor paleoambiental y geocronologico, revistenun elevado interes geomorfologico que se incrementa si sus carbonatos pasan lateralmente, o seinterestratifican entre los sedimentos de otras formaciones superficiales: entonces permiten abordarla evolucion regional de los ambitos geograficos en los que se emplazan suministrando informacionsobre: su evolucion karstica, su comportamiento tectonico y los procesos de agradacion o de incisionde sus redes fluviales.

De igual modo, existe otro hecho de notable trascendencia: a pesar de su inicial fragilidadfrente a la erosion, las formaciones tobaceas pueden conocer eficaces procesos de diagenetizacionque pueden dotarlas de una compacta litificacion, capaz de resistir con eficacia los embates erosivosdesencadenados tras su sedimentacion. Ası, las tobas, al igual que los travertinos termales, puedenestar afectadas, sobre todo si su edad pleistocena es notable, por fenomenos postdeposicionalescomo la cementacion diagenetica y la karstificacion. La consecuencia de este fenomeno determina,a veces, que consistentes dispositivos tobaceos, con ciertas dimensiones, se conserven como losunicos testigos morfologicos en muchas areas donde la erosion diferencial ha desmantelado otrasformaciones cuaternarias con menor grado de perdurabilidad (o, incluso, los vulnerables sustratos–yeso, arcillas, etc.- sobre los que se asientan), eliminado su registro en la evolucion geomorfologicaregional. Este hecho se ratifica bien en Espana al disponerse de numerosos ejemplos donde las

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LAS TOBAS EN ESPANA

tobas constituyen los vestigios pleistocenos mas antiguos: unas veces, como autenticos mogotesen el interior de los valles; otras coronando cerros troncoconicos asimilados a verdaderos relievesinvertidos, como acontece en numerosos valles ibericos (Agudo et al., 1993; Ordonez et al., 1987a ...)y de otras regiones (Duran, 1996; Delannoy et al., 1993; Arana, 2007); tampoco faltan parajes enlos que los materiales tobaceos han protegido en su seno diversos tipos de acumulaciones, de granimportancia morfogenetica y con bajo potencial de preservacion –como coluviones o aluviones-, quehabrıan desaparecido si no hubiera existido una previa fosilizacion carbonatica.

4.1. LAS TOBAS Y SU ENTORNO GEOMORFOLOGICO REGIONAL

Entre las aptitudes que derivan del estudio de las acumulaciones tobaceas y su contraste conlos escenarios geomorfologicos donde se insertan, cabe destacar:

4.1.1. CORRELACION GENETICA CON LAS MORFOLOGIAS KARSTICAS

Las relaciones geneticas entre morfologıas karsticas y las acumulaciones tobaceas han sido re-conocidas incontestablemente en multiples trabajos y por numerosos expertos. Especialmente endiferentes ambitos no solo mediterraneos –Francia, Italia Turquıa, Chipre, etc.- (Vaumas, 1967;Nicod, 1972; Magnin et al., 1991; Vaudour, 1982 y 1985; Manzo et al., 2012. . . ) y del norte de Afri-ca (Martın, 1981; Weisrock, 1985; Weisrock et al., 1986), sino tambien intertropicales (Jolly andTickell, 2011) y alpinos (Chardon, 1992), pudiendose vincular el origen de los carbonatos tobaceoscon los procesos de disolucion desarrollados sobre las morfologıas exokarsticas modeladas en unentorno mas o menos proximo. En Espana, ejemplos de esta asociacion han sido contemplados,desde hace tiempo y en diversas regiones. Es el caso de Andalucıa donde se establecio la relacionexistente entre ciertas tobas villafranquienses y el polje de Zafarraya (Lhenaff, 1968), ası como deotras cuaternarias asociadas a manifestaciones exokarsticas y endokarsticas (Cruz San Julian, 1981;Dıaz del Olmo y Delannoy, 1989; Dıaz del Olmo et al., 1992; Delannoy, 1992; Baena et al., 1993;Duran, 1996; Martın Algarra et al., 2003, ...). Identicos vınculos fueron detectados en formacionestobaceas del NE (Martınez Tudela et al., 1986) y del centro peninsular (Ordonez and Garcıa delCura, 1983), ası como en el Sistema Iberico donde numerosas acumulaciones tobaceas han sidoalimentadas a partir de los carbonatos liberados en morfologıas karsticas del entorno (Pena et al.,1984; Agudo et al., 1993; Gonzalez Amuchastegui, 1993a; Sancho et al., 1997; Pena et al., 2000. . . ).Mas al sur, se ha identificado la misma coalicion genetica entre las tobas desarrolladas al pie deimportantes surgencias –Los Chorros, La Toba, etc.- y el extenso modelado karstico que dominalas alturas del Calar del Mundo (Lopez Bermudez, 1974; Lopez Bermudez y Lopez Limia, 1989).

En otras ocasiones, las acumulaciones tobaceas se emplazan estrictamente en el interior demorfologıas karsticas como sucede en ciertas depresiones de la Serranıa de Cuenca (Alonso et al.,1987) o en el interior de algun paleocanon labrado en los relieves beticos de Sierra Prieta (Delannoyet al., 1989a), etc.

A su vez, las acumulaciones tobaceas, sobre todo si revisten cierta antiguedad pleistocena, pue-den ofrecer importantes sıntomas de disolucion en sus estructuras carbonatadas que llegan a tallarciertas morfologıas exokarsticas y conductos endokarsticos. Uno de los ejemplos mas notorios coin-cide con las dolinas y cavernas (de hasta 100 m de longitud), modeladas sobre las terrazas tobaceasde un ambito eslovaco (Mitter, 1981). En Antalya abundan las cavidades karsticas desarrolladasen la masa tobacea que sirve de sustrato a los barrios de esta ciudad turca lo que ocasiona, conrelativa frecuencia, colapsos que afectan a sus edificios (Dipova and Doyuran, 2006a). En Espanasobresalen, entre otros ejemplos, los numerosos conductos subterraneos que avenan el gran edificiodel Puente de San Pedro, en el Alto Tajo: adosados a sus paredes se desarrollaron notables espeleo-temas que fueron objeto de analisis isotopicos siendo anadidos a los realizados en el seno tobaceo(Hentzsch et al., 1987; Lopez Vera, 1989; Lopez Vera y Martınez Goytre, 1988 y 1989).

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4.1.2. ASOCIACION LATERAL Y VERTICAL CON OTROS DEPOSITOS CUA-TERNARIOS

Con notable asiduidad, las acumulaciones tobaceas se asocian lateralmente o se interestratificancon otras formaciones geomorfologicas componiendo secuencias mas o menos complejas y posibili-tando la datacion de estas unidades, generalmente de naturaleza detrıtica. Ası acontece en ciertasregiones volcanicas, como el macizo aleman de Eifel, donde las tobas de un interglaciar del Pleis-toceno medio pasan lateralmente a cenizas que incluyen artefactos paleolıticos (Brunnacker et al.,1982). Todavıa con mayor frecuencia, las tobas se insertan en secuencias verticales variadas en lasque distintas facies carbonaticas alternan con niveles preteritos constituidos por sedimentos muydiversos. A modo de sıntesis, las acumulaciones tobaceas se disponen en el muro, en el techo o seinterestratifican en secuencias donde se advierten:

Depositos glaciares, como en el famoso Puente del Inca en Argentina (Ford and Pedley, 1996)o en las montanas centroasiaticas (Lu et al., 2004); materiales detrıticos asimilados a terrazaskame, en el Tirol (Boch et al., 2005); depositos proglaciares en el Jura (Sbai, 1997) o gravas yarenas silıceas de origen glacio-fluvial, en Gran Bretana (Preece and Robinson, 1982; Preeceet al., 1986).

Sedimentos pertenecientes a terrazas fluviales y abanicos aluviales situados en diferentes re-giones del planeta, tanto en rıos europeos (Alexandrowicz et Gerlach, 1981; Lebret et Bignont,1989; Guendon et al., 1997a; etc.) como en otros continentes – Proximo Oriente- (Vaudour etal., 1997), incluidos los montanosos (Zentmyer et al., 2008).

Coluviones crioclasticos desarrollados bajo ambiente periglaciar en las laderas de ciertos re-lieves de los Prealpes (Baena Escudero et al., 1997a);

Costras en ciertos ouads norteafricanos en el macizo de Bai-Iznassen (Merzhab et al., 1998),o en el valle de Tizi´Namer (Chaker et Laouina, 1998).

Dispositivos eolicos, como loess, o sus manifestaciones interglaciares (Lecolle, 1989) asociadasa niveles de turba (cuencas del Somme y del Sena). Conjuntos sedimentarios complejos in-tegrados por arenas eolicas y/o coluviones, pertenecientes a diversos momentos cuaternarios(Ambert, 1997).

Paleosuelos (Schulte et al., 2008).

Depositos litorales, como el Golfo de Corinto –Cabo Heraion- (Grecia), donde biohermoslacustres yacen bajo margas y bioclastos marinos del Pleistoceno medio (Kershaw and Guo,2006; Andrews et al., 2007).

Lavas volcanicas, en Israel (Heimann and Sass, 1989).

Brechas de origen tectonico vinculadas a una posible reactivacion de fallas que podrıa suponerun cierto aporte de CO2 de origen profundo (Bakalowicz, 1990).

Sedimentos con niveles arqueologicos como acontece en niveles del Pleistoceno medio-superiorde los bordes del desierto del Neguev (Schwarcz, 1980) o en horizontes de ocupacion muste-riense en el entorno de Banolas (Bischoff et al., 1988; Allue et al., 1997; ...).

En la Penınsula Iberica, estas sucesiones son tambien relativamente frecuentes ya que estructu-ras tobaceas fosilizan, o se entremezclan, con sedimentos de diversa ındole y, en ocasiones, generadosen etapas climaticas bien diferentes a los ambientes que presidieron la formacion de aquellos carbo-natos. Entre ellos sobresalen los depositos coluvionares, de origen crioclastico, presentes en multitudde parajes del centro peninsular donde unas veces recubren y otras son recubiertos, por acumu-laciones de toba. Especial representatividad tienen estas manifestaciones en los valles del Sistema

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LAS TOBAS EN ESPANA

Iberico: Alto Ebro (Gonzalez Amuchastegui y Serrano, 2000, 2005, 2007 y 2010), Jalon (Gutierrezy Sancho, 1997), Alto Tajo (Gonzalez Amuchastegui y Gonzalez, 1989, 1993 y 1997; Guerrero yGonzalez, 2000); Serranıa de Cuenca (Alonso et al., 1987); Sierra de Albarracın (Pena et al., 1994)y cabecera del rıo Mijares (Sancho et al., 1997; Pena et al., 2000), ası como en ciertas comarcas desu entorno -Alcarria- (Gonzalez Martın, 1986; Gonzalez Martin et al., 1989; Pedley et al., 2003).Tampoco faltan mas al sur, en el Campo de Montiel, cabecera del rio Guadiana (Gonzalez Martınet al., 1987 y 2004); en el valle medio del Jucar (Fernandez Fernandez et al., 2000) o en las laderasdel Prebetico (Garcıa del Cura et al., 1996; Gonzalez Martın et al., 2000 y Fidalgo, 2011) y enciertos valles andaluces (Baena et al., 1993; Dıaz del Olmo et al., 1994; ...).

Sin embargo, el binomio toba/acumulacion detrıtica adquiere su mayor representacion en elambito de los acumulaciones fluviales, como se describira en el capıtulo siguiente en el apartadodedicado a los morfotıpos fluviales. En efecto, multitud de lugares ofrecen secuencias, tanto pleis-tocenas como holocenas, que incluyen esta dualidad, a veces repetida en la vertical donde diversasfacies tobaceas se interestratifican y/o pasan lateralmente a acumulaciones de gravas, arenas y limosaluviales.

4.1.3. EVOLUCION TECTONICA Y COMPORTAMIENTO DE LAS REDES FLU-VIALES

La dependencia estrecha existente entre los travertinos de origen termal y los contextos mor-fotectonicos, mas o menos activos, fue indicada hace ya cierto tiempo (Gauthier et Hindenmeyer,1953) y ha vuelto a ser destacada en las ultimas decadas (Ford and Pedley, 1996; Hancock et al.,1999), al cartografiarse numerosos conjuntos termales cerca de importantes dispositivos fallados endiversas regiones. De aquı que se haya creado el neologismo anglosajon travitonics para abordar elmarco de interaccion que aglutina a travertinos con la actividad tectonica reciente (Handcocok etal., 1999). Ası, la interaccion del trinomio fracturas/aguas termales/travertino ha sido reconocidaen multiples montanas, sobre todo sometidas a movimientos neotectonicos (Altunel, 2005; Gandinand Cappezzuoli 2008), con frecuencia de naturaleza extensional. Entre ellas:

los relieves alpinos colgados sobre las Bocas del Rodano (Bakalowicz, 1990);

diversos ambitos italianos, como el area de Tivoli (Facena et al., 2008) o el sector septentrionalde los Apeninos (Brogi, 2004; Brogi et al., 2005);

los visitados travertinos de Pamukkale (Altunel and Handcock 1983 y 1993) y en otros menosconocidos de la penınsula anatolica (Atabey, 2002; Haluk and Yanik, 2009); los emplazadosen el rift de Corinto-Patras (Flotte et al., 2001) o en los relieves no lejanos del Kalidromo encuyo flanco, asomado al Mar Egeo, se localizan las historicas Termopilas y sus dispositivostravertınicos (Gonzalez Martın et al., 2013a).

otros ambitos con semejantes manifestaciones se localizan en el Anti-Atlas (Marruecos), a cuyopie se localizan los travertinos de la cuenca del rıo Dades (Akdim, 1986); el Tibet (Zentmyeret al., 2008); las montanas de Yunnan (Liu et al., 2010), el Gran Canon del Colorado (Crosseyet al., 2006), el Parque Nacional de Yelowstone (Fouke et al., 2000), etc.

En Espana abundan tambien los travertinos de origen termal. Entre ellos destacan los ubicadosen el ambito pirenaico y, sobre todo, betico donde son numerosos (Anadon et al., 1995; DelgadoCastilla, 1997, 1999 y 2009; Sanz de Galdeano et al., 2008; Garcıa del Cura et al., 2008 y 2012a;Prado-Perez et al., 2010 y 2013; Garcıa Aguilar et al., 2013; . . . ) o los emplazados en ciertos vallescatalanes, como el del Llobregat, vinculados a la actividad tectonica registrada en el contexto entrelas Cordilleras Costero-Catalanas y la Cuenca del Ebro (Luque and Julia, 2007).

De igual modo, con semejante frecuencia, las tobas derivadas de aguas meteoricas se emplazanal pie de dispositivos fracturados; hasta el punto que, desde el punto de vista genetico, se ha ad-vertido, tambien, una cierta relacion causa-efecto entre fases de actividad neotectonica y etapas de

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construccion tobacea al ser aquellas responsables de la localizacion de las surgencias y, con ello, dela sedimentacion carbonatica asociada. Por ello, incontables conjuntos tobaceos se adosan a lıneasde fallas donde, ademas, la actividad tectonica registrada durante diversas fases del Pleistoceno, hadeformado sus estructuras, modificado el trazado de los flujos de agua, o ha incrementado brusca-mente las pendientes de los sistemas tobaceos. Ello ha motivado su uso como vehıculo metodologicopara conocer la evolucion sismo-tectonica de numerosos territorios (Julian et Martin, 1981; Arl-hac et al., 1988 y 1994; Altunel and Hancock, 1993; Chaker et Laouina, 1998; Martınez Dıaz yHernandez Enrile, 2001; Soligo et al., 2002; Comerci et al., 2003; Garcıa et al., 2003; Dipova andDoyuran, 2006a), o para establecer las tasas de levantamiento vertical que han conocido determi-nadas regiones (Delannoy et al., 1989; Guendon et al., 1997b; ...). Buenos ejemplos lo suministra elsistema de fracturas que afecta a una generacion biohermica de naturaleza lacustre (Kershaw andGuo, 1996), o a dos (Andrews et al., 2007), emplazada/s en los confines occidentales de la penınsulade Pechora y desarrollada/s en momentos del Pleistoceno medio cuando el Golfo de Corinto eraun lago; su posicion alzada a varias decenas de metros sobre el nivel del mar ha permitido evaluarlevantamientos isostaticos proximos a 0,3 mm a-1 (Kershaw and Guo, 1996). Tasas de alzamientosemejantes, entre 0,3 y 0,7 mm a-1 se han establecido en el corredor alpujarride desde el Pleistocenomedio a la actualidad (Garcıa et al., 2003) o incluso superiores (1,4 mm a-1)(Schulte et al., 2008).Tampoco faltan ejemplos de como la actividad tectonica puede ser responsable de la disfuncionali-dad de ciertos edificios al desencadenar procesos de incision (Heimann and Sass, 1989) u otros dediferente naturaleza –colapsos, hundimientos- (Pareyn et Salimeh, 1990).

En Espana, la correlacion entre la deposicion de tobas y los factores neotectonicos ha sidosenalada con cierta asiduidad en numerosos valles pertenecientes a distintos dominios peninsulares.Entre ellos, los modelados en los roquedos de la Cordillera Iberica: Jiloca (Gracia y Cuchi, 1993);Guadalaviar (Sancho et al., 1997) y Mijares donde los movimientos mas recientes (Pleistocenosuperior – Holoceno) serıan responsables de los notables espesores ofrecidas por las tobas en elfondo de su canon (Pena et al., 2000). Tambien en distintos dominios beticos: Sierra de Alcaraz(Gonzalez Martın et al., 2000a y Fidalgo, 2011), cuenca de Cordobilla (Rodrıguez Pascua et al.,2008, 2009 y 2012) y otras mas o menos proximas –Mula- (Rodrıguez Estrella y Navarro Hervas,2001).

Otro aspecto geomorfologico de interes se orienta hacia el conocimiento de los procesos deagradacion o incision de los cauces y redes hidrograficas, objeto de indudable atraccion geomor-fologica desde hace algun tiempo (Tebbens et al., 1999; Maddy et al., 2000; Van der Ver and VanHoft, 2001. . . ) y donde la presencia de dispositivos tobaceos puede contribuir a un conocimientomas preciso. Sus desarrollos fluviales siempre son controladas por las tendencias tectonicas haciael alzamiento o el hundimiento, ası como por procesos inducidos por las fluctuaciones climaticas.Ademas, la posible datacion de las tobas permite abordar, con cierto exito, el estudio de las tasasde acumulacion o de encajamiento aluvial, protagonizadas por los lechos a lo largo de su historiacuaternaria. Todavıa no son muchos los datos disponibles y el contraste de sus valores no dejade plantear problemas al haber sido obtenidos en ambitos morfotectonicos muy distintos. Entrealgunos de ellos destacan los siguientes parametros de encajamiento fluvial, algunos establecidosen ciertos valles espanoles:

1,6 mm a-1 sobre travertinos termales en el borde meridional de la plataforma tibetana(Zentmyer et al., 2008).

Entre 4 y 8,7 mm a-1 en el area de Canete la Real, en Andalucıa (Cruz Sanjulian, 1981).

Entre 3 mm a-1 y 7 mm a-1 en el valle del Mijares, en el borde oriental de la Cordillera Iberica,y para distintos momentos del Cuaternario (Pena et al., 1997).

Aproximadamente de 0,4 mm a-1 en el valle del Jucar, en la provincia de Albacete, durantelos ultimos 200.000 anos (Fernandez Fernandez et al., 2000).

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LAS TOBAS EN ESPANA

Otras consideraciones acerca de la incision fluvial han sido obtenidas a partir del estudio delas formaciones tobaceas de la cuenca francesa del rıo Allier (Veldkamp et al., 2004) a lo largode una prolongada evolucion de unos 200.000 anos.

Los datos referidos a las tasas de agradacion, con dominancia de materiales tobaceos, no abun-dan. Como excepcion podrıan senalarse algunos ejemplos europeos -Valle del Alto Korana- cuyofondo, en Plitvice, esta colmatado por mas de 20 m de carbonatos fluvio-lacustres acumulados desdelos “tiempos postglaciares” (Emeis, 1987). Tasas de este parametro han sido estimadas, tambien,en algunos valles de la Penınsula Iberica. Entre ellos sobresale: el entorno de la Laguna de Anavieja,donde los espesores holocenos se aproximan a los 20 m (Arenas et al., 2010a; Perez et al., 2010 yLuzon et al., 2011); o en el ambito de las Lagunas de Ruidera donde las tobas sobrepasan los 40m, e incluso superan el medio centenar, en ciertos tramos del Alto Guadiana (Pedley et al., 1996;Gonzalez Martın et al., 2004; Ordonez et al., 2005). En tobas pleistocenas se han detectado espeso-res muy sobresalientes en algunos corredores fluviales del Sistema Iberico como en el de Anamaza,70 m (Arenas et al., 2012b). En valles beticos se ha responsabilizado a los factores tectonicos de losprocesos de agradacion/incision de las redes fluviales siendo marginal la influencia de los fenomenosclimaticos en el comportamiento de aquellas tendencias (Garcıa et al., 2003).

CONSIDERACIONES FINALES

Toba y travertino son terminos que han sido aplicados en el ultimo siglo como conceptos ambi-guos: unas veces como sinonimos y otras de modo restrictivo para aludir a formaciones carbonatadasde diferente origen –meteorico/termal-, grado de porosidad y litificacion, etc.

En este libro, dedicado a las tobas en Espana y a sintetizar sus principales caracterısticasgeomorfologicas, se utilizara mayoritariamente su acepcion como depositos originados por aguasde origen meteorico. Ası pues, en un sentido generico, estas acumulaciones carbonaticas, ricas enimprontas vegetales, y no exclusivas de sustratos karsticos, se precipitan en manantiales, rıos yhumedales donde conforman depositos consistentes en calcita con bajo contenido en magnesio ygeneralmente poco estratificados; ademas, ofrecen una notable anisotropıa al estar formados porcuerpos de irregular distribucion, escasa continuidad lateral y con distintas facies petrograficas, cuyocaracter, poco o muy litificado, depende de una evolucion diagenetica favorecida por factores localesy/o temporales. No obstante, tambien en ciertos casos se adoptara una posicion que contempletoba y travertino como analogos, o diferenciados por algunos matices, para respetar las opinionesparticulares de los autores a la hora de abordar las acumulaciones en sus respectivos capıtulos.

La sedimentacion de los carbonatos tobaceos acontece, casi siempre, en flujos de agua liberadosdesde acuıferos karsticos, aunque no faltan excepciones. Tras anos donde la precipitacion bioquımica–o biomediacion- fue invocada por numerosos autores como un proceso decisivo en la genesis de lastobas, datos obtenidos mas recientemente, a traves de una mas o menos prolongada monitorizacion,han pasado a conferir a la precipitacion inorganica un papel trascendental al establecer que laperdida de CO2 se vincula, en numerosos parajes y tipos de acumulaciones, a los procesos deturbulencia sobrevenidos en los flujos de agua. A considerar, de igual modo, las altas tasas decrecimiento vertical anual que conocen las formaciones tobaceas pues sus valores figuran entre losmas elevados en el ambito de las rocas sedimentarias: fluctuan entre 1 mm a-1 y 42 mm a-1 enfuncion de las facies, ası como de las caracterısticas ambientales de los lugares donde se desarrollanlas tobas; en algunos musgos calcıcolas se han constatado crecimientos de hasta 110 mm a-1.

A parte de su enorme valor paleoambiental y cronologico, las formaciones tobaceas aportan unestimable interes geomorfologico que no solo deriva de su propia insercion en los paisajes karsticossino que, ademas, permiten indagar la evolucion regional de los entornos donde se emplazan: unasveces, conservando en sus secuencias estratigraficas testigos residuales de un cortejo de formacionessuperficiales eliminadas por la erosion, y por tanto, del registro geomorfologico; otras, por losestrechos vınculos que su genesis y desarrollo determinan con respecto a los comportamientostectonicos y/o las tendencias hacia la agradacion o incision de las redes fluviales.

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2. DEPOSITOS TOBACEOS: PRINCIPA-LES MORFOTIPOS

J. A. Gonzalez Martın1 y Mª. J. Gonzalez Amuchastegui2


[email protected]

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

Vitoria-Gasteiz [email protected]

INTRODUCCION

Las acumulaciones tobaceas han sido objeto de numerosas aproximaciones metodologicas des-tinadas a su coherente clasificacion (Viles and Goudie, 1990; Pentecost and Viles, 1994 ...). Estavariedad de opticas enraıza su razon de ser en tres hechos fundamentales: la notable diversidadde morfologıas que ofrecen a distintas escalas; los contrastados ambientes geneticos donde se origi-nan y desarrollan; una amplısima variedad de elementos biologicos constructores de carbonatos ylitofacies incluidas en su seno. Entre aquellas clasificaciones destacan:

Una de las mas tradicionales se inicio ya hace medio siglo (Stirn, 1964) y se apoyo en criteriosbiologicos que consideraron como la morfologıa de los depositos tobaceos se hallaba muycondicionada por el tipo de cubierta vegetal incrustada por el carbonato calcico (Iron andMuller, 1968; Pentecost and Lord, 1988 . . . ).

Ciertos ensayos (Symoens et al., 1951) se apoyaron en argumentos geomorfologicos e hidrologi-cos que fueron continuados con el paso del tiempo, catalogandose los variados depositos enfuncion de su emplazamiento en las margenes o en los fondos de valle (Marker, 1973; Chafetzand Folk, 1984; Pentecost and Lord, 1988; Violante et al., 1994; Crossey et al., 2006).

Otras, se efectuaron desde parametros fısico-quımicos y bioquımicos (Weijermars et al, 1986;Pentecost and Viles, 1994; Merz Preiß and Riding, 1999; Pentecost and Zhaohui, 2002; Pen-tecost, 2005, etc.).

Sin embargo, las clasificaciones que alcanzaron mayor difusion propusieron combinar criteriospetro-sedimentologicos, hidrologicos y morfologicos. Ası, ensayos pioneros (Buccino et al.,1978; Casanova, 1981a; Ordonez and Garcıa del Cura, 1983; Julia, 1983) matizaron la exis-tencia de depositos autoctonos -desarrollados in situ por diversos tipos de cubiertas higrofilas-y aloctonos -vinculados geneticamente a los procesos de sedimentacion detrıtica y, por tan-to, constituidos por multitud de fragmentos de origen tobaceo o clastico-. Esta lınea fuecompletada por la clasificacion de Pedley (1990) que incluyo a los fitohermos y a las tobasestromatolıticas dentro de la categorıa de depositos autoctonos mientras que la de aloctonosaglutinarıa una mayor variedad.

Los fitohermos corresponden a construcciones tobaceas de notable porosidad, cualidad origi-nada por factores primarios vinculados a la insercion de multiples elementos vegetales (hidrofitosy macrofitos semiacuaticos) colonizados por microfilms (Fig. 2.1-A) cianobacterianos, bacterianos

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LAS TOBAS EN ESPANA

ası como por hongos, diatomeas, etc. y cementados por tapices calcıticos con bajo contenido enmagnesio. En funcion de la complicacion de sus estructuras, casi siempre vinculada al tamanode los fitohermos, se ha diferenciado entre complejos y simples; estos ultimos sencillos dispositi-vos hemiesferoidales con una longitud y anchura inferior a 0,5 m (Pedley, 1990). Por su parte, latoba estromatolıtica (Phytoherm bounstone) estarıa compuesta por multiples laminas (Fig. 2.1-B)desarrolladas a partir de los microfilms cianobacterianos.

Figura 2.1: A.- Corteza laminada desarrollada sobre tobas de musgo en Brihuega (Valle del Tajuna). B.- Estroma-tolitos asociados a un antiguo salto de agua en la Laguna de Taravilla (Alto Tajo). C.- Acumulacion de oncolitosen un fondo de valle holoceno del rıo La Mesta (Albacete). D.- Toba detrıtica en un relleno holoceno del valle delAlto Tajo.

Los dispositivos aloctonos estan integrados, sobre todo, por depositos clasticos de naturalezatobacea al haber sido sus carbonatos arrastrados por la actividad de flujos de agua. Destaca la tobafitoclastica, compuesta a partir de multiples dispositivos vegetales generalmente cementados tras susedimentacion y la toba oncoidal, a menudo protagonizada por la aglomeracion de oncolıticos (Fig.2.1-C) armados por envolturas microconcentricas de cementos cianobacterianos y con un nucleoexento donde se alojaba una bola algacea o un diminuto fragmento organico; el tamano de losoncolitos no suele sobrepasar diametros superiores a 5 cm y su morfologıa, esferica u ovalada, es elresultado de su arrastre por corrientes en lechos bien oxigenados e insolados. Otra variedad de estegrupo es la toba intraclastica formada predominantemente por arenas y limos tobaceos (Fig. 2.1-D)cuya granulometrıa se vincula a la eficacia de los procesos de fragmentacion, erosion y transporteacontecidos en acumulaciones tobaceas previas. Suelen depositarse en parajes o geotopos donde laactividad de las aguas es muy tranquila o se halla remansada. Finalmente, la toba microdetrıtica sehalla constituida por carbonatos, generalmente de naturaleza micrıtica, desarrollados en receptacu-los lacustres o palustres.

De igual modo, la citada clasificacion de Pedley (1990) distinguio entre dispositivos de manan-tial en las laderas, de origen fluvial, lacustre y palustre. Los primeros emplazados en las vertientesde los relieves y valles y geneticamente asociados a surgencias karsticas. Por su parte, en el ambitofluvial sobresalen dos variedades: las barreras, autenticos fitohermos que cierran transversalmentelos cauces y las acumulaciones originadas por flujos braided y dominadas por cianolitos y oncoides,fitoclastos ası como por pequenos fitohermos marginales, donde no estan ausentes microdetrıticos yestromatolitos de origen bacteriano. En el seno de humedales, con las aguas remansadas casi siemprepor la existencia de una barrera tobacea, se desarrollarıan las tobas lacustres, matizando la exis-

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2. DEPOSITOS TOBACEOS: PRINCIPALES MORFOTIPOS

tencia de diferentes acumulaciones carbonatadas en orillas (biohermos algaceos o bacteriohermos)y fondos (barros carbonatados). Finalmente, las tobas palustres progresarıan en ambientes enchar-cados de escasa profundidad y, por tanto, con laminas de agua de escasa movilidad y sometidas alas circunstancias climaticas del entorno. La presencia de macrofitos y pequenos briofitos favorecenla precipitacion de carbonatos que alternan con los sedimentos detrıticos puestos en marcha poreventos de cierta energıa; la existencia de suelos hidroturbosos es otro elemento asiduo en estaultima variedad tobacea (Pedley, 1990; Ford and Pedley, 1996).

En esta lınea y mas recientemente, sobresale un conjunto de magnıficas aportaciones (Pentecost,2005; Pedley, 2009, etc.) donde tambien se incluyen algunas de procedencia espanola (Arenas et al.,2000, 2007 y 2010b; Vazquez Urbez et al., 2010 y 2011a) a las que, por su trascendencia, remitimosen cada uno de los siguientes apartados ante la imposibilidad de reproducir aquı sus contenidos.

Un sencillo esbozo de tipificacion de tobas a partir de datos esencialmente geomorfologicos, sedesarrollara a continuacion y donde se describiran las caracterısticas de las diferentes variedadesque adoptan las tobas de nuestro paıs. El termino utilizado sera el de morfotipo que, a pesar dehaber sido empleado esencialmente en el ambito morfologico de los travertinos termales (Bonnyand Jones, 2003), puede aplicarse, igualmente, a los conjuntos tobaceos.

1. EDIFICIOS ASOCIADOS A SURGENCIAS KARSTICAS EN LAS LA-DERAS

Se trata de un morfotipo que tiene una enorme representacion en los dominios karsticos y queha sido unanimemente aceptado desde las primeras clasificaciones geomorfologicas. Esta variedad,profusamente estudiada (Jones and Renaut, 2010), se adosa con asiduidad a los flancos montanososo a las laderas de los valles, aunque a veces se adaptan a acantilados marinos: Isla de Man (Ford andPedley, 1996), Antalya (Dipova and Doyuran, 2006b) o costa suroccidental de Australia (Forbeset al., 2010). Su genesis se vincula a la salida de aguas en manantiales que avenan acuıferos denaturaleza colgada y con flujos continuos (de variable caudal y de regimen mas o menos irregular)o discontinuos e, incluso, esporadicos. De estos hechos se derivan tres consecuencias:

Una es de naturaleza geologica ya que condiciona la ubicacion de los acuıferos carbonaticos,los puntos de surgencia y la ubicacion de esta variedad tobacea.

Otra es de ındole geomorfologica: las tobas de manantial permiten reconstruir la evolucionde los sistemas karsticos, a la vez que constituyen excepcionales laboratorios naturales dondemonitorizar los cambios fısico-quımicos experimentados por las aguas surgentes, la desgasifi-cacion de su CO2 y la consiguiente precipitacion de carbonatos.

La ultima es de categorıa biologica al conformar estos parajes fontanares habitats singulares,especialmente en los dominios con cierta sequedad, donde las comunidades vegetales progre-san bajo condiciones microambientales, caracterizadas por la alta humedad y unos sustratostobaceos con valores basicos de pH (Duran et al., 2009).

Este morfotipo suele desarrollarse no en el mismo pie de los veneros sino unas centenas de metrosaguas abajo del foco donde manan las aguas subterraneas (Lorah and Herman, 1988), trayectonecesario para que los flujos acuosos registren una desgasificacion del CO2 suficiente (turbulencia,cambios en la temperatura del agua, disipacion a la atmosfera circundante, etc.) para provocar susobresaturacion. En esta perdida de CO2 se ha invocado tambien, desde hace algun tiempo, uncierto papel a la asimilacion clorofılica realizada por la vegetacion hidrofila (Nicod, 1986a), siendouna constante biologica en ella la presencia dominante de comunidades de musgos -Cratonerumcommutatum, Eucladium verticillatum y otros- (Duran et al., 2009). Tampoco faltan los biofilmsalgaceos y/o bacterianos que dan lugar a facies estromatolıticas donde alternan laminas porosas y demayor densidad con diferentes tonalidades; tal sucesion fue interpretada pioneramente (Casanova,

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LAS TOBAS EN ESPANA

1981a; Weisrock, 1981 y 1986. . . .) como el reflejo de unas condiciones puntuales contrastadas en loque respecta a la insolacion y a los caudales de los flujos de agua.

Desde el punto de vista geomorfologico, cada uno de los edificios tobaceos que componen estavariedad suele adoptar un alzado general de tipo cuneiforme. Su techo presenta una plataforma maso menos articulada1 en terracillas delimitada por un talud mas o menos verticalizado (Fig. 2.2)por el que se derraman flujos de agua describiendo saltos de distintas dimensiones: desde algunoscentımetros a varios metros, siendo reiterada la presencia de vistosas cascadas. Estos despenaderosde agua son siempre puntos de una intensa precipitacion debido a las condiciones de turbulencia quegeneran (Arenas et al., 2000; 2001; Vazquez Urbez et al., 2010. . . .) y a la biomediacion microbiana.De aquı que en ellos se desarrollen abundantes lobulos y cortinas de musgo que rapidamente sonincrustadas por cementos calcıticos a la vez que progradan hacia el valle (Pedley et al., 2003),incrementando el desnivel altimetrico de su talud terminal y conformando en su avance numerosascavidades o abrigos. Ademas, cada elemento de las cortinas de musgo conserva su orientacion decrecimiento lo que permite, en edificios fosiles, reconstruir la direccion exacta de los flujos y evaluarcon precision los parametros de los relictos saltos de agua.

Figura 2.2: Vista de las cascadas asociadas al frente tobaceo del edificio de surgencia sito en el conocido parajedel Nacimiento del rıo Cuervo, Serranıa de Cuenca.

Existen ejemplos ocasionales donde el desarrollo lateral de estos edificios puede llegar, en elfondo de los valles, a interferir, desviar e, incluso, retener la corriente de los cauces, sobre todo sipor ellos discurren escasos caudales. Un magnıfico ejemplo de esta tendencia puede advertirse enel valle del rıo Velinos, en los alrededores de Alcala la Real (Garcıa Garcıa et al., 2013).

Este morfotipo adopta dos variedades en funcion de su emplazamiento y desarrollo en vertientescon mayor o menor grado de inclinacion de sus pendientes (Duran et al., 2009):

1Algunos autores ha advertido una cierta analogıa en la evolucion de los carbonatos tobaceos de este morfotipo ylos desarrollados en las plataformas marinas arrecifales (Martın Algarra et al., 2003). Por ello, siguiendo esa afinidadpropusieron un modelo aplicado a ciertos edificios granadinos en donde a partir de la surgencia de agua se sucedıanlateralmente varios subambientes: al pie del citado manantial se ubica, a semejanza de las areas de lagoon, un pequenohumedal -pool – (back reef ) donde, entre otros, abundan los oncolitos y estromatolitos; a continuacion, una pequenabarrera –dam- (reef crest) delimitada hacia el valle por una cascada (reef-front) y tras ella, un segmento distal desuave pendiente –slope- (fore reef ) con frecuentes restos vegetales incrustados por carbonatos, pequenos domos demusgos y parches de vegetacion herbacea (Martın Algarra et al., 2003).

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1. En aquellas donde resaltan notables farallones es frecuente advertir conjuntos compuestospor delgados cuerpos de musgos parietales, desarrollados en saltos de agua metricos o de-cametricos. Ofrecen, a pesar de la violenta turbulencia, un lento crecimiento, salvo al pie delas cascadas, reflejo de un balance sedimentacion/erosion algo favorable a la precipitacion decarbonatos frente a unas perdidas ocasionadas por cortos episodios de caudalosa descarga delos acuıferos.

2. En laderas donde la pendiente no es tan acentuada, se conforman dispositivos cuyo progresova a estar muy condicionado por el valor del desnivel existente entre la altura de los puntosde surgencia y el fondo del valle. Si los manantiales se ubican en el segmento superior omedio de las laderas, los procesos de precipitacion evolucionan hasta originar una serie dereplanos definidos por una superficie cimera horizontal delimitada por taludes verticalizadospor donde desflecan numerosos flujos de agua que engendran multiples penachos briofıticos.La funcionalidad de los saltos depende de una alimentacion hıdrica controlada por factoresnaturales (precipitaciones) y/o antropicos (desviacion de flujos para fines agrıcolas u otros).De igual modo, la elevada permeabilidad de las estructuras tobaceas permite la aperturade numerosos conductos endokarsticos en su seno donde con frecuencia se generan distintasvariedades de espeleotemas.

3. Si la surgencia de agua se dispone en el segmento inferior de la vertiente, las tobas precipitadas,ahora, en tan tendido perfil suelen adoptar un irregular perfil concavo, roto por pequenasgraderıas poco propicias para la colonizacion de las briofitas. Ademas, la escasa pendiente yel crecimiento de algunas pequenas crestas carbonaticas favorecen la instalacion de reducidasareas palustres cubiertas por hepaticas, mientras que las briofitas suelen adaptarse a terracitasde salto centimetrico y mınima anchura.

Muy frecuentemente edificios de esta naturaleza, y drenando acuıferos colgados, se yuxtaponenen forma de grandes peldanos unos a continuacion de otros (Fig. 2.3). Su escalonamiento en algunosvalles es el resultado del consecutivo desajuste de los niveles de base karsticos inducidos por elencajamiento de los cauces. Esta desarticulacion implica la disfuncionalidad de los edificios masaltos (Ordonez y Gonzalez, 1979 y Ordonez et al., 1979b; Gonzalez Martın et al., 1989a; Delannoyet al., 1993 y 1997...) y la conformacion de nuevos conjuntos en cotas altimetricas inferiores.

Figura 2.3: Edificios adosados en graderıa pertenecientes al complejo del Puente de San Pedro (Alto Tajo).

El crecimiento de los dispositivos de musgos es, como ya se ha comentado, relativamente rapido:ası, en los anos ochenta fueron considerados valores de 3-4 cm a-1 en edificios de surgencia en la

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LAS TOBAS EN ESPANA

Alcarria (Ordonez y Gonzalez, 1979), mas o menos coincidentes a los establecidos (Pedley et al.,2003), en anos posteriores (1-2 mm registrados durante tres meses en el transito primavera-verano).No obstante, tasas mas elevadas, en condiciones muy favorables, fueron advertidas, como se hamencionado en un apartado anterior, en las parameras del Alto Tajo con crecimientos diferencialesen funcion del musgo que actuaba como soporte biologico. Ası, aplicando tasas medias de unos4,2 cm a-1 se determino como las facies de musgos, en este paraje, habıan podido conformar unedificio de 6400 m3 en unos 2000 anos aproximadamente (Weijemars et al., 1986). Tambien desdeentonces se conoce que este crecimiento sigue un ritmo estacional ya que las tasas de precipitacioncarbonatica en los musgos se incrementarıan a partir de la primavera y empezarıan a decrecercon la llegada del otono, siendo mınima durante los meses de invierno (Weijermars et al, 1986),interpretacion que ha sido confirmada con notorio rigor en posteriores trabajos experimentales(Vazquez Urbez et al., 2004 y 2010; Arenas et al., 2012a. . . .).

Para finalizar este epıgrafe debe hacerse alusion a las singulares morfologıas originadas por ladescarga de aguas asociada a surgencias karsticas del acuıfero pirenaico de Areny-Monsec, pero quefueron inicialmente consideradas como termales (I.G.M.E., 1953). Consisten en una serie de domosy montıculos tobaceos de tamano decametrico, emplazados en las inmediaciones de los humedalesde Basturs y Mont de Conques y con espesores en algunos casos de unos 40 m. A ellos se asocianotras manifestaciones carbonaticas (pequenas barreras, terracillas, microgours. . . ) de morfologıamuy similar a otras desarrolladas a partir de manantiales termales (Linares et al., 2010).

2. MORFOTIPOS TOBACEOS ALUVIALES

Consisten en acumulaciones desarrolladas en los fondos de numerosos valles y cuyo progreso exi-ge la coincidencia de agentes complejos en el seno de los hidrosistemas (Casanova, 1981; Weisrock,1981). Ofrecen una cierta variedad de formas que pueden evolucionar con el paso del tiempo modi-ficando los ambientes de fondo valle desde circunstancias propiamente fluviales a otras con aguasretenidas tıpicas de ambientes palustres y/o lacustres. Sus morfologıas especıficas, y las diversasfacies carbonaticas2 que las componen, estan condicionadas por los factores plurales que convergenen cada tramo fluvial y, dentro de cada uno de ellos, por los de caracter local manifestados en cadaparaje y que fueron denominados “ecomorfologicos” hace algun tiempo (Adolphe, 1986).

Estos conjuntos pueden ocupar dos posiciones geomorfologicas:

unos revisten un caracter relicto al hallarse colgados a diferentes cotas sobre los cauces ac-tuales. Suelen correlacionarse con las etapas pleistocenas idoneas ambientalmente para laprecipitacion de carbonatos, a veces favorecidas por procesos estructurales propensos a laagradacion. De modo general, sus materiales, estructuras y espesores ofrecen una visibilidadaccesible que facilita la toma de muestras y su estudio. Sin embargo, las etapas de enca-jamiento presentan mayor indefinicion genetica pues se han invocado multitud de motivosen la incision de las acumulaciones tobaceas aluviales en funcion de su localizacion regional:tectonicos, eustaticos (Garcıa et al., 2003; Schulte et al., 2008. . . ..) pero, sobre todo, climati-cos aunque con matices contrastados; con frecuencia se responsabiliza a cambios con frıoy/o sequedad proclives de la sedimentacion detrıtica y, a veces, a etapas de mayor humedad(Glover et al., 1998).

otros se alojan en el mismo fondo de valle y casi siempre coincidentes con dispositivos deedad finipleistocena-actual; en ellos, la observacion se hace mas dificultosa, o casi imposibleallı donde se han registrado secuencias de agradacion. Es entonces cuando las posibilidades deconocer su estructura interna –distribucion y geometrıa de las litofacies- exigen la introduc-

2Como se ha comentado en paginas anteriores, la descripcion y peculiaridades de los multiples tipos de faciestobaceas desarrolladas en cauces fluviales, ası como sus caracterısticas (texturales, geometrıa de los depositos, estruc-turas sedimentarias, contenido biologico, medios sedimentarios, etc.) pueden seguirse en Arenas et al., 2007 y 2010b;Vazquez Urbez et al., 2010 y 2011a), etc.

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cion de tecnicas como G.P.R. (Ground Penetrating Radar) combinadas con posicionamientosa partir de G.P.S. (Pedley et al., 2000; Pedley, 2009; Gonzalez Martın et al., 2006; Perez etal., 2012), o de naturaleza electromagnetica (Pedley et al., 1996; Brusi et al., 1997b). Ocasio-nalmente, se han realizado sondeos de mas de 50 m en algunos sistemas fluviolacustres, comoacontecio en Ruidera (Plata y Perez Zabaleta, 1995) o en las cuencas lacustres de Banolas(-67 m) (Hobig et al., 2012) o en la de Anavieja (Luzon et al., 2011).

Dentro de los morfotipos tobaceos aluviales destacan los edificios de barreras y otras construc-ciones carbonaticas, las terrazas, las rampas y los dispositivos en manto.

2.1. EDIFICIOS DE BARRERA

Consisten en fitohermos acompanados de una compleja asociacion de macrofitos, microfitos yprocariotas (Chafet and Folk, 1984), que se alzan progresivamente sobre los lechos fluviales y termi-nan por obstruirlos y/o cerrarlos transversalmente. Este morfotipo ofrece, al igual que los conjuntosde surgencia, una enorme difusion territorial (Tabla 2.1) y ha sido aludido, con distintas denomi-naciones, en casi todas las clasificaciones aplicadas a las tobas. Consisten en represas edificadaspor carbonatos precipitados en el seno de corrientes fluviales conformando diferentes variedades defacies, casi siempre propias de geotopos de alta energıa. Su planta puede ofrecer todo tipo de escalasdesde unos escasos centımetros hasta casi media centena de metros, mientras que su altura rara vezsobrepasa los 40 m. Algunos autores (Manzo et al., 2012; Vazquez Urbez et al., 2012) han senaladolos intrınsecos vınculos que parecen establecerse entre las dimensiones de las represas y el gradienteofrecido por el lecho fluvial. Otros sostienen como el origen de las barreras suscita todavıa ciertasincertidumbres y, por ello, han elaborado un modelo genetico basado en las relaciones lineales entrela velocidad de los flujos de agua y las tasas de precipitacion de carbonatos (Hammer et al., 2007).

En contextos morfologicos ciertamente diferentes se podrıa incluir aquı, como una variedadaparte, a los conjuntos de cascada, modelo establecido hace tiempo (Pedley, 1990) y presenteesporadicamente en aquellos cursos fluviales con rupturas metricas, o decametricas, en su perfil.Sin embargo, ofrecen grandes afinidades con los edificios de barrera y de surgencia (Fig. 2.4) en loque respecta a los procesos de turbulencia desencadenados en los saltos de agua que se adosan asus paramentos y cantiles; de aquı que existan tambien notables analogıas en su morfologıa y faciesasociadas.

El paradigma de este morfotipo se identifico en los excepcionales lagos de Plitvice (Pevalek,1935), alojados en el valle del rıo Korana y a lo largo de un trecho de casi una decena de kilometrosde longitud que salva un desnivel de 150 m. Este sistema fluviolacustre dispone de mas de unaveintena de vistosas barreras cuya genesis es relativamente reciente -15.000-12.000 anos-. Ofrecenalturas que, en algun caso, superan los 30 m y retienen magnıficos humedales cuyas aguas seprecipitan por espectaculares cascadas (Stoffers, 1975; Roglic, 1977 y 1981; Kempe and Emeis,1985; Emeis et al., 1987; Chafet et al., 1994; Pentecost, 1995b; Horvatincic et al., 2000, 2003y 2006; Plenkovic-Moraj et al., 2002). El esplendido sistema del rıo Krka, tambien en Croacia,muestra peculiaridades semejantes y en el una de sus barreras fue considerada la mayor del mundocon 45 m de altura (Ford and Pedley, 1996). En la Penınsula Iberica sobresale el conjunto derepresas de Ruidera en el Alto Guadiana (Ordonez et al., 1986; Gonzalez Martın et al., 1987;Garcıa del Cura et al., 1997a; 1997b y 2000); sus humedales, al igual que en Plitvice, nacieron enfechas proximas aunque posiblemente algo mas tempranas (Pedley et al., 1996; Gonzalez Martın etal., 2004; Ordonez et al., 1996 y 2005).

Las barreras juegan un papel morfologico considerable pues no solo contribuyen al crecimientoy progreso de rupturas de pendiente en el perfil longitudinal de los cauces; tambien, y derivado deeste proceso, propagan la aparicion de nuevos ecosistemas como aguazales o lagunas en los fondosde valle. Estos humedales, cerrados por diques de toba, constituyen ambitos muy sensibles a lasoscilaciones climaticas preteritas como ha demostrado el estudio de los sedimentos alojados en susfondos (Valero Garces et al., 2004 y 2008a; Curras et al., 2012).

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LAS TOBAS EN ESPANA

Tabla 2.1: Localizacion y caracterısticas de algunos de los sistemas de barreras mas conocidos en distintos ambitoscontinentales

Paıs

Region

Lugar Longitud

tramo

fluvial

Altura

barre-

ras

Otras Observaciones

Gran

Bretana

(Gales)

Glamorgan < 3 m Presencia de casi una treintena (28)

de represas

Croacia Plitvice Valle del

Korana

12 km 30 m Existencia de mas de veinte represas y

lagos

Croacia Valle del Krka 10 km 45 m Lagos de hasta 8 km de longitud

Espana Lagunas de Ruidera 18 km <25 m Cerca de una veintena de lagunas de

muy diferentes dimensiones

Aghanistan

(Hindu

Kush)

Lagos de

Band-e-Amir

12 km 10 m Barreras de paramentos muy estrechos

(3 m)

China.

Sichuan

(Borde E.

Meseta

Tibet)

Huanglong

Jiuzhaiguo

40 m Presencia de mas de 200 represas

Marruecos

(Atlas)

Ouzoud 10 m

Madagascar Les Sept Lacs 5 m Lagos pequenos de unos 60 m de

longitud y < 5 m de profundidad.

E.E.U.U.

Arizona

Canon del Havasu 15 km 30 m

Australia Gregory River < 5 m Diferenciacion entre barreras

primarias y secundarias, que solo se

extienden por una margen del lecho,

sin cerrarlo completamente.

Figura 2.4: Frente de un edificiopleistoceno de cascada desarrolladoen una ruptura decametrica en el an-tiguo lecho del rıo Jucar, en Albace-te.

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Ademas, este morfotipo suele ofrecer un desarrollo bastante rapido en el tiempo que puede serevaluado de forma relativa –tamano de sus paramentos, profundidad del vaso del humedal asociado(Hammer et al., 2007)- o experimental, constatandose como el crecimiento de las barreras es favo-recido por la turbulencia y velocidad de las aguas (Primc-Habdija et al., 2001, etc.). Tambien seha estimado un crecimiento diferencial de las barreras en funcion de las circunstancias climaticas:en ambitos semiaridos, y por la incidencia de las altas temperaturas e intensos procesos de evapo-racion, el desarrollo de las represas tobaceas es bastante presuroso mientras que es mas ralentizadoen las regiones templado humedas, donde las temperaturas son mas frescas y la precipitacion decarbonatos no es tan eficaz (Pedley et al., 1996).

Estos obstaculos carbonaticos conocen una evolucion en la que ofrecen, durante su etapa inicial,una envergadura de algunos milımetros o de pocos centımetros (Fig. 2.5). Con frecuencia en estafase embrionaria, estos minusculos fitohermos se alzan sobre lo que algunos autores (Gonzalez Amu-chastegui y Gonzalez, 1993; Fernandez Fernandez, 1996 y 2000; Guerrero Domınguez y Gonzalez,2000, etc.) han denominado estructuras de retencion parcial, o cunas tobaceas progradantes, y quese desarrollan en cauces muy propensos a la turbulencia de sus aguas: consisten en dispositivos demorfologıa tabular (Fig. 2.6) cuyas estructuras describen numerosas inflexiones de bajo angulo, aladaptarse a las multiples irregularidades de los lechos propagandose hacia aguas abajo, a veces a lolargo de varias decenas de metros. Pero conforme las pequenas represas alcanzan fases de madurez,sus proporciones se incrementan ensanchandose sus paramentos y adquiriendo una notable altura.Entonces, su longitud maxima sera un parametro condicionado por la mayor o menor amplitud delcauce fluvial donde aquellas se inserten, destacando el hecho de que muchas se emplazan en los pa-rajes mas angostos de los valles, como acontece en el Alto Guadiana (Gonzalez Martın et al., 1987),en el del rıo Puron (Gonzalez Amuchastegui y Serrano, 2000), etc. Por el contrario, su anchura yaltura suelen estar determinadas por el factor tiempo ası como por el grado de continuidad y/odiscontinuidad de las condiciones ambientales que propician la precipitacion de los carbonatos.

Figura 2.5: Barreras embrionarias en lechos del centro peninsular. A y B: Rıo Pinilla por encima de la LagunaBlanca (Ruidera); C: Rıo Cuervo, en la Serranıa de Cuenca; D: Canada de las Hazadillas, Campo de Montiel.

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LAS TOBAS EN ESPANA

Figura 2.6: Detalle de un edificio de retencion par-cial de aguascon una longitud superior a 100 men la margen izquierda del Alto Tajo (Umbrıa deValdenarros).

La morfologıa de los paramentos de aguas arriba y abajo es, a menudo, muy irregular y hete-rogenea (Carthew et al., 2003a). Existen represas donde aquellos adoptan dualmente perfiles muyverticalizados como acontece en las estrechas barreras (3 m de anchura) de Band-e-Amir (Jux andKempf, 1971), e incluso, en alguna de Ruidera (Pedley et al., 1996); sin embargo, represas muyevolucionadas muestran, tanto en ejemplos pleistocenos como holocenos-actuales, un grueso pa-ramento de aguas abajo de trazado cuneiforme, semejante al denominado espaldon con el que laingenierıa romana doto a sus presas en los inicios de nuestra Era. Sea cual sea su morfologıa es-pecıfica, siempre ofrecen un inestable balance al convivir procesos de comportamiento antagonico:por un lado, los saltos de agua, con su tıpica naturaleza turbulenta, activan la precipitacion decarbonatos y aseguran la estabilidad de las barreras; por otro, sobre todo durante los eventos decrecida, grandes volumenes de agua desbordan los paramentos ocasionando procesos hidromecani-cos que tienden a erosionar su coronacion y a socavar el pie de los saltos de agua. Los perfiles enplanta suelen ser tambien muy irregulares con trazados sinuosos (Carthew et al., 2003a). Identicacalificacion podrıa aplicarse a la de las distintas barreras de Ruidera aunque, con frecuencia, sonlas areas inmediatas a los estribos los lugares donde su anchura suele ser mayor (Fig. 2.7); ello sedebe a la reiterada localizacion en ellas de numerosos desagues naturales por los que progresan losprocesos de precipitacion.

Desde el punto de vista ambiental, las barreras tobaceas son comunes en distintos dominiosmorfoclimaticos del planeta: intertropicales (Salomon, 1981; Benoit 1986; Humphreys et al., 1995;Cartew et al., 2003a y 2003b; Jolly and Tickell, 2011); oceanicos (Clet et al., 1989; Huault, 1989y 2008, etc.); semi-aridos (Lapparent, 1966; Jux and Kempf, 1971. . . ..Brien et al., 2006; ) e, in-cluso, en ambitos de notable altitud (3000 -3600 m) como el Tibet (Lu et al., 2000; Yoshimura etal., 2004). No obstante, destaca su mayor frecuencia en los ambitos mediterraneos. En ellos, lasbarreras se ubican casi siempre en los tramos fluviales de cabecera alimentados desde importantesmacizos calizos; esta asiduidad es consecuencia de dos hechos trascendentales: por un lado, el aporteproximo de abundantes carbonatos desde los acuıferos karsticos; por otro, el papel regulador queestos tienen, especialmente, ante la inusitada intensidad que adquieren las precipitaciones en estedominio climatico y cuyas grandes avenidas suponen un importante riesgo de colapso. De aquı quela presencia de grandes barreras ofrezca un excepcional valor paleoambiental cuando se emplazanen tramos mas bajos y alejados.

Es el caso de cierta represa (Fig. 2.8), cuyos vestigios se alzan en el valle medio del Jucar, cercade Jorquera (Albacete). Su desarrollo exigio unas activısimas condiciones de fitoestabilizacion, asıcomo unos caudales que desconocieron las violentas riadas, asociadas a los efectos de las actualesgotas de aire frıo mediterraneas (Fernandez Fernandez et al., 1996 y 2000).

Mucha mayor importancia parecen desempenar los factores estructurales en el emplazamientode las barreras, siendo este morfotipo uno de los mas condicionados a la hora de explicar suespecıfica posicion en el perfil de un valle. En efecto, la exigencia de flujos turbulentos, capacesde desarrollar una activa precipitacion fısico-quımica de carbonatos, motiva que los puntos de su

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localizacion coincidan con rupturas de pendiente determinadas por fracturas tectonicas y/o por elafloramiento de capas geologicas resistentes, modeladas por la erosion diferencial. Buena pruebade ello lo constituyen aquellos ejemplos policıclicos (Band-e Amir, valles del Sistema Iberico, AltoGuadiana, etc.) donde testigos de diferentes generaciones –sobre todo en forma de antiguos estribos-se emplazan repetida y estrictamente en los mismos parajes.

Figura 2.7: Perfiles en planta de las principales barre-ras que retienen las aguas en las Lagunas de Ruidera.

Figura 2.8: Vista de la gran barreratobacea en el tramo medio del Jucar,en la comarca de La Manchuela (Al-bacete).

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LAS TOBAS EN ESPANA

No obstante, existen excepciones ya que, a veces, la ruptura del gradiente en el lecho estuvomotivada por el concurso de otros factores no estructurales. En efecto, la caıda de grandes masas debloques, desde los farallones que flanquean el fondo de valle de algunas hoces y gargantas, constitu-yeron primero un obstaculo a los flujos fluviales y, despues, un tramo de notable agitacion para susaguas al salvar las notables irregularidades de los escombros gravitatorios. Un ejemplo de este hechopuede percibirse en el paraje de la Umbrıa de Valdenarros, en el Alto Tajo (Gonzalez Amuchasteguiy Gonzalez, 1993). En otras ocasiones, sobre todo en ambientes semi-aridos, la turbulencia pudohaber sido provocada por el abandono de materiales detrıticos heterometricos puestos en marchapor corrientes ocasionales de muy alta energıa. Casos de esta ındole han sido descritos en el areade Brandfontein, Namibia (Viles et al., 2007) dando lugar a cascadas tobaceas ası como en el le-cho actual del rıo Jucar (Fernandez Fernandez et al., 1996 y 2000), donde los clastos estimulan elcrecimiento y progreso de los carbonatos tobaceos (Fig. 2.9).

Figura 2.9: Precipitacion de carbonatos y fases de formacion de riffles tobaceos estimulada por las irregularidadesdel lecho vinculadas a sedimentos detrıticos acumulados previamente en evento de alta energıa. En: Fernandez etal., 2000.

Otro elemento a tener en cuenta en este morfotipo es su enorme fragilidad lo que motiva queprocesos de rotura parcial (Fig. 2.10), o de colapso total de sus paramentos, puedan provocargraves riesgos como los de avulsion (Pentecost, 1993). De nuevo, las barreras que retienen los lagos

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de Band-e-Amir suministran un buen ejemplo ya que repetidamente fueron sometidas a procesosde edificacion - destruccion y reconstruccion (Jux and Kempf, 1971). Este posible desplome puedeacontecer por diversos motivos: seısmos, fallos de fundacion en sustratos karstificables, procesos desifonamiento a traves de las permeables estructuras tobaceas, grandes riadas, etc. Bien conocidosson los efectos degradatorios y/o destructivos en coronaciones y paramentos desencadenados nosolo durante eventos episodicos de alta energıa (Grande et al., 1997; Viles et al., 2007); de igualmodo las crecidas estacionales pueden ocasionar tambien efectos erosivos en los edificios (Nicod,1986b) o inhibir parcialmente la precipitacion de calcita hasta un 50 % (Lorah and Hermaan, 1988).

Figura 2.10: Rotura de la coronacion de una pequena barrera tobacea en un cauce del Sistema Iberico. Fotografıa:Juan Vazquez Navarro.

Una vez mas, las barreras emplazadas en el sistema fluvio-lacustre de Ruidera pueden suminis-trar nıtidas evidencias de la vulnerabilidad en las represas tobaceas. Aquı, el suceso mas espectacularacontecio en la enorme represa que cierra la Laguna del Rey que, en el siglo XVI (1545), ocasionoel parcial derrumbe de su tramo suroccidental dando aparicion a una profunda vaguada -parajehoy denominado el Hundimiento- de varios hectometros de longitud y con direccion paralela a sucoronacion (Jimenez Ramırez y Chaparro, 1994; Gonzalez Martın et al., 2004; Fidalgo y Gonzalez,2013). De igual modo, notables procesos erosivos, en coronaciones y paramentos de aguas abajohan sufrido sus represas durante las violentas riadas de 1946, 1997 (Grande et al., 1997) y 2011.Recientemente, se ha considerado y evaluado, aunque con opiniones no convergentes (Albarracınet al., 2012; Navarro et al., 2012), los posibles riesgos de rotura en una de sus barreras tobaceas,concretamente la que cierra la Laguna de Santos Morcillo. Otros colapsos, ahora con posible origenen un seısmo, fueron advertidos en una gran represa pleistocena edificada en una cuenca fluvialatlantica, con el consiguiente desague catastrofico de su lago adyacente (Pareyn et Salimeh, 1989).

2.2. TERRAZAS TOBACEAS

Conforman una serie de complejos conjuntos sedimentarios que se adosan a las vertientes de losvalle y en su seno se acoplan, con diverso volumen, tanto elementos detrıticos como estructuras denaturaleza tobacea. Las denominamos terrazas porque cumplen las exigencias geomorfologicas quese atribuyen a estas formaciones superficiales: cuerpos con techos mas o menos planos, colgadossobre los cauces de los rıos (Fig. 2.11) y constituidos por sedimentos aluviales acumulados en unpreterito fondo de valle. El escalonamiento que ofrecen en los corredores fluviales, ası como lasafinidades de facies y secuencias estratigraficas, sugieren una reincidencia de los factores geneticosy ambientales que presidieron el desarrollo de estos dispositivos aluviales. Entre sus caracterısticasdestacan:

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LAS TOBAS EN ESPANA

a) Un moderado espesor que no suele ser superior a 10-15 m aunque se han citado entre otraspotencias de 40 m en el rıo Matarrana (Martınez Tudela et al., 1986), de hasta 50 m en el altoJalon (Gutierrez y Sancho, 1997) y de hasta 90 m en el rıo Piedra (Vazquez Urbez et al., 2012). Losconjuntos aterrazados de Antalya escalonados por la actividad fluvial a +300 m, +250 m y +100m sobre el nivel del mar ofrecen todavıa mayores espesores (Glover and Robertson, 1998 y 2003).

Figura 2.11: Terraza fluvial pleistocena en la margen derecha del rıo Tajo, aguas arriba de la confluencia de sutributario, el rıo Gallo. Un notable espesor y la existencia de sedimentos tobaceos encima de cantos y gravas esuna de las caracterısticas de esta modalidad en el valle del Alto Tajo.

b) La existencia en su seno aluvial de facies detrıticas y tobaceas. Estas ultimas protagonizadaspor una amplısima variedad de estructuras y facies (Cappezzuoli et al., 2010). Con frecuenciaaparecen barreras y conjuntos de menor consideracion –edificios de retencion parcial- y adosadosa sus fitohermos se identifican facies palustres y lacustres. Los sedimentos detrıticos, por su parte,suelen ofrecer una granulometrıa heterometrica (cantos, gravas, arenas, limos) y se disponen unasveces de modo caotico y otras se organizan en multiples estructuras con mayor o menor espesor. Enambos casos con asiduidad suelen ocupar el muro (Fig. 2.12) lo que ha conllevado, recientemente,la denominacion de travertinos (o tobas) de valle a estas terrazas fluviales, caracterizadas por unabase constituida por niveles detrıticos mas o menos gruesos con un desarrollo progresivo haciael techo de la sedimentacion carbonatada (Jimenez Peralvarez et al., 2012). Materiales detrıticosfosilizados por tobas han sido reiteradamente advertidos en numerosos valles andaluces del ambitogeoestructural de Ossa Morena (Baena et al., 1993; Dıaz del Olmo et al., 1994. . . .) y Betico (Alfaroet al., 1999; Delannoy et al, 1993 y 1997; Duran, 1996; Andreo y Sanz de Galdeano, 2001; Chaconet al., 2001. . . . . . .). Tambien abundan en los valles de los tributarios del Alto Ebro (GonzalezAmuchastegui y Serrano, 1996, 2005, 2007) y del Sistema Iberico (Alonso et al., 1986; GonzalezAmuchastegui, 1993a; Gonzalez Amuchastegui y Gonzalez, 1993; Torres et al., 1996; Lozano et al.,1998; Pena et al., 2000; Guerrero Domınguez y Gonzalez, 2000. . . ..). Tampoco faltan secuenciasdonde se intercalan carbonatos tobaceos y sedimentos detrıticos aluviales como acontece en elCorredor Alpujarride (Garcıa et al., 2003), en la cuenca de Sorbas (Schulte et al., 2008), o en algunosrıos ibericos (Domınguez Villar et al., 2011a y 2012). Sea cual sea la disposicion, en numerosasocasiones los sedimentos clasticos aparecen cementados por carbonatos tobaceos (Adolphe, 1990),lo que ha motivado la introduccion del termino tufaglomerate (Wood, 2003) para este tipo desedimentos detrıticos consolidados.

c) Sin embargo y a la inversa, no abundan los ejemplos donde tobas fluviales se encuentranrecubiertas a techo por detrıticos aluviales aunque sı, y muy frecuentemente como se ha comentado,por los de origen coluvionar derrubiados desde las laderas.

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d) Con notable reiteracion, los transitos verticales desde los niveles detrıticos a los de natura-leza carbonatica son netos y sin sedimentos de transicion. Esta dicotomıa –facies detrıticas/faciestobaceas- fue evaluada hace tiempo e interpretada como ocasionada por unas condiciones ambien-tales contrastadas (Roglic, 1977): las primeras arrastradas posiblemente bajo circunstancias pocopropicias para la fitoestabilizacion de las vertientes, mientras que la sedimentacion de los carbonatoscoincidirıa con escenarios idoneos para la karstificacion y el desarrollo de las cubiertas vegetales.Casi cuarenta anos mas tarde, esta dualidad generalista debe ser superada en cada ejemplo deterraza tobacea con datos de mayor precision cronologica y ambiental.

Figura 2.12: Terraza baja (Holoceno) en elvalle del Alto Tajo con un muro compuestopor sedimentos aluviales (a) detrıticos quebruscamente pasan hacia el techo a carbo-natos tobaceos (b).

e) Una dilatada distribucion espacial por innumerables parajes de las cuencas fluviales euro-peas y sobre todo de la cuenca mediterranea. Entre las espanolas destacan las terrazas tobaceasemplazadas en los valles de los rıos: Ebro y tributarios (Gonzalez Amuchastegui et al., 2000 yGonzalez Amuchastegui y Serrano, 2010 y 2013; Vazquez Urbez et al., 2008, 2011a, 2011b y 2012);Alto Tajo en varios tramos (Gonzalez Amuchastegui y Gonzalez, 1993a), ası como en diferentesafluentes (Virgili et Perez Gonzalez, 1970; Perez Gonzalez y Virgili, 1975; Ordonez et al., 1987;Gonzalez Martın et al., 1989; Torres et al., 1994; Pedley et al., 2003; Domınguez Villar et al.,2011a y 2012); los corredores fluviales del Trabaque, Escabas y Guadiela son los que ofrecen unamayor representacion: en alguno de ellos se ha constatado la existencia de siete niveles emplazadosaltimetricamente entre +15-20 m y +90 m sobre sus cauces actuales. Tambien, terrazas colgadashan sido detectadas en el Jucar (Fernandez Fernandez, 1996 y Fernandez Fernandez et al., 2000,etc.) y en ciertos tributarios – rıo Moscas (Alonso Otero et al., 1986 y 1989). Tampoco faltan en elvalle del Llobregat, con terrazas que se elevan hasta casi los 100 m (Luque and Julia, 2007) o en loscorredores levantinos con cabeceras apoyadas en el Sistema Iberico, como el del rıo Mijares (Lozanoet al., 1998 y 1999, Pena et al., 2000), Guadalaviar (Pena et al., 1994; Sancho et al., 1997 y 2010;Ebron (Lozano et al., 2012), Alto Palancia, etc. En las cuencas andaluzas, dispositivos fluviales deesta naturaleza han sido estudiados en muchısimos de sus valles alimentados por aguas karsticas.

Dentro de este morfotipo se podrıa incluir una variedad fluvial cuya complejidad no es demasiadoconocida e inicialmente advertida en el valle del Alto Tajo, aguas arriba de Peralejos de las Truchas(Guerrero Domınguez y Gonzalez, 2000). Consiste en grandes cuerpos progradantes a partir dedistintas represas que pueden alcanzar mas de 500 m de desarrollo longitudinal y espesores entre 15y 20 m (Fig. 2.13). Hacia aguas abajo, su progresion fue controlada por dispositivos de barrera cuyosfitohermos, y facies asociadas, crecieron, tanto en la horizontal como en la vertical superponiendose,a veces, unas sobre otras. Este proceso de agradacion levanto la altura del cauce en los parajes dondeprogresaban este tipo de dispositivos, por lo que en su area distal finalizaban con importantes saltosy cascadas que enlazaban el techo del conjunto con el muro del edificio adyacente situado aguasabajo. En esta marana de estructuras carbonaticas no faltan ni sedimentos detrıticos de naturalezatobacea (intraclast and phytoclast tufa), ni tampoco masas de aluviones gruesos (cantos y gravas)

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LAS TOBAS EN ESPANA

que, con frecuencia, llegan a adosarse a los paramentos de aguas arriba de las relictas barreras.A considerar la existencia de numerosas cicatrices erosivas internas asociadas a eventos de altaenergıa.

Estas acumulaciones se desarrollaron en el seno de un caudaloso lecho y bajo unas condiciones deacentuadısima fitoestabilizacion de las vertientes. Ası lo refleja el emplazamiento de estos cuerpos,construidos por las preteritas aguas del Tajo, en la misma desembocadura de importantes barrancosque, entonces, no arrastraban apenas detrıticos; identica sugerencia es aportada por la ausencia decoluviones, de edad coetanea a las estructuras tobaceas, allı donde es visible el contacto de estascon las acentuadas laderas de este angosto tramo del valle (Fig. 2.14). El deterioro de aquellascondiciones biostasicas condujo a las aguas del Tajo a desarticular, y posteriormente, a incidir conprofusion aquellos notables edificios generando, en algunas ocasiones, ciertos fitohermos, de menortamano, que se dispusieron de modo empotrado en los anteriores dispositivos (Guerrero Dominguezy Gonzalez, 2000).

Figura 2.13: Perfil longitudinal del cauce del Alto Tajo y de las acumulaciones tobaceas ubicadas en su fondode valle (margen oriental), aguas arriba de Perajejos de Las Truchas, Guadalajara (Guerrero y Gonzalez, 2000):1.- Facies de musgos; 2.- Fitohermos de barrera; 3.- Grandes cicatrices erosivas; 4.-Acumulaciones de calcarenitasy lutitas tobaceas (intraclast and phytoclast tufa); 5.-Aluviones detrıticos (gravas y cantos); 6.- Coluviones; 7.-Grandes recubrimientos coluvionares; 8.- Edificios pleistocenos escalonados; 9.- Edificios tobaceos empotrados;10.- Tobas de surgencia en la ladera; 11.- Substrato mesozoico; 12.- Lecho actual del rıo Tajo.

2.3. EDIFICIOS CON MORFOLOGIA DE RAMPA

Se trata de acumulaciones tobaceas que adoptan la morfologıa de una inclinada rampa cons-truida por carbonatos precipitados por una notable turbulencia en el seno de tramos fluviales conun elevado gradiente longitudinal. Con redundancia, a su vez, el perfil local adopta una morfologıade graderıa que, casi siempre, coincide con desniveles de origen tectonico o con grandes resalteslitologicos modelados por la erosion diferencial. Esos dispositivos en graderıa imponen dos subtiposde ambientes tobaceos:

En los confines de cada peldano, la subverticalidad del lecho incita el funcionamiento delos procesos de precipitacion fısico-quımica mientras que la turbulencia y oxigenacion de lasaguas, ası como su transparencia, permite el desarrollo de numerosas formaciones hepaticasque, con el paso del tiempo, conforman capas tobaceas mas o menos adaptadas a los desniveles.En ocasiones, en la coronacion de los peldanos pueden progresar algunos reducidos edificiosde barrera que, por norma general, no sobrepasan alturas superiores a 2-3 m.

Por el contrario, en la denominada huella o pisa horizontal de la graderıa, las aguas transcurrencon mayor lentitud y menor agitacion por lo que la precipitacion de carbonatos es inducidapor procesos biologicos vinculados a la actividad fotosintetica de macrofitos y microfitos.

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Figura 2.14: Evolucion y etapas de desarrollo (prograda-cion y agradacion) de los edificios tobaceo desarrolladosen el valle del Alto Tajo, aguas arriba de Peralejos de lasTruchas (Guerrero y Gonzalez, 2000).

Aunque este tipo de morfotipo no es muy frecuente, hay que destacar su presencia en algunosrıos del Sistema Iberico y especialmente en el Prebetico externo donde abundan en los corredoresfluviales tributarios del Guadalimar (cuenca del Guadalquivir) o del rıo Jardın (cuenca del Jucar).En ellos, sus rampas (Fig. 2.15) ofrecen varias centenas de metros de desarrollo longitudinal y salvandesniveles de orden decametrico. Casi todas ellas no son funcionales pues, a pesar de su edad reciente(Holoceno) se encuentran profusamente incididas, sobre todo a consecuencia del aprovechamientosecular que ha hecho el hombre de sus entornos (Gonzalez Martın et al., 2000a; Fidalgo, 2011).

Figura 2.15: Rampas tobaceas profusamente incididas por la erosion actual de los cauces que avenan el flancoseptentrional de la Sierra de Alcaraz (Albacete). A) Rampa del rio La Mesta. B) Rampa del rıo Salobre.

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LAS TOBAS EN ESPANA

2.4. LAS FORMACIONES TOBACEAS EN MANTO EN EL ENTORNO DE

LOS MACIZOS KARSTICOS

Una variedad morfologica, hasta ahora apenas abordada y a caballo entre los edificios de sur-gencia y los conjuntos aluviales, consiste en las multiples plataformas tobaceas que se expandenpor prolongados planos inclinados adosados a los flancos de numerosos macizos karsticos y que, enocasiones, invaden los contornos de las cubetas sedimentarias adyacentes, generalmente de caractersubsidente. Estos dispositivos, segun algunos autores franceses, suelen estructurarse en una secuen-cia lateral conformada por depositos de toba—“travertinos de glacis” – calizas palustres o lacustresy donde se hace frecuente la existencia de costras calizas o calcretas por lo que se ha denominado aesta variedad con el nombre de tobas de piedemont (Vaudour, 1982) y sus edades se remontarıan,con frecuencia, desde el Neogeno terminal al Pleistoceno inferior y/o medio. De aquı que su pre-sencia, en estos ambitos geoestructurales, haya sido considerada clave para establecer su evolucionen este lapso de tiempo debido a la estrecha relacion existente entre estas formaciones tobaceas ylos vastos aplanamientos labrados en bordes montanosos.

Dispositivos morfologicos de esta tipologıa han sido descritos en ciertos territorios de la cuencamediterranea en su extremo oriental, caso de los Montes Taurus (Turquıa), donde se vinculan geneti-camente a superficies de corrosion modeladas a finales del Plioceno (Bousquet et Pechoux, 1981);tambien en sus confines occidentales, concretamente en algunas zonas del Sistema Iberico espanol(Moissenet, 1983). Mas recientemente, se han reconocido en los bordes fallados de determinadascuencas levantinas -Hoya de Bunol, Gestalgar, Cofrentes. . . .- (Vazquez Navarro, comunicacion per-sonal)3 por donde descargaron importantes caudales karsticos: en ocasiones, sus testigos alcanzanlongitudes kilometricas a la vez que ofrecen espesores que sobrepasan varias decenas de metros.

3. OTROS MORFOTIPOS

En este epıgrafe se incluyen algunos dispositivos carbonaticos propios de ambientes con aguasmas o menos remansadas. Entre ellas destacan las acumulaciones desarrolladas en areas lacustreso pantanosas. Estas, si bien ofrecen una notable variedad de facies (Ordonez et al., 1986a; Pedley,1990 y 2009; Pedley et al., 1996 y 2003; Ford and Pedley, 1996) y pueden alcanzar espesoressuperiores a 30 m (Heiman and Sass, 1989; Buccino et al., 1978), no son proclives a engendrarmorfotipos especıficos con entidad suficiente para manifestarse en los paisajes karsticos, salvo en elcaso de que evolucionen a terrazas como consecuencia de una posterior incision fluvial (Pedley et al.,2003). Quizas, el unico representante de esta naturaleza lo constituyan los replanos estromatolıticos(Fig. 2.16) que, como autenticos biohermos algaceos, progresan en las margenes de algunas cubetaslacustres, generalmente represadas por barreras tobaceas. Sin embargo, su presencia es bastanterara. En Espana, estos dispositivos se han identificado en las Lagunas de Ruidera4 (Ordonez etal., 1986a; Pedley et al., 1996; Gonzalez Martın et al., 2004, Ordonez et al., 2005) y en el Lagode Banolas, donde fueron denominadas “plataformas litorales lacustres –pasivas-” (Brusi et al.,1997a).

Estas repisas nacen en los bordes lacustres mas o menos cubiertos por las aguas hasta una cier-ta profundidad que no suele sobrepasar los 4 m de profundidad. Ademas de los ambitos lacustresarriba mencionados, replanos sumergidos han sido detectados recientemente en otros humedalestobaceos como la Laguna del Tobar (Cuenca) o la del Arquillo, en Albacete, por buceadores delGrupo Gemosclera. En su techo abundan estromatolitos laminares que conviven, si la altura de lalamina de agua permite su desarrollo, con macrofitos higrofilos que se enraızan sobre su superficie.Hacia el centro de la laguna, este techo finaliza en un talud donde, en ocasiones, vuelven a dominarestromatolitos adosados parietalmente a aquel; a veces, en este avance lateral progresan especial-mente los estromatolitos ubicados en el segmento alto del talud aprovechando la mejor insolacion

3Ver el Apartado 1 del Capıtulo 19 sobre Las Tobas de la Rama Castellana y del Sector Levantino del SistemaIberico de Cuenca, Castellon y Valencia.

4Ver Capıtulo 17 dedicado a los conjuntos tobaceos en el Parque Natural de las Lagunas de Ruidera.

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Figura 2.16: Replanos estromatolıticos emergidosen la orilla oriental de la Laguna de La Lengua(Ruidera).

y construyendo una serie de viseras que dan una notoria personalidad morfologica a esta variedadtobacea. Una descripcion mas detallada puede proseguirse en Ordonez et al., (1986a) y Pedley etal., (1996) ası como en el apartado 2.2 del Capıtulo 17 correspondiente a los conjuntos tobaceos delParque Natural de Las Lagunas de Ruidera.

Mas enigmaticos, por lo poco que se conocen, son los dispositivos metricos (Fig. 2.17-A) quejalonan las orillas sumergidas de algunos trechos fluviales bien insolados con aguas ralentizadas ysuficiente profundidad en cauces que discurren por valles muy bien fitoestabilizados. Con semejanteinteres, aunque menor entidad y ahora colonizando de modo disperso, los fondos de ciertos cauces,apuntar la presencia de otros conjuntos menores (Fig. 2.17-B). No han sido estudiados y allı dondehan sido advertidos ofrecen envueltas externas construidas por tapices algaceos en vıas de estudio.

Figura 2.17: Construcciones carbonaticas desarrolladas en las margenes (A) y en el fondo de cauces (B) en el valledel Alto Tajo y en uno de sus tributarios.


Las acumulaciones tobaceas incluyen una amplia gama de facies desarrolladas en diferentesgeotopos deposicionales, conformados especıficamente por la convergencia de multiples factoresambientales como son: el emplazamiento geomorfologico, los tipos de vegetacion, el caracter cana-lizado o difuso de los flujos, sus caudales, el espesor de la lamina de agua, su grado de saturacion,etc. Debido a esta complejidad han surgido clasificaciones muy dispares elaboradas desde distintasopticas metodologicas donde, a veces, se constata la existencia de aproximaciones muy focalizadasa la vez que se echa de menos una perspectiva mas integradora.

Desde una optica geomorfologica, los morfotipos tobaceos ofrecen, inicialmente, una mayor sen-

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LAS TOBAS EN ESPANA

cillez siempre y cuando no se atienda con suficiente sistematizacion a sus diferentes y complejascaracterısticas sedimentologicas y petrologicas de cada uno de ellos. En este capıtulo, la exigen-cia de una breve sıntesis, ha obligado a dar preferencia a determinados aspectos morfologicos endetrimento de los elementos constitutivos que arman las estructuras y facies de sus carbonatos.Afortunadamente, desde hace algun tiempo, casi todos los estudios aplicados a estos depositos in-corporan los analisis macro y micromorfologico con un zoom en el que todavıa puede apreciarse,a veces, como no se ha logrado una perfecta compenetracion de estas dos escalas metodologicasextremas.

Atendiendo a la morfologıa se han considerado dos grandes conjuntos. Uno de ellos tiene susede en el ambito fontanar de las vertientes y se emplaza en las proximidades de surgencias conmayor o menor caudal y regularidad en sus flujos. El otro se desarrolla en el fondo de depresionesy valles ofreciendo una mayor complejidad que se manifiesta tanto en sus ambientes geneticos-fluviales, palustres y lacustres- como por la reiterativa y enmaranada presencia de materialesdetrıticos (aluviales y coluvionares) y carbonatos tobaceos. Los dispositivos mas espectaculares yfrecuentes en los corredores fluviales suelen ser las barreras tobaceas que despliegan todo tipo dedimensiones. Junto a ellas coexisten otras variedades: pequenos fitohermos de retencion de aguas ycon mayor o menor capacidad de progradacion hacia aguas abajo; conjuntos vinculados a cascadasemplazadas en importantes rupturas metricas del perfil longitudinal de los lechos, rampas tobaceasy dispositivos aterrazados. La ultima variedad coincide con los conjuntos en manto que bordean,en ocasiones, con especial magnitud las vertientes de ciertos macizos karsticos.

Las tobas desarrolladas en ambientes palustres y lacustres ofrecen un inusitado interes petrologi-co y segmentologico aunque no conforman morfologıas especıficas salvo los denominados replanosestromatoliticos que orlan las orillas de algunos humedales.

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3. LAS ACUMULACIONES TOBACEAS:EXIGENCIAS GEOAMBIENTALES Y DIS-TRIBUCION ESPACIO-TEMPORAL

J. A. Gonzalez Martın1 y C. Fidalgo1


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INTRODUCCION

Mientras que en los travertinos termales la procedencia profunda de las aguas, su CO2 ası comounas elevadas cargas hidroquımicas, permiten el progreso de los carbonatos en entornos adversos,las acumulaciones tobaceas exigen la concurrencia de una serie de factores de tipo ambiental que,directa e indirectamente, favorecen su desarrollo y expansion por los dominios karsticos. Ası acon-tece para estos depositos vinculados a aguas meteoricas que, salvo raras excepciones (localizadasen regiones con climas frıos y rigurosos), exigen para su origen y crecimiento un marco fısico dondese verifiquen y combinen una serie de condiciones ambientales.

Esta convergencia fue advertida de un modo reiterado en las acumulaciones tobaceas europeasestudiadas por numerosısimos expertos durante el ultimo tercio del siglo XX. Ello motivo que lamayor parte de los dispositivos fosiles fueran correlacionados con las epocas interglaciares (o inter-estadiales), al ser contempladas sus condiciones calidas y humedas muy propicias para la genesis deeste tipo de formaciones. De modo inverso, su desaparicion en los escenarios karsticos se vinculo adegradaciones ambientales del medio natural, asociadas a empeoramientos climaticos y/o a pertur-baciones humanas, siendo consideradas el origen de la inhibicion de los procesos de precipitacionde carbonatos al conllevar el progresivo avance de la sedimentacion detrıtica. Coetaneamente, laaplicacion generalizada de metodos de cronologıa absoluta y su integracion en el ambito cronologicocuaternario y global de los Estadios Isotopicos del Oxıgeno –MIS- (Shackleton and Opdyke, 1973),confirmo aquella hipotesis hasta entonces sostenida: los depositos tobaceos prosperaron en aquellasepocas presididas por unas circunstancias climaticas benignas y que, indirectamente, posibilitaronel avance de las cubiertas vegetales por extensos territorios. En ese caracter benigno se ha invocadola existencia de temperaturas templadas o calidas, sin periodos frıos y con una cierta humedad(Cappezzuoli et al., 2008).

En este capıtulo se abordan brevemente, y en primer lugar, las caracterısticas y exigencias am-bientales que suelen reunir los paisajes que amparan a las formaciones tobaceas, en lo que respectaa los factores climaticos ası como a las cubiertas vegetales que escoltaron su genesis; en segundolugar, se analiza tanto su distribucion espacial como su ubicacion temporal, correlacionandose lasetapas constructivas de sus grandes edificios cuaternarios con los ultimos Estadios Isotopicos delOxıgeno.

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LAS TOBAS EN ESPANA

1. EXIGENCIAS GEOAMBIENTALES EN LA GENESIS Y DESARRO-

LLO DE LAS ACUMULACIONES TOBACEAS: FACTORES CLIMATI-COS Y BIOGEOGRAFICOS

Apuntados en el primer capıtulo los condicionantes geologicos y geomorfologicos ası como laprocedencia casi siempre karstica de los flujos subterraneos, se examinaran el papel desempenadoque los factores climaticos y biogeograficos ejercen en el origen y desarrollo de las acumulacionestobaceas.

1.1. FACTORES CLIMATICOS Y REGULARIDAD DE LOS FLUJOS DEAGUA

Un determinado tipo de escenario climatico parece idoneo para favorecer la aparicion y progresode los dispositivos tobaceos, siendo el rol jugado por las precipitaciones uno de los mas ponderadosen opinion de muchos expertos. En efecto, su volumen y regimen deben ser suficientes para asegu-rar la eficacia de los procesos de karstificacion en los roquedos calizos ası como para mantener loscaudales de los flujos subterraneos con aguas cargadas de carbonatos; pero sobre todo, para conso-lidar la continuidad de las corrientes superficiales capaces de engendrar numerosas acumulacionestobaceas y posibilitar el desarrollo de elementos higrofilos y tapices algaceos, por otra parte incom-patibles en flujos que registren fuertes y/o frecuentes riadas. Ademas, el papel de las precipitacionesse manifiesta tambien de modo trascendente en las cubiertas vegetales que, a su vez, desempenanotras dos funciones fundamentales: por un lado, incrementan las bajas concentraciones del CO2

atmosferico que suelen llevar disueltas las aguas meteoricas y por otro, favorecen la fitoestabilidadde las vertientes de los valles, al impedir la llegada de terrıgenos abrasivos a los cauces.

En climas con cierta sequedad, y por tanto inicialmente no propicios para el desarrollo de lasacumulaciones tobaceas, el deficit pluviometrico puede ser contrarrestado por los efectos reguladoresque pueden desempenar acuıferos especialmente inerciales. Este es el caso de muchas regionesmediterraneas con prolongada estacion seca o sometidas cada cierto tiempo a las pertinaces sequıasplurianuales (Fig. 3.1). En ellas, la persistencia de los caudales durante los momentos crıticosesta controlada por la labor regularizadora de los acuıferos karsticos adyacentes que mantienen lacontinuidad de los flujos (Fig. 3.2). Del mismo modo, estos acuıferos pueden tambien proteger a lasacumulaciones tobaceas instaladas en los fondos de los valles durante los eventos con precipitacionesde gran intensidad, moderando el volumen de agua circulante. No obstante, no faltan excepcionesdonde flujos esporadicos, vinculados a prolongadas precipitaciones, muy discontinuos de agua, osolo funcionales durante algunos meses, pueden precipitar importantes cantidades de carbonatos alcoincidir con la salida de corrientes subterraneas muy saturadas debido a su larga permanencia enel interior de los acuıferos.

El factor temperatura ha sido invocado con diversos matices como un elemento a consideraren la formacion de las tobas, especialmente en las regiones semi-aridas; en ellas, unos elevadosregistros intensifican la eficacia de la precipitacion de carbonatos al incrementar los efectos de labiomediacion a la vez que la evaporacion decrece la solubilidad de la calcita incrementando asısu saturacion (Pedley et al., 1996). De igual modo, la insolacion y la temperatura, aunque muycondicionadas por la dinamica hıdrica (Zechmeister and Mucina, 1994; Merz-Preiß and Riding, 1999;Pentecost and Zhaohui, 2002 y 2006. . . ..), determinan la diversidad de las especies en los grupostaxonomicos alojados en el agua y que tanta trascendencia tiene en la sedimentacion carbonatada,ası como en la estructura de las diferentes facies tobaceas.

Las peculiaridades hidroquımicas de las corrientes de agua, especialmente el valor del pH y sucarga ionica, constituyen otros elementos condicionantes del desarrollo de los dispositivos tobaceos.

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3. LAS ACUMULACIONES TOBACEAS: EXIGENCIAS GEOAMBIENTALES YDISTRIBUCION ESPACIO-TEMPORAL

Figura 3.1: Laguna Redondilla (Ruidera) evidenciando, a pesar de la regulacion ejercida por el acuıfero del Campode Montiel, grandes contrastes en su vaso. Arriba, totalmente seca tras la pertinaz sequıa de principios de los anos90 con efectos incrementados por la sobre-explotacion del acuıfero. Abajo, completamente llena durante el eventode riada de 1997.

Figura 3.2: Surgencia en el fondo de una de las Lagunas de Ruidera. El aporte de sus aguas, durante los meses deverano, mantiene la altura de su lamina de agua durante esta adversa estacion, e incluso durante anos con sequıa.Fuente: Grupo Gemosclera.

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LAS TOBAS EN ESPANA

1.2. LAS CUBIERTAS VEGETALES Y SU ESTRUCTURA

Los estrechos vınculos que unen, por lo general a las formaciones tobaceas con los climas biostasi-cos, capaces de desarrollar sendas cubiertas vegetal y edafica (Fig. 3.3) son bien conocidos desdehace ya cierto tiempo. A exceptuar aquellos escenarios donde se han identificado ciertas acumulacio-nes carbonaticas, en ambitos donde la vegetacion es rara o esta ausente, frecuentemente asociadosal dominio de alta montana1.

Figura 3.3: Fiitoestabilidad en las vertientes (A) y en las orillas del cauce (B) del Alto Tajo donde progresanacumulaciones tobaceas (aguas arriba del Puente de San Pedro.- Guadalajara).

La cobertera vegetal y los suelos desempenan un importante papel en el desarrollo de los disposi-tivos tobaceos. Por un lado, suministran abundante CO2 a las aguas lo que posibilita un incrementode su carga ionica en carbonatos. Por otro, fitoestabilizan las vertientes y orillas de rıos y humeda-les. Con ello paralizan la puesta en marcha de terrıgenos en su superficie y su posterior llegada alos fondos de valle, donde pueden disminuir las tasas precipitacion al enturbiar las aguas (Fig. 3.4)que disminuyen la eficacia de los procesos fotosinteticos y/o abrasionar los tapices algo-bacterianosy organismos higrofilos.

Figura 3.4: Organismos acuaticos y precipitacion de carbonatos a distintas profundidades bajo laminas de aguacaracterizadas por la ausencia de terrıgenos en suspension. Lagunas de Ruidera. Fuente: Grupo Gemosclera.

1Ver subapartado 3.4 al final de este capıtulo, dedicado a las tobas en el dominio de la montana.

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Son numerosas las aportaciones en el continente europeo destinadas al conocimiento de comoeran los ecosistemas, y sus cubiertas vegetales, que coincidieron con la gestacion de sistemas tobaceosa traves de estudios biogeograficos, malacologicos. . . . Su analisis se ha mostrado como una vıa deenorme interes para la comprension de la evolucion del medio natural en estos entornos (Mazet,1988; Magnin, 1985; Magnin et al., 1988 y 1991; Magnin, 1997; Dıaz del Olmo, 1994; Andre et al.,1997; Porras y Dıaz del Olmo, 1997; Ali et al., 2002, 2003a, 2003b, 2003c y 2004; Hoffmann, 2005;Ollivier et al., 2006 y 2008, etc.). Respecto al estudio de la estructura vegetal, este se ha apoyadotradicionalmente sobre dos metodos complementarios:

el analisis polınico, muy conocido y utilizado sobre todo en carbonatos dispuestos en se-cuencias que incluyen turba o ciertas cantidades de materia organica, ya que fuera de estoscontextos las tobas suelen ser pobres generalmente en polenes y muchas veces se hallan muydeteriorados (Taylor et al., 1998).

el reconocimiento de improntas o impresiones de macrorrestos fundamentalmente hojas (Fig.3.5), o de frutos, conos de pinos, ramas o tallos cuya presencia es muy frecuente entre loscarbonatos tobaceos.

Figura 3.5: Improntas de restos foliares en una acumulacion tobacea del Alto Tajo.

2. LAS ACUMULACIONES TOBACEAS: DISTRIBUCION TEMPORAL

Exceptuados los dispositivos estromatolıticos, que son un factor comun en los registros estra-tigraficos de todas las eras geologicas, los conjuntos tobaceos pre-cuaternarios han adquirido unaenorme singularidad. Sin embargo, no hay demasiadas referencias a tobas y/o travertinos desa-rrollados en tiempos precuaternarios (Evans, 1999; Arenas et al, 2010b). Los principales motivosalegados (Ford and Pedley, 1996) se relacionarıan con el bajo potencial de preservacion que estoscarbonatos tienen ante los procesos erosivos ası como al caracter diseminado, la escasa continuidadlateral y el reducido espesor de sus afloramientos.

2.1. CONJUNTOS TOBACEOS PRECUATERNARIOS

Entre los mas antiguos destacan los que se remontan al inicio del Paleozoico –Cambrico- (Fordand Pedley, 1996) e, incluso, a tiempos mas tempranos en la australiana region del Queensland (Me-girian, 1992) y que ofrecen diversas variedades tobaceas (cascadas, edificios de surgencia, depositos

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LAS TOBAS EN ESPANA

lacustres y palustres, etc.). Al Permico se remontan los carbonatos emplazados en la region polacade Silesia (Szulc and Cwizewicz, 1989).

De igual modo, sedimentos tobaceos han sido identificados, junto a otros carbonatos, en losestratos del Mesozoico pertenecientes al:

Triasico superior, en Polonia (Szulc et al., 2006); en la cuenca de Durham, en Carolina delNorte (Wheeler and Textoris, 1998);

Transito Triasico–Jurasico, en Gran Bretana (Leslie et al., 1992; Ford and Pedley, 1996).

Cretacico terminal en Francia (Freytet and Plaziat, 1982).

En Espana, tambien han sido advertidos entre los materiales jurasicos de la Cuenca de Cameros(Melendez and Gomez, 2002); los que se disponen en la Formacion Aguilar (Jurasico-Cretacico),en el borde septentrional de la Meseta Norte (Hernandez et al., 1998; Dieguez et al., 2009); enel Cretacico inferior en la region valenciana (Monty and Mass, 1979) y, tambien en el Cretacicoterminal de los flancos meridionales tanto de los Pirineos (Macker, 1997) como del Sistema Central(Portero et al., 1990).

Los testigos tobaceos tampoco estan ausentes entre los roquedos del Cenozoico inferior, desta-cando en el continente americano los detectados en Brasil, junto a travertinos termales en un grabencercano a Rıo de Janeiro (Sant´Anna et al., 2004). Pero sobre todo, en el Eoceno norteamericanodonde diversos morfotipos –barreras, edificios de surgencia y otros convivieron con travertinos ter-males (Bradley, 1974), ası como en el australiano, cuya desaparicion del registro geologico coincidiocon un incremento de la aridez (Evans, 1999). En el norte de este mismo continente, dispositivostobaceos yacen en los estratos del Oligoceno (Carthew et al., 2003b). Tampoco faltan en algunade las cuencas molasicas al pie de los Alpes (Platt, 1992). En Espana, han sido localizados en laCuenca del Ebro (Anadon y Zarrameno, 1981; Zamarreno et al., 1997), en el borde meridional delos Pirineos (Nickel, 1983) y en la Isla de Mallorca (Arenas et al., 2007).

Mayor es la frecuencia de tobas en los rellenos del Neogeno ubicados en diversos dominioscontinentales. Ası, en Norteamerica, la denominada Formacion Barstow, en el desierto californianode Mojave, ha atraıdo la atencion de numerosos investigadores (Becker et al., 2001; Cole et al., 2004;Ibarra and Corsetti, 2012). Tambien tobas del Cenozoıco medio se han abordado en los ambitoshiperaridos africanos -Oasis de El Kharga (Ford and Pedley, 1996)- o en el Desierto de Atacama(Wet et al., 2012). De igual modo, han sido identificadas en el registro neogeno de numerosasregiones del Proximo Oriente (Glover et al., 1998), Asıa central (Freytet et Fort, 1980), de Europa–Croacia (Roglic, 1977), Alemania (Koban and Schweigert, 1993; Kallis et al., 2000), Hungrıa(Schweitzer and Scheuer, 1995) y Eslovaquia (Mitter, 1981)-.

En el Neogeno de la Penınsula Iberica, niveles tobaceos se han reconocido en multiples posicionesestratigraficas y territoriales2. Ası en el Pirineo oriental, al igual que en el Midi frances, se hancitado tobas de esta edad (Roiron et Ambert, 1990; Roiron, 1997), con especies de flora subtropicaly tropical. Tambien se han detectado en el Mioceno de la Cordillera Betica andaluza, en el entornoalmeriense de Alhama (Garcıa et al., 2003) y en el Puerto de los Martınez (Guendon et al., 1997b).Mayor es su presencia en la Cuenca del Duero y, especialmente en la de Madrid (Ordonez and Garcıadel Cura, 1983) donde carbonatos biogenicos fluviales (calizas tobaceas, oncolıticas, estromatolitos)se insertan en la Unidad superior miocena en los paramos a una y otra vertiente del valle mediodel Tajo (Ordonez et al., 1987b); Garcıa del Cura et al., 1991a; Sanz Montero, 1996). Elementostobaceos han sido establecidos tambien en la Cuenca del Ebro (Arenas et al., 2000; Vazquez Urbezet al., 2002; Vazquez Urbez, 2008) y en la de Calatayud (Sanz Rubio et al., 1996); de igual modo se

2La presencia de tobas, o de carbonatos tobaceos, ha sido profusamente senalada en las memorias de las Hojas1/50.000 del Mapa Geologico de Espana, sobre todo entre los materiales que colmatan aquellas cuencas sedimentariasdelimitadas por relieves constituidos por roquedos calizos karstificables.

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constataron en algunas pequenas cuencas del Sistema Iberico localizadas en sus bordes occidental -Cuenca de Zaorejas, en el Alto Tajo (Gonzalez Amuchastegui, 1993a)- y oriental -Cuenca de Teruel-(Broekman, 1983; Moissenet, 1989; Alonso Zarza et al., 2012).

La etapa plio-cuaternaria fue considerada por diversos autores como la fase principal de karstifi-cacion en el dominio mediterraneo, tanto en sus regiones orientales (Vaumas, 1967; Faugeres, 1981)como occidentales (Lhenaff, 1968; Gutierrez Elorza y Pena, 1989 y 1994). Esta interpretacion pareceser corroborada por ciertos datos posteriores, obtenidos en sedimentos ubicados en la depresion deJorox (Delannoy et al., 1997) y en las acumulaciones tobaceas que conforman el techo de los paisa-jes tabulares (alrededores de Prados Redondos, Molina de Aragon y Valhermoso. . . ) encajados pordebajo de las parameras mesozoicas del valle del Gallo, en el Alto Tajo (Gonzalez Amuchastegui,1993a). Mas al sureste, en Alicante, tambien se identifico la presencia de tobas y calizas tobaceasen estratos villafranquienses aunque sin asociarse a etapas presididas por la disolucion (Dumas,1977).

2.2. LAS ACUMULACIONES TOBACEAS CUATERNARIAS

La ubicacion temporal de las etapas cuaternarias que conocieron procesos generalizados desedimentacion tobacea ha sido posible mediante la aplicacion de distintas tecnicas de cronologıaabsoluta que contribuyeron no solo a datar las propias estructuras carbonaticas sino, tambien, afechar los muros y/o techos de los materiales aluviales, coluvionares, loessicos, etc. incluidos en lascomplejas secuencias donde, con frecuencia, se insertan las tobas.

El metodo isotopico del 14C fue el pionero aunque, casi siempre y debido a sus limitacionestemporales, se empleo en conjuntos holocenos o del Pleistoceno mas reciente. No obstante, prontose advirtio que los carbonatos integradores de las acumulaciones tobaceas no eran muy idoneospara la aplicacion de esta tecnica cronologica (Srdoc et al., 1980; Thorpe et al., 1981; Pazduret al., 1986, 1988a y 2002; Viles and Goudie, 1990; etc.) recomendandose la adopcion de ciertasprecauciones interpretativas a tener en cuenta. Fue el metodo basado en el desequilibrio entre losisotopos 238U, 234U y 230Th, tambien conocido como U/Th, el que paso a ser el mas utilizadoen tobas y travertinos (Harmon et al., 1980; Schwarcz, 1979 y 1980; Livnat and Kronfeld, 1985;Blacwell and Schwarcz, 1986; Quinif, 1988 y 2012; Julia and Bischoff, 1991; Ambert et al., 1995;Frank et al., 2000; Cheng et al., 2000; Eikenberg et al., 2001; Mallick and Frank, 2002; Garnettet al., 2004a . . . .), debido a su idoneidad en muestras carbonaticas ası como a un mayor alcancetemporal (350.000 - 400.000 anos) (Boch et al., 2005; Luque and Julia, 2007). Sin embargo, su uso noesta exento de ciertas problemas: se vinculan al caracter poroso de las acumulaciones tobaceas quefavorecen los procesos de recristalizacion (Garnett et al., 2004a) y a la contaminacion que el Torio,de naturaleza detrıtica, motiva en muchas formaciones tobaceas, sobre todo, de origen aluvial. Ası,se ha apuntado que relaciones 230Th/232Th>17 son propias de muestras con escasas evidencias decontaminacion; valores de 10 ofrecerıan una “relativamente baja” contaminacion mientras que sila relacion es inferior a 2-3, las muestras estarıan muy contaminadas isotopicamente (Luque andJulia 2007; Schulte et al., 2008).

Otros metodos utilizados, en ocasiones de modo combinado con U/Th, son E.S.R. -ElectronSpin Resonance- (Gaida et Radtke, 1983; Radtke et al., 1986; Grun et al., 1988 y 2006; Bahainet al., 2007) y Racemizacion de Aminoacidos (Torres et al., 1994, 1995, 1997, 2005 y 2009; Ortizet al., 2004, 2009); en menor medida, otros procedimientos empleados han sido 226Raex/226Ra(0)(Eikenberg et al., 2001), Resonancia Magnetica ası como O.S.L. (Vernet et al., 2008; GonzalezPellejero et al., 2012). Las aplicaciones paleomagneticas tambien han sido aplicadas para estableceralgunas aproximaciones cronologicas para tobas de notable antiguedad (Baena et al., 1996 y 1997b;Baena, 1997).

En las latitudes medias, numerosısimas formaciones tobaceas han sido asimiladas cronologica-mente a los ambientes templados o interglaciares en decenas de trabajos (Vaudour, 1985 y 1988;Weisrock, 1986; Ambert, 1986; Ambert et al., 1992; Mangin et al., 1991; Pedley et al., 1996; Dramis

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et al., 1999; Frank et al., 2000; Horvatincic et al., 2000; Ordonez et al., 2005...). En el caso del con-tinente europeo, estos depositos se expandieron por multiples regiones desde su extremo caucasico–Armenia- (Ollivier et al., 2008) hasta sus territorios mas occidentales (tanto en su flanco oceanicocomo mediterraneo), durante el transcurso de los MIS 9, 7, 5 y 1. En este extenso dominio, el MIS-5y el MIS-1 han sido considerados los estadios mas propicios para la sedimentacion tobacea y donde,con mucha frecuencia, se han invocado escenarios mas humedos que los actuales, sobre todo en laPenınsula Iberica. Con caracter espacial mas restringido, se han apuntado termicamente ambien-tes mas calidos sugeridos por la identificacion de determinados taxones vegetales –Corylus, Salix,Buxus, Ficus, etc.- en el seno de las tobas del occidente frances, hoy instalados en regiones masmeridionales como los mediterraneos (Lecolle et al., 1989). Respecto al MIS-3, sus circunstanciastermicas no parecen haber sido tan propensas como las de los anteriores a la hora de impulsar laexpansion de los depositos carbonatados (Soligo et al., 2002).

Por su parte, las etapas frıas (y en ocasiones de acentuada sequedad) fueron limitadoras deldesarrollo vegetal al no cumplir los requerimientos ambientales idoneos y por ello se caracterizaronpor una pobre fitoestabilidad en las vertientes. De aquı que fuesen perıodos poco ventajosos paraque evolucionaran, con cierta continuidad, los procesos deposicionales tobaceos al quedar su genesisinterrumpida dando paso a las acciones erosivas. Buena prueba de ello se constata en Centroeuropadonde, en el sur de Alemania no existen evidencias de tobas, ni de travertinos termales, en los MISpares -2 y 4- o en los impares excesivamente tibios -3 y 5.1- (Frank et al., 2000). Sin embargo, nofaltan excepciones en otros lugares, casi siempre mediterraneos, ya que ciertos depositos tobaceosse habrıan propagado durante fases climaticas con cierto frıo, atestiguado por la presencia dedeterminados polenes y/o macro-restos vegetales. Es el caso de Millau (Vernet et al., 2008); de Peyredonde la presencia de Picea sp., Pinus sylvestris, etc. acredita una genesis vinculada a periodosfrıos (Bazile et al., 1977); o del valle de Huveaune, en las Bocas del Rodano –Provenza-, dondesus tobas fueron sedimentadas durante el ultimo periodo glaciar conteniendo como flora fosil Pinussalzmannii, Acer opalus, Fraxinus ornus, Cornus sanguinea, Hedera helix (D´Anna et Courtin.,1986); otras excepciones se localizan en ciertas regiones de la Penınsula Iberica, como en ciertasareas andaluzas o del Sistema Iberico, donde se ha detectado cierta actividad tobacea duranteEstadios Isotopicos 8, 6 y 2 que han sido considerados globalmente como frıos3.

Es escasa la informacion que se tiene de los paisajes karsticos sucedidos en el transcurso dealgunos milenios de transicion desde los rigurosos tiempos glaciares finipleistocenos (MIS-2) a losbenignos de edad holocena. Algunos antecedentes proceden de las Islas Britanicas donde se hadetectado como este intervalo postglaciar coincidio con una etapa generalizada de notable incisionen los lechos fluviales que se paralizarıa con la llegada de los ambientes holocenos (Pedley et al.,2000).

El Holoceno (MIS-1) ha sido catalogado, a pesar de su corto desarrollo temporal, como una de lasfases cuaternarias que, merced a unos excepcionales escenarios ambientales, conocio una inusitadaeclosion de las formaciones tobaceas por todas las regiones karsticas del planeta. La responsabilidadde este hecho ha sido atribuida al notable incremento del CO2 atmosferico, advertido en las burbujasde aire obtenidas en los sondeos glaciares efectuados en Groenlandia y en la Antartida (Griffits andPedley, 1995).

Sea cual sea el origen de esta inusitada expansion lo cierto es que la sedimentacion tobacea cono-cio su inicio en el Preboreal y se continuo en el Boreal en muchos parajes europeos (Vaudour, 1986a;1986b, 1994; Vaudour et al., 1985; Pedley, 1987. . . .), en un contexto forestal abierto, protagonizadopor especies higrofilas y pioneras de vegetacion de ribera: Populus alba, Salix sp., Pragmites com-munis y algunos Quercus caducifolios. Ası acontecio en numerosas cuencas de Francia y Belgica(Janssen et al., 1999) y tambien en ambitos mas septentrionales, como Suecia (Gedda et al., 1999),Dinamarca (Pentecost, 1995b) y del centro del continente Eslovaquia (Gradzinski, 2010) o Macizode Bohemia (Zak et al., 2002)- quizas inducida por ciertas condiciones microclimaticas. Los paisajes

3Ver capıtulos 12 y 21 sobre las tobas en el Sector Aragones de la Cordillera Iberica y de Andalucıa, respectiva-mente.

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meridionales franceses de esta epoca son bien conocidos y pueden ser bastante representativos dela evolucion de los entornos tobaceos mediterraneos (Guendon et Vaudour, 1981; Vaudour et al.,1985; Vaudour, 1985, 1988, 1994 y 1997; Guendon et al., 2003; Ali et al., 2003a. . . ).

En el Holoceno medio, desde las postrimerıas del Boreal y a lo largo del Atlantico (5000-2500BP), se produjo el mayor desarrollo de las formaciones tobaceas coincidiendo con el avance delbosque de roble caducifolio, con Acer sp. y Sorbus sp, como especies acompanantes, favorecidas aconsecuencia del incremento de las precipitaciones y de la temperatura acontecido en el transcursode este “Optimo climatico”. Esta eclosion afecto a todas las regiones europeas, con ciertas matiza-ciones biogeograficas, desde sus regiones mas occidentalizadas -Gran Bretana (Pedley, 1993; Goudieet al., 1993), Belgica (Geurts, 1976a y 1976b), oeste y sur de Francia (Guendon et Vaudour, 1981;Lebret et Bignont, 1989; Bakalowicz, 1990; Vaudour, 1986a y 1986b y 1988; Ambert et al., 1992;Andre et al., 1997; Ali et al., 2003a; Guendon et al., 2003; Ollivier et al., 2006)- hasta otras masinteriorizadas como Polonia (Alexandrowicz et Gerlach, 1981).

A partir de mediados-finales del Atlantico hasta el Subboreal, el entorno natural paso de serun medio forestal abierto con robledales caducifolios, acompanados de espinosas, a otro aun masclaro donde junto al roble aparece pino (Pinus sp.), enebro (Juniperus sp.) y zarzas (Rubus sp.).Las causas de esta transformacion del paisaje vegetal fueron de origen natural y antropico. Sevinculan a un empeoramiento de tipo bioclimatico provocado por la llegada de unos ambientes demenor humedad cuyos efectos fueron incrementados por las secuelas de una inicial deforestacion,realizada por las ocupaciones humanas desde finales del Neolıtico en los territorios europeos (Geurst,1976a; Huault, 1989); aquella actividad antropica dejo como testigo la presencia de gramıneas -entreellas algunas como el Plantago sp.- y de otros taxones indicadores de pastoreo. La convergenciade ambos factores fue suficiente para ralentizar las tasas de crecimiento tobaceo que decayeronnotablemente hasta hacerse casi nulas a partir de la Edad del Bronce, conforme aquellas teselasaclaradas aumentaban su presencia, ası como su extension, en el paisaje vegetal de numerosasregiones karsticas europeas (Weisrock, 1986; Vaudour, 1986b; Goudie et al., 1993). Desde entonces,los paisajes, ası como las acumulaciones tobaceas emplazadas en ellos, evolucionaron bajo dinamicascapaces de conformar unos entornos que se sucedieron en el territorio con ritmos temporales a vecesmuy rapidos e incluidos en un ciclo climatico-antropico (Vaudour 1985, 1986a, 1988) en el quemuchos entornos tobaceos dejaron de ser funcionales y pasaron a ser objeto de intensas accioneserosivas.

Por su parte, en las regiones aridas, la ubicacion cronologica de los depositos carbonaticos secorrelaciona, con notable asiduidad, con aquellas etapas propensas a la humedad (Nicod, 2000) que,en estos ambitos, suele coincidir con los MIS pares, aunque no siempre. Ası, en Oriente Proximo,las tobas de algunas regiones secas de Siria (Vaudour et al., 1997) y de Israel -22.000 BP- (Kronfeldet al., 1988) se desarrollaron durante el MIS-2, en fecha muy proxima al Maximo Glaciar de aquelmomento (18.000 BP). Igual apreciacion ofrecen algunos ambitos brasilenos pues sus depositosse expandieron durante el MIS-2, MIS-8 y MIS-10 y MIS-12 cuando las precipitaciones fueronde mayor cuantıa que las actuales (Auler et al., 2001). Por su parte, en el borde septentrionalsahariano existen diversas singularidades: las fases constructoras de tobas coincidieron, sobre todo,con el MIS-3 y el MIS-2 pero tambien se registraron en MIS impares, como el –MIS-11- y en susperıodos de transicion -MIS 9-8- (Weisrock et al., 2008).

3. LAS ACUMULACIONES TOBACEAS: DISTRIBUCION ESPACIAL

Si la ubicacion de los travertinos esta estrictamente controlada por factores geoestructurales,a no ser que las aguas meteoricas jueguen un importante papel en la recarga del acuıfero termal(Jones and Renaut, 1996; Delgado Castilla, 2009), la localizacion de las acumulaciones tobaceasse halla casi totalmente mediatizada por los factores ambientales quedando el papel estructuralrelegado, casi siempre, a un segundo plano.

Abordados algunos de los aspectos temporales que se manifiestan en torno a los dispositivos

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tobaceos, a continuacion se hara un breve repaso de su distribucion regional en forma de herenciaspaleoclimaticas y/o como acumulaciones cuyo desarrollo continua hoy siendo activo con mayor omenor eficacia. No obstante hay que senalar que los afloramientos de toba no alcanzan la entidadsuperficial de otras formaciones como los loess o las calcretas que cubren dilatadısimas extensionescontinentales representando mas del 10 % (Catt, 1996) y 13 % (Yaloon, 1988) de su superficie,respectivamente. En efecto, las tobas se expanden como pequenas y discontinuas teselas dentro deun enorme mosaico territorial, casi siempre dominado por morfoestructuras calizas, emplazandoseunas veces de modo puntual a la salida de surgencias de agua y otras adaptandose, de formajalonada y con distintos morfotipos, en el fondo de los valles fluviales.

Para examinar su distribucion geografica hay que destacar los ensayos de gran interes realiza-dos, desde hace algun tiempo, por autores como Pentecost (1995b); Ford y Pedley (1992 y 1996);Pedley (2009) consagrados a levantar un inventario de los multiples dispositivos tobaceos en nu-merosos paıses. Apoyandonos en ellos, y en una bibliografıa mas reciente, se examinaran primerolas acumulaciones de las regiones templadas, despues las ubicadas en los medios dominados porla sequedad, a continuacion las emplazadas en los ambitos tropico-monzonicos y, finalmente, en eldominio azonal de las montanas.

3.1. LAS ACUMULACIONES TOBACEAS EN LAS REGIONES TEMPLA-DAS (TABLA 3.1)

Esta zona climatica ofrece innumerables ejemplos en todos los continentes, tanto en su interiorcomo en sus humedas fachadas oceanicas, siendo los ambitos karsticos mediterraneos donde losedificios de toba ofrecen mayor representacion y magnitud. Como caracterıstica general, estas acu-mulaciones pleistocenas y holocenas, parecen testificar unas condiciones ambientales mas favorablespara su desarrollo que las registradas en la actualidad.

3.1.1. EUROPA

Las manifestaciones carbonaticas mas septentrionales consisten en encostramientos generadospor cianobacterias localizados en Suecia a 68ºN (Ford and Pedley, 1996) y ciertas tobas palustresvinculadas a las altas temperaturas estivales registradas entre el 9.500 y 8.000 BP (Gedda etal., 1999). Con edades semejantes han sido identificadas en Dinamarca (Pentecost, 1995b) y enalguna de las republicas balticas, como Bielorrusia (Makhnach et al., 2000). De igual modo se hanconstatado, en Rusia, en los alrededores de San Petersburgo (Vaudour, 1988).

Mas al sur, toda la fachada occidental de Europa ofrece numerosas acumulaciones en sus diversascuencas fluviales. En las Islas Britanicas, las tobas son escasas en Irlanda (Statham, 1977; Preeceand Robinson, 1982; Pentecost, 1995b; Foss, 2007) y mucho mas frecuentes en Gran Bretana. Aquı,casi todas sus regiones calizas, especialmente las ubicadas en sus acuıferos carbonıferos y jurasi-cos, muestran una notable abundancia de estos depositos que se expandieron, sobre todo, duranteel Holoceno. Un inventario, efectuado en la decada de los noventa (Pentecost, 1993), establecio laexistencia en el paıs de 160 parajes con tobas, numero que fue considerado como una pequena apro-ximacion del total de lugares con acumulaciones de esta naturaleza (Davies and Robb, 2002). Ası,fueron analizadas en Gales (Pedley, 1987; Viles and Pentecost, 1999); Yorkshire (Pentecost, 1981;Pentecost and Lord, 1988, Pentecost and Spiro, 1990; Pentecost, 1991 y 1992); Derbyshire (Pedley,1993; Pedley et al., 2000) y otros ambitos (Andrews et al., 1994; Pentecost, 1998; Taylor et al.,1994; Garnett et al., 2004b, etc.). Tras finalizar el perıodo Atlantico, la sedimentacion carbonaticaceso y hoy es inactiva o muy debil (Goudie et al., 1993; Andrews et al., 1994), aunque todavıaexisten algunos dispositivos funcionales, como los de Pentlands Hills, en Escocia (Pentecost, 1978).

Ya en el continente, destacan las acumulaciones carbonaticas alojadas en los valles franceses delos rıos Loira, Somme, Sena y tributarios (Huault, 1989; Bahain et al., 2007) aunque casi siempre depequena entidad y dispuestas en secuencias fluviales de cierta complejidad (Lecolle, 1989; Freytet,1990; Limondin-Lozouet and Preece, 2004; Veldkamp et al., 2004). Esta region atlantica fue una de

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las pioneras al ser sus conjuntos tobaceos objeto de estudio desde finales del siglo XIX (Tournouer,1877; Brongniart, 1880; Dollfus, 1898; Munier-Chalmas, 1895) continuandose en las primeras deca-das del siglo XX (Brognard, 1907; Commont, 1910 y 1917). En el valle del Somme abundan aguasabajo de Amiens, mientras que la cuenca del Sena, a pesar de ser rica en rocas carbonatadas, esrelativamente pobre en este tipo de acumulaciones, todas ellas de reducidas dimensiones (Frey-tet et Plet, 1996) y casi siempre emplazadas aguas arriba de Paris; curiosamente, ciertos nivelesde toba se incluyen entre los diversos materiales que se han sedimentado en su estuario (Lesueret al., 2003). De igual modo, el litoral comprendido entre las desembocaduras de estos dos rıosatlanticos –Somme y Sena-, ofrece depositos puntuales al pie de surgencias que descargan aguas deacuıferos costeros (Lecolle, 1989). Tambien, en el valle del Dordona, afluente del Garona, han sidoidentificados diversos conjuntos tobaceos (Preece et al., 1986; Hoffman, 2005).

En Belgica, se han detectado acumulaciones asociadas a manantiales ası como pequenas ba-rreras y siempre de edad posterior a la ultima etapa glaciar (Symoens et al., 1951; Gullentops etMullenders, 1971; Geurst, 1976a y 1976b; Pentecost, 1995b; Janssen and Swennen, 1997; Janssen,1999; Quinif, 2012), no faltando tampoco ni en Luxemburgo (Couteaux, 1969; Geurst 1976c), ni enPortugal (Choffat, 1895; Carvalho and Romaiz, 1973; Gaida et Radtke, 1983; Soares et al., 1997).

En regiones europeas mas interiorizadas, donde los rasgos de continentalidad comienzan a haceracto de presencia, las acumulaciones tobaceas, a menudo fosiles, se distribuyen de modo bastanterestringido por sus vastos territorios. En Alemania (Pentecost, 1995b; Ford and Pedley,1996; Braumet al., 2000), se han inventariado numerosos lugares con tobas y travertinos, desarrollados en losinterglaciares pleistocenos y durante el Holoceno, siendo algunas todavıa funcionales (Arp, 2001 y2010); entre aquellas sobresalen por su entidad las halladas en Swabische, Alb (Stirn, 1964; Ironand Muller, 1968) y en Stuttgard-Bad-Cannstatt, aunque aquı dominando los travertinos de origentermal (Frank et al., 2000); tambien se han citado en lugares mas orientales, como en Rumanıa(Pentecost, 1995b), Hungrıa, donde abundan, de nuevo, junto a travertinos (Scheuer and Schwitzer,1989; Schweitzer and Scheuzer, 1995) y en ciertas comarcas de Polonia, del este (Pazdur et al., 1988ay 1988b; Dobrowolski et al., 2002) y del sur donde niveles tobaceos holocenos, de espesor <1 m,recubren las terrazas detrıticas de algunos rıos que descienden desde los Carpatos y la Meseta deCracovia (Alexandrowicz et Gerlach, 1981; Pazdur and Pazdur, 1986). Los territorios karsticos dela antigua republica de Checoslovaquia ofrecen asimismo conjuntos tobaceos (Lozek, 1957), sobretodo en Eslovaquia (Gradzinski, 2010), donde las originales morfologıas del valle de Hincava habıansido analizadas tres decadas antes (Mitter, 1981).

Pero como ya se ha apuntado, los ambitos mediterraneos, sobre todo aquellos con condicionespluviometricas subhumedas (ciertas regiones de Italia y Francia ası como la fachada occidental de laPenınsula Balcanica), parecen mas proclives a la genesis de los depositos tobaceos (Vaudour, 1985,1986a y 1986b; Freytet et Verrecchia, 1998; Pedley, 2009. . . ). Entre ellas sobresalen los ambitosmeridionales franceses, un dominio tobaceo paradigmatico (sobre todo el area de las Bocas delRodano) que ha sido objeto de numerosas e interesantes monografıas y reuniones cientıficas (Vau-dour, 1985 y 1988) donde se incluyen multitud de aportaciones en las que convergen con exito plan-teamientos por un lado, paleoecologicos (Antrocologıa y Malacologıa) y por otro, geomorfologicosy sedimentologicos (Adam, Adolphe, Ali, Ambert, Bakalovicz, Casanova, Couderc, D´Ana, Delan-noy, Ek, Durand, Freytet, Guendon, Magnin, Martin, Muxart, Nicod, Ollivier, Roiron, Vaudour,Vernet, Verrechia. . . ) que resultan imposibles de citar y describir aquı.

La Penınsula Italica dispone tambien de innumerables tobas, con gran diversidad de morfotiposque coexisten junto a numerosos travertinos originados por aguas profundas (Minissale et al., 2002).Sobresalen los conocidos conjuntos geotermales de la costa septentrional del Lazio (Radke et al.,1986) ası como los de Tivoli (Chafetz and Folk, 1984; Pentecost and Tortora, 1989; Facena et al.,2008). En la cercana region de Toscana (Cappezzuoli et al., 2008 y 2010) destacan los travertinosproximos a Rapolano (Guo & Riding, 1994, 1998 y 1999; Brogi, 2004; Brogi et al., 2005). De igualmodo, los localizados en multiples parajes de Campania, tanto en su propio litoral, alrededores dePaestum (Lippmann et Vernet, 1986; D´Argenio et al., 1993), como en otros valles proximos –el

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del rıo Tanagro- (Buccino et al., 1978) donde algunos edificios superan, en ocasiones, los 100 m(Baggioni, 1980); tambien los del area de Pontecagnano, cerca de la bahıa de Salerno (Anzaloneet al., 2007). En el centro del paıs (Umbrıa) son notables las acumulaciones de la cuenca mediadel Velino (Soligo et al., 2002), a veces afectadas por movimientos sısmicos extensionales (Comerciet al., 2003) y del Volturno (Golubic et al., 1993; Violante et al., 1994). Carbonatos funcionaleshan sido analizados recientemente en la confluencia de los cauces del Parmenta y del Corvino,en Calabria (Manzo et al., 2012). Por otro lado, tobas han sido estudiadas en algunas islas delMediterraneo, como en Malta (Pedley, 1980).

Mas al este, en ambientes mediterraneos ciertamente degradados, destacan las manifestacionesde su dominio Dinarico vinculadas a flujos fluviales de abundante caudal y carga hidroquımica(Gams, 1967; Horvatincic et al., 2003). En ellas despuntan los famosos lagos de Plitvice alojadosen la angosta garganta del rıo Korana y jalonada por excepcionales barreras (con alturas que,en algun caso, superan los 30 m) a lo largo de una decena de kilometros (Stoffers, 1975; Roglic,1977 y 1981; Kempe and Emeis, 1985; Emeis et al., 1987; Chafet et al., 1994; Pentecost, 1995b;Horvatincic et al., 2000, 2003 y 2006; Plenkovic-Moraj et al., 2002). Identicas peculiaridades, e igualespectacularidad, aunque menos conocidos, ofrecen los humedales del valle del Krka (Lojen et al.,2004; 2009a y 2009b), donde una de sus barreras fue considerada la mayor del mundo con sus 45m de altura (Ford and Pedley, 1996). A destacar los dispositivos ubicados en el borde de Croaciay Norte de Dalmacia –valles del Zrmanja y Krupa- (Paulovic et al., 2002). Mas al Sur, en Grecia,el flanco oriental de los Montes Vermion presenta interesantes depositos tobaceos (Faugeres, 1981).Estudios mas recientes han senalado nuevos conjuntos carbonaticos en el centro del paıs (Brasier etal., 2005), ası como en las proximidades del Golfo de Corinto –Penınsula de Perachora- (Flotte et al.,2001; Kershaw and Guo, 2006; Andrews et al., 2007). En los alrededores de los Lagos Volvi y Lagada,no lejos de Tesalonica, conviven algunas tobas con importantes construcciones termales (Gurk etal., 2007). Identica asociacion ha sido advertida, tambien, en territorios rumanos (departamentosde Hunedoara y Harenita) e, incluso, en regiones mucho mas orientales, como en Armenia, dondelas condiciones climaticas no pueden ser ya consideradas como mediterraneas: en ambos casos, lasacumulaciones tobaceas se desarrollaron en ciertas etapas interglaciares estando cronologicamente,en el caso de las de Armenia, comprendidas desde el Pleistoceno medio hasta el Holoceno (Ollivieret al., 2008).

En la Penınsula Iberica son innumerables las acumulaciones tobaceas aunque en sıntesis regio-nales, abordadas por investigadores anglosajones (Pentecost, 1995b; Ford and Pedley, 1996), apenasse han senalado medio centenar de lugares. No obstante, y como se detalla en este volumen, lastobas estan representadas en casi todas sus regiones.

3.1.2. ASIA

Las tobas son tambien relativamente frecuentes en este gran continente aunque en muchas re-giones conviven con importantes conjuntos de origen termal. Es el caso de algunas zonas de Turquıacentral y occidental (Vita-Finzi, 1969; Atabey, 2002; Ozkul et al., 2010) siendo muy conocido elparaje travertınico de Pamukkale con sus importantes manantiales (Altunel and Hancock, 1983 y1993) y, sobre todo, la antigua region de Pampilia, al sur de la Penınsula Anatolica, dotada deenormes formaciones tobaceas (Bousquet et Pechoux, 1981; Vaudour, 1985). Despunta el entornode la ciudad de Antalya, al pie del macizo mesozoico del Taurus; en sus aledanos, las acumula-ciones cubren mas de 600 km2 y presentan espesores que exceden los 250 m (Erol, 1990; Burger,1990; Drogue et al., 1997; Glover and Roberson, 2003; Dipova and Doyuran, 2006b; Kosun, 2012).Por otra parte, en el valle del rıo Meandro se ha citado la existencia de ciertas cascadas tobaceas(Gandın and Cappezzuoli, 2008).

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3.1.3. AFRICA, AMERICA Y AUSTRALIA

No es el continente africano un marco propicio para el desarrollo de los depositos tobaceos en susambitos templados, debido a la escasa representacion espacial que aquellos ofrecen en sus confinesseptentrional y meridional.

Mayor representatividad tienen en el subcontinente septentrional americano donde abundan lasacumulaciones de toba en ciertos ambitos regionales. En Canada son raros los lugares donde se hamencionado su existencia, casi siempre no lejos de travertinos de origen termal (Bonny and Jones,2003). Los mas notorios se localizan en Alberta (Rainey and Jones, 2007) y consisten en diversasbarreras (de hasta 5 m de altura) edificadas por pequenos cursos de agua (Jones and Renaut,2010). Mas al norte, y bajo ambientes que no deben contemplarse como templados al ubicarseen latitudes articas (valle del rıo Yukon), se ha detectado la existencia, sobre todo, de pequenasrepresas muy recientes (Holoceno), cuyo progreso se ha visto favorecido por los cortos veranos allıreinantes (Geurst et al., 1992; Geurst and Watelet, 1994). Estados Unidos, sin embargo, cuentacon mayor presencia de depositos tobaceos (Ford and Pedley, 1996), en sus regiones templadas almostrar sus vastos territorios una considerable diversidad litologica y unas condiciones climaticasmenos extremas que las canadienses.

En Australia, tobas han sido identificadas en su borde SW, concretamente en el tramo litoralcomprendido entre los cabos Naturaliste y Leewin (Forbes et al., 2010) y tambien en el suroriental,Nueva Gales del Sur (Carthew and Drysdale, 2003).

Tabla 3.1: Localizacion de las acumulaciones tobaceas en los paıses y regiones del dominio climatico templado yautores que las han estudiado.

EUROPA

Suecia Ford and Pedley, 1996; Gedda et al., 1999

Dinamarca Pentecost, 1995b

Bielorrusia Makhnach et al., 2000

Rusia Vaudour, 1988

Islas Britanicas

Irlanda Foss, 2007; Preece and Robinson, 1982; Pentecost, 1995b; Statham,

1977

Gran Bretana Davies and Robb, 2002; Pentecost, 1993

Escocia Pentecost, 1978

Gales Pedley, 1987; Pentecost, 1993; Viles and Pentecost, 1999

Yorkshire y

Derbyshire

Pedley, 1993; Pedley et al., 2000; Pentecost, 1981; Pentecost and Lord,

1988; Pentecost et al., 1990; Pentecost, 1991 y 1992;

Otros ambitos Andrews et al., 1994; Garnett et al., 2004b; Goudie et al., 1993;

Pentecost, 1998; Taylor et al., 1994; etc.

Francia

Valles Atlanticos:

rıos Loira, Somme, Sena,

Garona y tributarios

Bahain et al., 2007; Brognard, 1907; Brongniart, 1880; Commont, 1910

y 1917; Dollfus, 1898; Freytet, 1990; Freytet et Plet, 1996; Hoffman,

2005; Huault, 1989; Lecolle, 1989 y 1990; Lesuer et al., 2003;

Limondin-Lozouet et al., 2004; Munier-Chalmas, 1895; Preece et al.,

1986; Tournouer, 1877; Veldkamp et al., 2004

Regiones

meridionales

Adam et al., 2003; Adolphe, 1981; Ali, 2002, 2003a; Ambert et al.,

1986, 1992 y 1995; Bakalowicz, 1988a y 1990; Bakalowicz, et al., 1988;

Casanova, 1981; Guendon et Vaudour, 1981; Guendon, 1997a; Nicod,

1986a; Ollivier et al., 2006; Roiron, 1990 y 1997; Vaudour, 1985, 1986a,

1986b, 1988, 1994 y 1997; Vernet et al., 2008...

Belgica Geurst, 1976a y 1976b; Gullentops et Mullenders, 1971; Janssen, 1997

y 1999; Pentecost, 1995b; Quinif, 2012; Symoens et al., 1951

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LAS TOBAS EN ESPANA

Luxemburgo Couteaux, 1969; Geurst 1976c

Portugal Carvalho and Romaiz, 1973; Choffat, 1895; Gaida et Radtke, 1983;

Soares et al., 1997

Alemania

Aspectos generales Arp, 2001 y 2010; Braum et al., 2000; Ford and Pedley,1996; Pentecost,

1995; Braum et al., 2000

Swabische, Alb Iron and Muller, 1968; Stirn, 1964

Bad-Cannstatt Frank et al., 2000

Rumanıa Pentecost, 1995

Hungrıa Scheuer and Schwitzer, 1989; Schweitzer and Scheuzer, 1995

Polonia Alexandrowicz et Gerlach, 1981; Pazdur et al., 1988a y 1988b Pazdur

and Pazdur, 1986; Dobrowolski et al., 2002

Eslovaquia Gradzinski, 2010; Lozek, 1957; Mitter, 1981

Penınsula Italica

Aspectos generales Minissale et al., 2002

Lazio: costa

septentrional y Tıvoli

Chafetz and Folk, 1984; Facena et al., 2008; Gandin et al., 2006;

Pentecost and Tortora, 1989; Radke et al., 1986

Toscana Brogi, 2004; Brogi et al., 2005; Cappezzuoli et al., 2008 y 2010; Guo &

Riding, 1994, 1998 y 1999

Campania Anzalone et al., 2007; Baggioni, 1980; Buccino et al., 1978; D´Argenio

et al., 1993; Lippmann et Vernet, 1986

Umbrıa Comerci et al., 200; Golubic et al., 1993; Soligo et al., 2002; Violante et

al., 1994

Calabria Manzo et al., 2012

Malta Pedley, 1980

Dominio karstico Dinarico

Aspectos generales Gams, 1967; Horvatincic et al., 2003

Valle del Alto

Korana. Plitvice

Chafet et al.,1994; Emeis et al., 1987; Horvatincic et al., 2000, 2003 y

2006; Kempe and Emeis, 1985; Pentecost, 1995b; Plenkovic-Moraj et

al., 2002; Roglic, 1977 y 1981; Stoffers, 1975

Valle del Krka Ford and Pedley, 1996; Lojen et al., 2004; 2009a y 2009b

Borde de Croacia y

Norte de Dalmacia

Paulovic et al., 2002

Grecia

Lagos Volvi y Lagada Gurk et al., 2007

Golfo de Corinto Andrews et al., 2007; Kershaw and Guo, 2006

Otros ambitos del paıs Brasier et al., 2005; Faugeres, 1981

ASIA

Turquıa

Regiones central y

occidental

Atabey, 2002; Ozkul et al., 2010; Vita-Finzi, 1969

Antigua region

de Pampilia

Bousquet et Pechoux, 1981; Burger, 1990; Dipova and Doyuran, 2006b;

Drogue et al., 1997; Erol, 1990; Glover and Roberson, 2003; Kosun,

2012; Vaudour, 1985

Valle del rıo Meandros Gandın and Cappezzuoli, 2008

AMERICA Y AUSTRALIA

Canada

Aspectos generales Bonny and Jones, 2003

52


Alberta Jones and Renaut, 2010; Rainey and Jones, 2007

Valle del rıo Yukon Geurst et al., 1992 y 1994

Estados Unidos

Aspectos generales Ford and Pedley, 1996

Australia

Extremo Suroccidental Forbes et al., 2010

Nueva Gales del Sur Carthew and Drysdale, 2003

3.2. LAS ACUMULACIONES TOBACEAS EN LAS REGIONES SEMI-ARI-

DAS Y ARIDAS (TABLA 3.2)

En los dominios secos, la mayorıa de los dispositivos tobaceos identificados presentan un caracterfosil debido a los inconvenientes que la ausencia de flujos continuos de agua y una escasa presen-cia de CO2, imponen para su desarrollo. Por ello, casi todas las formaciones relictas se vinculangeneticamente a momentos paleoclimaticos de cierta humedad (Nicod, 2000). No ocurre ası con laexistencia de travertinos termales, muy numerosa, al proceder su origen del aporte de este gas en losnumerosos manantiales geotermales que abundan en muchos ambitos aridos: unas veces vinculadosa grandes accidentes extensionales y otras, asociados a la fracturacion que delimita los elevadosrelieves alzados en etapas tectonicas recientes y que, muy frecuentemente, son responsables de laactual ausencia de humedad oceanica en estos territorios.

3.2.1. LOS DEPOSITOS DE TOBA EN LAS VASTAS REGIONES DESERTICAS

DE AFRICA Y ASIA

En el continente africano, los depositos de tobas se cinen especialmente a los corredores denumerosos ouads, depresiones intramontanosas y piedemonts de Marruecos (Martin, 1981; Rognon,1987; Ahmamou et al., 1989; Akdim and Julia, 2005; Rousseau et al., 2006). Entre ellos sobresalenlos emplazados en el valle del Fouarat, afluente del Sebou (Nafaa, 1998), en el ouad del Ain-Lahjar–Tiddai-Maaziz- (Belhilali, 1998), en los flancos de la cadena de Bou-Khovali, al este del paıs(Chaker et Laouina, 1998) y en el macizo de Bai-Iznassen (Merzhab et al., 1998). Tambien mas alsur en el valle del Dades, entre Ouarzazate y Skoura -Anti-Atlas- y con aguas de influencia termal(Gauthier et Hindenmeyer, 1953; Akdim, 1986). En el piedemont del Alto Atlas (Weisrock, 1981;Weisrock et al., 1986; Adolphe et al., 1986) destacan las espectaculares cascadas de Imouzzer, en sumayor parte no funcionales debido a las moderadas precipitaciones actuales (422 mm/ano). Junto aestas manifestaciones existen otros depositos tobaceos al pie de los sinclinales colgados de la cuencade Tasroukht (Bouchaou et al., 2002). Distintos conjuntos se insertan en el macizo de Aures (Ballaiset Cohen, 1981) y en los alrededores de Hodna (Bellion et Magagnosc, 1981), aunque se trata dereducidos afloramientos diseminados pertenecientes a las postrimerıas del Pleistoceno superior einicios del Holoceno.

Tampoco se hallan ausentes en areas hoy deserticas, tanto del Sahara occidental (Rognon, 1996;Boudad et al., 2003; Weisrock et al., 2008) como del Central –Libia- (Cremaschi et al., 2010) y deloriental. En este ultimo ambito sobresalen algunos importantes humedales egipcios (Butzer andHasen, 1968; Crombie et al., 1997; Brook et al., 2003; Osmond and Dabous, 2004) y, sobre todo,el famoso oasis de El-Kharga donde las tobas alcanzan una notable extension y un espesor cercanoa 20 m (Said, 1990; Nicoll et al., 1999; Smith et al., 2004a y 2004b) aunque, logicamente, con uncaracter fosil vinculado a las etapas pluviales cuaternarias.

En la otra punta continental, tobas fluviales fueron abordadas en el Transvaal, Sudafrica, (Mar-ker, 1973) y en el Desierto del Kalahari –Botswana- (Butzer et al., 1978) asociadas, tambien, aclimas pluviales. Posteriormente se localizaron en las aridas montanas de Namibia (Brook et al.,1999), donde pequenas barreras se han desarrollado a lo largo de un tributario del rıo Tsondab

53

LAS TOBAS EN ESPANA

(Viles et al., 2007). Por su parte, los carbonatos son muy abundantes en los numerosos lagos delRift, pero casi todos coinciden con travertinos (Renaut et al., 2002) debido al ingente predominiode los manantiales termales en este gran accidente.

En Asia, la mayorıa de los dispositivos tobaceos emplazados en sus regiones aridas se ubican enProximo Oriente. En el Lıbano (Nahr el Arka) han sido analizadas acumulaciones que sobrepasanlos 50 m de espesor (Vaumas, 1967) y, tambien, en Siria donde se concentran en la cubeta del oasisde Palmira, en los confines del Desierto Arabigo y al W de la cuenca del Eufrates: se depositarondurante breves pulsaciones de humedad (Vaudour et al., 1997) que jalonaron los tiempos del MIS-2;otros dispositivos han sido observados en Israel, en el valle del Hula (Heismann and Sass, 1989),en el de Arava (Livnat and Kronfeld, 1985) y Bet Shean (Kronfeld et al., 1988), estos ultimosdesarrollandose tambien en fases mas humedas que las actuales, siendo coetaneos de los nivelesmas elevados de la lamina de agua en el Lago Lisan.

3.2.2. LAS ACUMULACIONES TOBACEAS EN LOS TERRITORIOS ARIDOS

DE AMERICA Y AUSTRALIA

En Arizona sobresalen las tobas y travertinos detectados en el Canon del Colorado (Szabo, 1990;Ford and Pedley, 1997), ası como las barreras tobaceas identificadas en los cauces de sus extensosalrededores (Fuller et al., 2011); entre ellos, el famoso valle del rıo Havasu (Black, 1955) donde dichasrepresas conocieron una etapa de notable actividad tobacea en torno al 7.400 B.P. coincidiendo,tambien, con precipitaciones mas elevadas que las actuales (O´Brien et al., 2006). Tambien aparecenen ambitos californianos semi-aridos con lluvias que alcanzan unos 350 mm anuales (Slack, 1967).Ademas, son famosas las construcciones carbonaticas, termales y meteoricas4, emplazadas en elconocidısimo Mono Lake (Rieger, 1992) y en el Lago Searles, donde cerca de 500 torres carbonaticasse alzan sobre su fondo seco y son modeladas por la accion del viento (Guo and Chafetz, 2012).En Nevada, y en semejantes contextos hidroquımicos, destacan tambien los conjuntos del Big SodaLake (Goff, 1987; Rosen et al., 2004) y Pyramid Lake (Benson, 1994 y 1996). Por su excepcionalvalor paleolimnologico sobresalen las tobas sitas en diferentes posiciones en las remotas orillas delinmenso lago pleistoceno Bonneville y que han permitido seguir la evolucion temporal de su laminade agua en determinadas etapas paleoclimaticas (Wood, 2003; Hart et al., 2004; Nelson et al., 2005).

En America del Sur, depositos de tobas pleistocenas han sido identificadas en el ambito noro-riental brasileno que se vincularon, una vez mas, a etapas mas humedas del Cuaternario reciente ymedio (Auler et al., 2001).

Por su parte, las tobas no son nada frecuentes en las vastas regiones extremadamente secas delzocalo australiano. No obstante, han sido reconocidas en el entorno de la Cordillera Napier (NWdel continente) donde la evaporacion potencial juega un papel notorio en la precipitacion de loscarbonatos al superar su valor cinco veces al de las precipitaciones anuales (Wright, 2000).

Tabla 3.2: Localizacion de las acumulaciones tobaceas en las regiones semi-aridas y aridas y autores que las hanestudiado.

AFRICA

Marruecos

Depresiones

intramontanosas y

piedemonts

Ahmamou,et al., 1989; Akdim and Julia, 2005; Belhilali, 1998; Chaker

et Laouina, 1998; Martin, 1981; Merzhab et al., 1998; Nafaa, 1998;

Rognon 1987; Rousseau et al., 2006

Valle del Dades,

-Anti-Atlas-

Akdim, 1986; Gauthier et Hindenmeyer, 1953

4En opinion de algunos autores, estos dispositivos, generalmente asociados a morfologıas acastilladas, deben serconsiderados mas bien travertinos, aunque se ha propuesto para ellos la denominacion de Saline Tufas (Ford andPedley, 1996).

54


Piedemont del Alto Atlas Adolphe et al., 1986; Bouchaou et al., 2002; Weisrock, 1981; Weisrock

et al., 1986;

Argelia Ballais et Cohen, 1981; Bellion et Magagnosc, 1981

Desierto del Sahara

Sahara occidental Boudad et al., 2003; Weisrock et al., 2008

Sahara central –Libia- Cremaschi et al., 2010

Sahara oriental:

humedales egipcios

Butzer and Hasen, 1968; Brook et al., 2003; Crombie et al., 1997; Nicoll

et al., 1999; Osmond and Dabous, 2004; Said, 1990; Smith et al., 2004a

y 2004b

Sudafrica

Transvaal Marker, 1971 y 1973

Botswana

Desierto del Kalahari Butzer et al., 1978

Namibia

Montanas. Cuenca Tsondab Brook et al., 1999; Viles et al., 2007

ASIA

Lıbano: Nahr el Arka Vaumas, 1967

Siria Vaudour et al., 1997

Israel Heismann and Sass, 1989; Kronfeld et al., 1988; Livnat and Kronfeld,

1985

AMERICA DEL NORTE

Canon del Colorado y

valles de su entorno

Black, 1955; Ford and Pedley, 1997; Fuller et al., 2011; O´Brien et al.,

2006; Szabo, 1990;

Aguas termales y

meteoricas: Mono Lake y

Lago Searles (California);

Big Soda Lake y Pyramid

Lake (Nevada):

Benson, 1994 y 1996; Goff, 1987; Rieger, 1992; Guo and Chafetz, 2012;

Rosen et al., 2004; Slack, 1967;

Utah: Lago Bonneville Hart et al., 2004; Nelson et al., 2005; Wood, 2003;

AMERICA DEL SUR

Ambito NE. Brasil Auler et al., 2001

AUSTRALIA

Cordillera Napier

(NW del continente)

Wright, 2000

3.3. LOS DOMINIOS INTERTROPICALES Y MONZONICOS (TABLA 3.3)

Los depositos tobaceos aparecen en numerosas regiones monzonicas. Tanto en territorios conlluvias moderadas, caso de Orissa (borde oriental de la Meseta del Decan) donde se han descritotobas fluviales, holocenas y modernas (Das and Mohanti, 2005), como en otros de mayor humedad(Benoit, 1986; Pazdur et al., 2002). En estos ultimos sobresalen las ubicadas en ciertas regioneschinas insulares (Ng et al., 2006) y continentales (Zhang et al., 2001; Yoshimura et al., 2004;Florsheim et al., 2013. . . .). En el archipielago japones son relativamente mas abundantes: algunasse localizan en los sectores centrales de la isla de Honshu (Naka et al., 1999) pero, sobre todo, ensus parajes occidentales y meridionales (Yoshimura et al., 1996a y 1996b; Kano et al., 1998, 2003y 2007; Hori et al., 2008), no lejos de importantes manantiales, como los de Shirokawa. De igualmodo y desde hace mucho tiempo, se han citado formaciones tobaceas en Birmania, en el valle delrıo Nam Mandalay (La Touche, 1906). Acumulaciones de cascada en graderıas fluviales, de hasta60 m de desnivel, han sido constatadas en la cuenca del rıo Mekong, en Laos (Neboit, 1986).

55

LAS TOBAS EN ESPANA

Las tobas tampoco faltan en el Tropico de Capricornio africano, concretamente en la isla deMadagascar, donde son conocidos los Siete Lagos o Lagos Azules de Fanata, alojados en un grancanon y retenidos por barreras (Salomon, 1981). Mayor representacion tienen las distintas acumu-laciones localizadas en el norte de Australia: en especial las emplazadas en la region de Queensland(Megirian, 1992 et al., 1990; Drysdale and Gillieson, 1997; Drysdale, 1999; Carthew et al., 2002 y2003a, 2003b y 2006; Ihlendfeld et al., 2003; Taylor et al., 2004; Jolly and Tickell, 2011, ası comolas abordadas en Papua, Nueva Guinea (Humphreys et al., 1995).

Tambien se han detectado depositos de tobas en el ambito tropical de America del Sur, coinci-diendo con las espectaculares cascadas del rıo Salitre, en la provincia brasilena de Bahıa (Branner,1911; Ford and Pedley, 1996); mas recientemente dispositivos carbonaticos han sido referidos enel Mato Grosso (Sallum et al., 2009). En Mejico en las proximidades del Tropico de Cancer, ha-ce tiempo se estudiaron diversas acumulaciones estromatolıticas y oncoidales asociadas a ambitoslacustres (Winsboroug et al., 1994). Otros conjuntos se localizan mas al sur, en algunos vallescentro-americanos, aunque casi siempre poco estudiados como el sistema fluvio-lacustre del SemucChampey, Monumento Natural de Guatemala. Datos de interes se han obtenido en las cascadas deHa Cave, en Belice (More and Gibson, 2011).

Tabla 3.3: Localizacion de las acumulaciones tobaceas en los dominios intertropicales y monzonicos y autores quelas han estudiado.

ASIA

Borde E. Meseta del Decan

–Orissa- India

Das and Mohanti, 2005

India: territorios con mayor

humedad

Benoit, 1986; Pazdur et al., 2002

China: dominio continental

e insular.

Florsheim et al., 2013; Ng et al., 2006; Yoshimura et al., 2004; Zhang et

al., 2001. . . . . . .

Archipielago japones Hori et al., 2008; Kano et al., 1998, 2003 y 2007; Naka et al., 1999

Yoshimura et al., 1996a y 1996b

Birmania La Touche, 1906

Laos Neboit, 1980

AFRICA

Madagascar Salomon, 1981

AUSTRALIA Y NUEVA GUINEA

Norte del continente Carthew et al., 2002, 2003a, 2003b y 2006; Drysdale and Gillieson,

1997; Drysdale, 1999; Ihlendfeld et al., 2003; Jolly and Tickell, 2011;

Megirian, 1992; Taylor et al., 2004

Papua, Nueva Guinea Humphreys et al., 1995

AMERICA

Mexico (Region NE) Winsboroug et al., 1994

Bahıa.- Brasil Branner, 1911; Ford and Pedley, 1996

Mato Grosso.- Brasil Sallum et al., 2009

Belice More and Gibson, 2011

3.4. EL DOMINIO DE LA MONTANA (TABLA 3.4)

Las secuencias tobaceas son frecuentes en flancos y/o piedemontes de los grandes relieves cali-zos (Vaudour, 1982 y 1985; Weisrock el al., 1986), caracterizados por sus contrastados ambientesclimaticos y microclimaticos. En este contexto hay que considerar la posibilidad de que numerosasmanifestaciones preteritas hayan podido ser eliminadas por la agresiva erosion propiciada por las

56


acentuadas pendientes en etapas morfodinamicas de gran inestabilidad. Ası y en casi todas laslatitudes, las montanas, con su personalidad azonal, han sido la sede donde se han desarrolladonumerosas acumulaciones en sus diferentes pisos bioclimaticos y, casi siempre, durante las etapasde bondad climatica sucedidas tras la retirada de las lenguas de hielo y la atenuacion de los rigoresperiglaciares; por ello, en su mayorıa pertenecen al Holoceno (Herrmann, 1957; Huckriede, 1975;Jerz and Mangelsdorf, 1989; Krois et al., 1993; Pentecost, 1995b, Andrews et al., 1997; Boch et al.,2005. . . ).

Dada la edad alpina de numerosas montanas es muy frecuente que acumulaciones tobaceas ytravertınicas de origen termal, coexisten en sus vertientes a consecuencia de los numerosos ma-nantiales que expiden aguas de naturaleza profunda y alto contenido hidroquımico. No obstante,existen algunas excepciones donde los travertinos son relativamente raros (Boch et al., 2005).

Entre las montanas del continente europeo que disponen de acumulaciones tobaceas sobresalen:- La cordillera Pirenaica tanto en su vertiente septentrional (Dandurand et al., 1982; Ambert

et al., 1995; Lagasquie, 1986) como meridional (Ek, 1973);- El Jura (Sbai, 1997);- Los Alpes donde su presencia fue advertida hace muchas decadas (Fliche, 1904; Macfayden,

1928) y con testigos siempre pertenecientes a los tiempos holocenos, sin olvidar los carbonatos queamalgaman los sedimentos detrıticos alojados en las orillas de ciertos lagos alpinos (Schenider etal., 1983). Su estudio se ha dirigido, esencialmente, en dos direcciones evolutivas: una morfogenetica(Bakalowicz, 1990; Chardon, 1986 y 1992; Spotl et al., 2002; Boch et al., 2005; Ollivier et al., 2006)y otra biogeografica (Ali et al., 2002, 2003a, 2003b, 2003c y 2004; Engelhardt et al., 2011). Masrecientemente, se procedio a analizar la senal isotopica de algunas de sus manifestaciones tobaceas(Andrews, 2006; Sanders et al., 2011). A destacar dentro de esta lınea geomorfologica el examende las pequenas tobas, situadas a notable altitud (2000-2200 m) en los valles de l´Aigue, Aguelle yPeynin (Adam et al., 2003).

- En los Abruzzos italianos, tobas y travertinos termales abundan en sus vertientes con edadesmuy dispares comprendidas entre el Villafranquiense y el Holoceno (Demangeot, 1992).

- En las montanas hercinianas, los Carpatos Occidentales disponen de mas de 500 parajes contobas de dimensiones muy variables (>25 m de espesor), sobre todo en el valle de Stare-Hory(Mitter, 1981). A anadir los depositos (>15 m) del Macizo de Bohemia que yacen sobre terrazasfluvioglaciares originandose en los inicios del Holoceno (9.500 BP) (Zak et al., 2002).

- En otros dominios montanosos no europeos, las formaciones tobaceas tambien se localizan enposiciones altimetricas muy elevadas como acontece en los grandes relieves centroasiaticas. Es elcaso de la Meseta del Tibet (Sweeting et al., 1991; Zentmyer et al., 2008) donde residen junto atravertinos y donde su caracter relicto se vincula a etapas de intensidad monzonica, puesto que elclima seco y frıo actual solo es capaz de originar un pobrısimo recubrimiento vegetal y unos suelosesqueleticos incapaces de suministrar CO2 a los flujos de agua. En el Himalaya minusculos depositoshan sido estudiados (Fort, 1981), a mas de 4000 m y en ambientes periglaciares, en el alto vallede Buri (Samdo), al pie del Macizo de Manaslu (8156 m): muchas de estas tobas recientes recu-bren coluviones crioclasticos (Waltham, 1996). Mayor importancia tienen los conjuntos -tobaceos ytermales- emplazados ahora en el borde oriental del la Meseta del Tibet, concretamente en Sichuan(Lu et al., 2000; Yoshimura et al., 2004) o en el borde noroccidental de aquella, donde barreras ylagunas jalonan el curso del rıo Huanlong, a una altitud de 3100-3500 m (Liu et al., 1995), no lejosdel lımite de las nieves persistentes, aunque semejantes al paradigma de lagos tobaceos de Plitvice(Ford and Pedley, 1996). Por su atractivo turıstico citar las denominadas “terrazas blancas” delas montanas de Shisanjiao, en la region de Yunnan: se disponen a unos 2400 m de altura y trasuna inicial interpretacion, vinculada a aguas karsticas, esta se ha modificado contemplando unaprocedencia endogena a causa del abundante CO2 disuelto en sus aguas (Liu et al., 2003).

En los elevados relieves afghanos del Hindu-Kush, a unos 3000 m de altitud, fueron estudiados,de modo pionero en la decada de los anos sesenta (Lapparent, 1966) y setenta (Jux and Kempf,1971; Bouyx et Pias, 1971), los seis lagos de Band-e-Amir, hoy incluidos en el Patrimonio Mundial

57

LAS TOBAS EN ESPANA

de la Unesco (Bedunah et al., 2010). Constituyen un magnıfico ejemplo de humedales con aguas dedeshielo retenidas por barreras tobaceas (Lang and Lucas, 1970; Bourrouilh-Le Jan et al., 2007),semejantes a las de Plitvice aunque en un marco donde las cubiertas vegetales estan muy enrarecidasa consecuencia de la sequedad ambiental.

Manifestaciones carbonaticas, generalmente recientes (finipleistocenas y holocenas) y de origentermal o meteorico, se encuentran en las elevadas cuencas lacustres modeladas en las montanasde America del Sur. Concretamente, en el altiplano de Atacama (Grosjean, 1994; Grosjean et al.,1995; Valero Garces et al., 1999) ası como en alguna de sus formaciones pleistocenas -ComplejoTilomonte- (Betancourt et al., 2000). Sedimentos carbonaticos similares han sido estudiados en lascubetas de Las Peladas, San Francisco y El Peinado en el sector sur del Altiplano andino, en elnoroeste argentino (Valero et al., 2001).

Tabla 3.4: Localizacion de las acumulaciones tobaceas en el dominio de montana.

Montanas del continente europeo

Cordillera Pirenaica Ambert et al., 1995; Dandurand et al., 1982; Ek, 1973; Lagasquie, 1986

Jura Sbai, 1997

Cordillera de los Alpes Adam et al., 2003; Ali et al., 2002, 2003a, 2003b, 2003c y 2004;

Bakalowicz, 1990; Boch et al., 2005; Chardon, 1986 y 1992; Engelhardt

et al., 2011; Fliche, 1904; Macfayden, 1928; Spotl et al., 2002; Ollivier

et al., 2006, Sanders et al., 2011; Schneider et al., 1983

Abruzzos Demangeot, 1992

Carpatos Occidentales Mitter, 1981

Macizo de Bohemia, Zak et al., 2002

Montanas Centro asiaticas

(Himalaya, Tibet e

Hindu-Kush. . .

Bedunah, et al., 2010; Bourrouilh-Le Jan et al., 2007; Bouyx et Pias,

1971; Fort, 1981; Freytet et Ford, 1980; Jux and Kempf, 1971; Lang

and Lucas, 1970; Liu et al., 1995 y 2003; Lu et al., 2000; Sweeting et

al., 1991; Waltham, 1996; Yoshimura et al., 2004; Waltham, 1996

Montanas de America del Sur

Altiplano de Atacama Grosjean, 1994; Grosjean et al., 1995; Valero Garces et al., 1999

Complejo Tilomonte Betancourt et al., 2000

Cubetas lacustres

Altiplano andino.

Valero et al., 2001


Las acumulaciones tobaceas constituyen magnıficos indicadores paleoclimaticos al haberse desa-rrollado, generalmente, bajo unas precisas condiciones ambientales favorecedoras de la continuidadde los flujos de agua y de unos paisajes biotasicos. Este hecho motiva por un lado, la extraordinariadifusion azonal de las tobas por los paisajes karsticos continentales y su emplazamiento en distin-tos ambientes morfoclimaticos -tropicales, monzonicos, templados, templado-frıos. . . -, en ocasionesadversos para la precipitacion de sus carbonatos; por otro, su identificacion entre los estratos dediferentes epocas geologicas precuaternarias.

La aplicacion de criterios actualistas y las posibilidades de datacion que ofrecen las tobas hapermitido identificar las principales etapas cuaternarias en las que progresaron sus acumulaciones.Ası, en el centro del continente europeo, la mayor parte de los conjuntos tobaceos se correlacionancon los MIS impares o benignos sobresaliendo los que se encuentran incluidos en el lapso de tiempocubierto, o en el lımite, por el metodo U/Th: MIS-9, MIS-7, MIS-5 y MIS-1. Entre ellos sobresale laeficacia que adquirio la precipitacion de carbonatos tobaceos durante el MIS-5 o interglaciar Riss-

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Wurm y el MIS-1 o Holoceno. Sin embargo, llama la atencion la rareza de testigos vinculados alMIS-3 y que ha sido justificada como una consecuencia de las condiciones bastante frıas registradasdurante este Estadio. Pero conforme se avanza latitudinalmente hacia el sur, algunos dispositivostobaceos se desarrollaron tanto en el MIS-3 como en otros Estadios, ahora pares (MIS-8, MIS-6,MIS-2), globalmente considerados como frıos.

Las mismas exigencias bioclimaticas sirven para explicar el desarrollo de los depositos de tobasen las regiones aridas e hiperaridas: su progreso habrıa coincidido con etapas de preterita humedad,muy frecuentemente asociadas en estos ambitos a los Estadios pares.

AGRADECIMIENTOS

Los autores de este capıtulo queremos agradecer al Grupo Gemosclera, Asociacion para la Difusion del Conocimiento

de los Humedales y su Conservacion, la cortes cesion de algunas de sus imagenes subacuaticas incluidas en este

capıtulo.

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4. PETROLOGIA, TEXTURAS Y MINE-

RALOGIA

M. A. Garcıa del Cura 1,3 y S. Ordonez2,3

1. Instituto de Geociencias, IGEO. (CSIC,UCM). [email protected]

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

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

INTRODUCCION

Como se ha abordado en el primer capıtulo de este libro, genericamente se reconocen comotobas aquellas calizas que presentan numerosos moldes de plantas, si bien esta denominacion no esuniversal y algunos autores (Julia, 1983, Emeis et al., 1987, Freytet et Verrechia, 2002) utilizan elvocablo travertino, tambien para este tipo de rocas. Por el contrario, otros investigadores aplicanla palabra toba para referirse a ambos tipos petrologicos (Linares et al., 2010). En ambitos masgeneralistas que la sedimentologıa de carbonatos continentales ha existido una cierta tendencia adar el nombre de travertino a los terminos mas cristalinos de las calizas tobaceas. Sin embargo, notodas las tobas o calizas tobaceas tienen la caracterıstica de su alta porosidad, existiendo rocas denotable densidad, que han podido ser utilizadas como material de construccion (Pentecost, 2005;Garcıa del Cura et al., 2012b y 2012c; Garcıa del Cura et al., en este volumen)1.

Dado que las tobas estan relacionadas geneticamente con aguas frıas que permiten la presenciade plantas superiores, la nocion desarrollada por Pentecost y Viles (1994) distinguiendo entre carbo-natos precipitados por aguas meteoricas (meteogene travertines) y por aguas termales (thermogenetravertines) ha sido ampliamente aceptada, contribuyendo ası a lograr una cierto consenso en lanomenclatura. Siguiendo el esquema conceptual utilizado en los yacimientos minerales, podrıamosdecir que tobas y travertinos tendrıan un ambito de constitucion superficial mientras que el ambitogenerador de las tobas serıa exogeno y el de los travertinos endogeno.

Las tobas o calizas tobaceas, pueden tener variados ambitos sedimentologicos de constituciony ası encontramos tobas relacionadas con el medio fluvial, con el lacustre, con el palustre, asıcomo vinculadas a fuentes (perched spring). De ahı que al estudiar este tipo de materiales existauna tendencia actual, especialmente en series antiguas, de considerar tres categorıas: carbonatosde fuente (spring carbonate), carbonatos de corriente (stream carbonate) y carbonatos lacustres(lacustrine carbonate) por estimarlos terminos menos restrictivos que toba y travertino (Brasier,2011). Esta complejidad ha motivado que se hayan adoptado terminos petrograficos habituales enlas rocas sedimentarias generadas en los ambitos citados, aumentando la complejidad de este tema.

Con objetivos no sedimentologicos sino de petrologıa aplicada, como es el caso de las rocascomo material de construccion, se han disenado clasificaciones sencillas como la de Garcıa delCura et al., (2012c), donde se distinguen dos categorıas de tobas en funcion de sus facies: tobashomogeneas, caracterizadas por uno o dos tipos de texturas predominantes y tobas complejascon varias texturas, incluyendo frecuentemente algunas de origen diagenetico que disminuyen laporosidad y aumentan su resistencia mecanica, por lo que son las utilizadas como material de

1Vease capıtulo 25: Las tobas: un recurso petreo, en la parte IIIª de este volumen.

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LAS TOBAS EN ESPANA

construccion; ademas el comportamiento hıdrico, derivado de las peculiaridades de su porosimetrıa,coadyuva a su durabilidad.1

1. LAS TOBAS CARBONATICAS EN EL MARCO DE LA PETROGRAFIADE CALIZAS

Las tobas o calizas tobaceas han sido catalogadas a veces aplicando principios generales delas rocas carbonaticas y ası se han utilizado criterios de clasificacion de calizas con texturas de-posicionales como los que se proponen en la clasificacion de Dunham (1962). En ella se establecela categorıa de boundstone para aquellas calizas cuyos componentes estan unidos originalmentedebido a su genesis relacionada con organismos constructores, bien organogenicos, es decir quefragmentos de su organismo (esqueleto) forman parte de la caliza construida (corales, briozoos,algas coralinas. . . ), o bien biogenicos cuando la roca se construye como consecuencia de su activi-dad biologica, caso de las cianobacterias. Esta categorıa, creada recientemente para el ambito deestudio de reservorios de petroleo en calizas marinas, fue subdividida por Embry & Klovan (1971),que distinguieron las categorıas de framestone, para organismos que edifican una construccion rıgi-da; bindstone para organismos que encostran y cementan los componentes y bafflestone para rocasconstituidas por organismos sesiles que actuan como pantalla frente a las corrientes contribuyen-do a depositar otros elementos, principalmente sedimentos carbonaticos. Estos autores tambienconsideraron dos terminos para rocas bioclasticas con fragmentos mayores de 2 mm, originadas apartir de bioconstrucciones: floatstone si no presentan empaquetamiento denso, es decir prevalecela matriz y rudstone si ofrecen esqueleto denso, es decir predominan los elementos gruesos y estanen contacto unos con otros. Esta sistematica, muy util para su aplicacion en arrecifes coralinos,tiene ademas, en nuestra opinion, el inconveniente del caracter de la terminologıa que no es de faciltraduccion al castellano. Esta clasificacion ha sido adoptada por autores espanoles, principalmentede la Universidad de Zaragoza como Arenas Abad et al., (2010b) y Vazquez-Urbez et al., (2012) yotros (Martın-Algarra et al., 2003).

En el caso de tobas constituidas por fragmentos tambien se ha usado el termino de tobasdetrıticas (intraclast tufa, segun la denominacion de Pedley, 1990) e, incluso, calcarenitas tobaceas,cuando los fragmentos alcanzan un tamano predominante del orden de 2 mm (Garcıa del Curaet al., 1997a). En castellano estas facies han sido descritas asiduamente como calizas bioclasticas(Ej. Arenas et al., 2010b). Es frecuente que estos materiales presenten estructuras propias de rocasdetrıticas como granoseleccion, estratificacion cruzada,..(Ordonez et al., 1981 y Ordonez & Garcıadel Cura, 1983, entre otros). En estas rocas, junto a bioclastos propiamente dichos (fragmentos detobas), es habitual la presencia de oncolitos, que de una manera sencilla podrıamos definir comoestromatolitos desarrollados en torno a un nucleo movil que, en el caso de estas facies tobaceas,puede ser un fragmento de vegetal, encostrado o no, por carbonato, una concha, etc.

En otros ambitos regionales y sedimentarios, caso de ciertos medios fluviales australianos (Cart-hew et al., 2006), la presencia de facies de tobas detrıticas ha servido para elaborar reconstruccionespaleoclimaticas que han considerando a sus materiales una consecuencia de los acarreos vinculadosa avenidas ocasionadas por las precipitaciones estacionales monzonicas. Estos autores diferencianen sus arrastres “facies litoclasticas” (>60 % de clastos no tobaceos), “facies fitoclasticas alocto-nas” (acumulaciones de hojas, fragmentos de tallos. . . ), y “facies intraclasticas” (constituidas porfragmentos tobaceos muy heterogeneos al oscilar su tamano desde el de las arenas hasta el delos bloques). De igual modo determinaron como la presencia, en las facies tobaceas, de oncoides(muy escasos y con envueltas del orden de 1 mm) ası como de depositos finos microcristalinos secorrelacionaban con las etapas sin inundaciones.

Para referirse a las tobas tambien se ha utilizado el termino de biolitita (Folk, 1962), si bienel de fitohermo, como forma abreviada de fitoherm framestone (Pedley, 1990 y 1992; Garcıa delCura et al., 2000; Ordonez et al., 2005) lo ha reemplazado progresivamente. Estas facies son lasque constituyen el nucleo principal de las represas tobaceas y de los depositos de fuente.

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4. PETROLOGIA, TEXTURAS Y MINERALOGIA

En la literatura cientıfica referente a tobas y calizas tobaceas, hay una tendencia a usar termi-nos sin que formen parte de una clasificacion total estructurada: entre ellos el de estromatolitoen sentido estricto (microbialita laminada) y como costra estromatolitica ha sido utilizado des-de hace tiempo (Ordonez et al., 1986a; Manzo et al., 2012). Tambien ha sido empleado el de“trombolito” correspondiente a una microbialita no laminada (Pedley, 2013). Los trombolitos estanconstituidos basicamente por micrita, cuya acumulacion esta relacionada con morfologıas colonia-les de cianofıceas, si bien el termino microfabrica arborescente ha sido tal vez mas repetido en lanomenclatura en castellano. La calcificacion de las cianobacterias, con las que se encuentran rela-cionadas estas estructuras, se desarrollo en diferentes ambientes continentales y marinos en epocasgeologicas anteriores, encontrandose su presencia en la actualidad confinada practicamente a losmedios de agua dulce (Golubic, 1973). Estas cianobacterias fueron en un principio estudiadas pormetodos microscopicos, frecuentemente con decalcificacion previa (Ordonez et al., 1981; Freytet etPlet, 1996 y Freytet and Verrecchia, 2002, entre otros) y posteriormente, estan siendo clasifica-das mediante metodos de replicacion genetica ası como de analisis molecular (Santos et al., 2010;Beraldi-Campesi et al., 2012).

Otro termino de naturaleza similar, pero empleado preferentemente para descripciones textura-les a la microescala, es el “dendrolıtico”, que corresponde descriptivamente a morfologıas arbores-centes constituidas por masas micrıticas desarroladas sobre filamentos de cianobacterias en formade arbusto-abanico (bush-like fans) (Manzo et al., 2012).

Las bacterias procariotas estan presentes en los biofilms asociados a tobas, pero no es habitualque lleguen a originar estructuras observables con el microscopio optico como ocurre en los tra-vertinos termales (Chafetz & Folk, 1984), al contrario de lo que sucede con las cianobacterias obacterias eucariotas, es decir con nucleo propiamente dicho.

2. LAS CALIZAS TOBACEAS EN EL MARCO DE LA SEDIMENTO-

LOGIA CONTINENTAL - GEOMORFOLOGIA

Es en el marco correspondiente a los medios de sedimentacion donde existe un mayor consenso enlas denominaciones considerandose como categorıas principales: Tobas de fuente, fluviales, lacustresy palustres.

Estas categorıas estan muy relacionadas, dependiendo el tipo de facies de las caracterısticasdel flujo del agua en el medio, lo que motiva que se puedan identificar depositos similares endiferentes medios; ası las tobas de cascada, correspondientes al medio fluvial, con tobas de talloscruzados (briofitas), se hallan presentes, tambien, en las tobas de fuentes, ya que estas pueden ofreceruna dinamica similar del agua (water fall) (Ordonez and Garcıa del Cura, 1983). Asociados a losdepositos de caıda de agua (water fall) se desarrollan frecuentemente “facies en cortina” (waterfallcurtains) que podrıan definirse como formas de destruccion-construccion karsticas (disolucion-precipitacion); estas formaciones diageneticas muestran algunos tipos petrologicos y microfaciessimilares a los desarrollados en los sistemas karsticos (estalactitas, costras fibrosas. . . ) y puedenreconocerse tanto en las tobas de surgencia como en las de barrera o represa (dam tufa) (Pedley etal., 2003).

En depositos fluviales y lacustres, el flujo del agua (water flow, Ordonez and Garcıa del Cura,1983) con poca carga de detrıticos permite el progreso de biofilms, tanto sobre plantas superiores,originando tobas de tallos, como sobre el sustrato, generando estromatolitos, o sobre soportesmoviles dando lugar a oncolitos (Ordonez et al., 1980). Ası y con frecuencia, pueden encontrarseacumulaciones de sedimentos con desarrollo de oncolitos y bioconstrucciones, tanto asociadas aterrazas fluviales (estromatolitos individualizados y replanos estromatolıticos) como a los bordesde lago. Las “tobas detrıticas” ricas en oncolitos tienen especial relevancia en las zonas anteriory posterior de las barreras tobaceas, siendo un importante componente del relleno de los lagosgenerados por dichas represas como se observa en las Lagunas de Ruidera (Ordonez et al., 1986a,2005; Garcıa del Cura et al., 1997; Souza- Egypsi et al., 2006) y otros sistemas fluviolacustres.

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LAS TOBAS EN ESPANA

Las tobas palustres, diferenciadas por Pedley (1990 y 2003), se desarrollan en zonas pobrementedrenadas en las que el medio es muy somero y menos oxigenado que en las lacustres s.s. existiendo unmayor desarrollo de procesos edaficos. Con mayor contenido en materia organica y niveles de limoscarbonaticos, son mas abundantes en climas templado-humedos como los de Centroeuropa (Pedley,1990). Podrıa atribuirse a este tipo de tobas ciertos materiales (calizas de characeas presentesen las Tablas de Daimiel) ası como algunos depositos del Terciario continental de la PenınsulaIberica donde aparecen tobas y niveles con materia organica asociados (Alonso Zarza and Wright,2010). Gran parte de las formaciones tobaceas descritas en Reino Unido, tienen las caracterısticasconsideradas como especıficas de palustres (Pedley et al., 1996). En la Penınsula Iberica, este tipode facies han sido advertidas en las acumulaciones tobaceas del valle del Tajuna (Ordonez et al.,1981) y en otros afluentes del Tajo (Pedley et al., 2003).

En general, las mesofacies son las que mas varıan segun el ambito sedimentologico en el que seforman las tobas, las texturas tienen un caracter mas universal (Pedley et al., 2003).

3. CLASIFICACIONES DE CALIZAS TOBACEAS EN FUNCION DE LOSORGANISMOS ASOCIADOS

Es frecuente al describir calizas tobaceas denominarlas con el apelativo del organismo que hadejado una mayor impronta en su morfologıa; ası hablamos de “tobas de musgos”, cuando sehan incrustado dichos organismos, “tobas de quironomidos” cuando se incrustan tubos de larvasde quironomidos, insectos dıpteros muy comunes en zonas humedas (Brasier et al., 2011). Otrotermino mas generalista utilizado al respecto es el de “facies de larvas”, que ademas de las faciesquironomidos incluye las de larvas de otros insectos -larval facies- (Carthew et al., 2006).

Existen denominaciones que, aunque no hacen referencia directamente al organismo implicado,si suelen tener una alta correlacion: ası, las tobas de tallos cruzados (Ordonez and Garcıa del Cura,1983) corresponden normalmente a facies de musgos, o mas estrictamente a briofitas (musgos yhepaticas) por lo que una denominacion muy general es “tobas de briofitas”, si bien tambienreciben la denominacion de “tobas de musgo” (Weijermars et al., 1986) (Fig. 4.1B y Fig. 4.2F); porsu parte las facies de tallos verticales corresponden a juncos y canas (Juncus, Typha ,. . . ) y suelendenominarse “tobas de tallos” (Fig. 4.1A, 4.1C, 4.1D y 4.1E). El termino “tobas de macrofitas”tambien ha sido adoptado para referirse a las tobas de tallos, no briofitas (Luzon et al., 2011). Las“tobas de hojas”, debido a su menor abundancia, son poco relevantes en las clasificaciones de tobas.

Las characeas son organismos que han constituido “tobas de characeas” tanto en medios fluvia-les como lacustres actuales (Lagunas de Ruidera, especialmente en el relleno de la Laguna Blanca,Tablas de Daimiel,..) (Fig. 4.1F) y en el pasado geologico (Neogeno de la Cuenca de Madrid. . . ),donde aparecen mas o menos cementadas por procesos diageneticos posteriores, como puede ob-servarse en algunos de los estratos o bancos que fueron explotados como “Piedra de Colmenar”(Garcıa del Cura et al., 1994).

4. MICROFACIES TOBACEAS

En general, en la formacion de tobas, los organismos citados han sido incrustados por car-bonatos, habitualmente como cristales de esparita (> 2µm), constituyendo un borde o “ribete”sobre las plantas (sparite fringe) o como micrita (micrite fringe) (Pedley, 1992; Garcıa del Curaet al., 2000), pudiendo presentarse solos o en alternancia (Fig. 4.1A); a veces, esta incrustacion esmas compleja y aparecen formas estromatolıticas y/o trombolıticas a la microescala a consecuenciade la presencia de biofilms, predominantemente cianobacterianos, con sus correspondientes EPS(exoplisacaridos) sobre los vegetales (Fig. 4.1B-4.1G y Fig. 4.2E). Estas sustancias extracelulares,presentes en muchos microorganismos, desempenan un importante papel en la precipitacion decarbonatos2.

2Vease el capıtulo 5: Ecobiologıa de las acumulaciones tobaceas: los organismos constructores.

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Figura 4.1: Fotomicrografıas realizadas con el microscopio optico de polarizacion: A, C, D, E, F y G con nıcolescruzados y B con nıcoles paralelos. Ejemplos de texturas de calizas tobaces (fitohermos): A,C,D y E: tobas detallos mostrando tallos de diferente grosor con recubrimiento calcıtico. A: cemento sobre tallos y hojas (sparite andmicrite fringe) ¿Thypha?), Alicun, Almerıa. C: cemento (micrite fringe) y posterior crecimiento de cianobacterias,barrera Lagunas de Ruidera, D y E recubrimientos tipo estromatolıtico, barreras Lagunas de Ruidera. F: Seccionde characea con encostramiento micrıtico y posterior desarrollo de estructura estromatolitica. Edificio Rıo Jucar.B: Encostramiento de hoja (filidio) de briofita, barrera laguna Tomilla, Ruidera. G: textura trombolıtica (coloniasde cianobacterias), Ruidera.

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LAS TOBAS EN ESPANA

Figura 4.2: Fotomicrografıas realizadas con Microscopio Electronico de Barrido en modo de electrones secunda-rios. A y B: Toba de larvas (“¿quironomidos?”) Banos de Mula (Murcia). C y D: Estructuras generadas porencostramiento de filamentos de cianobacterias, Lagunas de Ruidera. E y F: Superficies externas de formacionesactuales: E biofilm de la superficie de un estromatolito con cristales de calcita, diatomeas y EPS, Ruidera; y Fhoja de musgo parcialmente recubierta por calcita, Banos de Mula.

Las distintas caracterısticas de estos cementos que constituyen el encostrado (fringe) de losvegetales se han explicado como consecuencia del diferente lugar relativo de precipitacion de loscarbonatos: dentro o fuera de los EPS. Este hecho parece que guarda relacion con la dinamica delmedio y ası en aguas con mayor agitacion -como en las cascadas- imperan los encostramientos es-parıticos y en aguas menos agitadas, predominan los micrıticos (Pedley, 2013). La presencia de estasmorfologıas, frecuente ya en el Cenozoico, ha sido estudiada experimentalmente comprobandose surelacion con biofilms (Arenas Abad et al., 2010b).

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Frecuentemente se forman cristales de esparita sobre los pedunculos (stalks) de diatomeas (Frey-tet and Verrecchia, 1998). La asociacion de cianobacterias y diatomeas es muy comun en mediosactuales con precipitacion de tobas, tal y como hemos podido comprobar en la Penınsula Iberica(Fig. 4.2E) y como ponen de manifiesto Golubic et al., (2008) que hacen especial hincapie en elpapel que representan como epifitas sobre musgos.

5. LA PETROGRAFIA DE TOBAS A LA LUZ DEL MICROSCOPIO

ELECTRONICO DE BARRIDO

El microscopio electronico de barrido (MEB o SEM segun sus siglas en Ingles: Scanning Elec-tron Microscopy), suministra datos que ayudan a visualizar y, por tanto, a comprender el papeldesempenado por los distintos tipos de procesos en la genesis de los minerales que constituyen latoba. Inicialmente, se trataba de microscopios electronicos de alto vacıo que precisaban recubrirla muestra de una capa conductora (Au, Au-Pd o C) para observar su morfologıa superficial, consensores de electrones secundarios (SEM-se) (Fig. 4.2), y sus diferencias de composicion quımicacon sensores de electrones retrodispersados (SEM-bse).

El MEB con sensor de electrones secundarios permite realizar observaciones morfologicas dedetalle como las que se muestran en la Fig. 4.2A y 4.2B correspondientes a las “tobas de larvas” y4.2C y 4.2D correspondientes a morfologıas creadas por carbonatacion en relacion con cianobacte-rias; ası como la mineralizacion que esta teniendo lugar en la superficie de un estromatolito y sobrela superficie de una hoja de musgo (Fig. 4.2E y 4.2F respectivamente).

Pero la microscopia electronica ha ido evolucionado y los microscopios electronicos de alto vacıodieron paso, entre otros, a los de presion variable (VPSEM), que pueden trabajar a alto y bajovacıo que se han utilizado preferentemente para trabajar a bajo vacıo, con sensores de electronesretrodispersados, y sin recubrir la muestra. Esta tecnica se ha optimizado y microscopios masmodernos pueden trabajar a bajo vacıo tanto con detectores de electrones reprodispersados comocon detectores de electrones secundarios sin necesidad de recubrir ni mover la muestra objetode observacion, o bien recubriendo la muestra y alcanzando entonces magnificaciones mayores,permitiendo pasar de observaciones a escala de micras (1 µm = 0,001 mm) a otras a escala denanometros (1 nm = 0,001 µm) (FESEM).

Esta metodologıa aun no se ha extendido suficientemente como para dar lugar a una sistematicade tobas lo cual no es descartable a medio plazo.

6. MINERALOGIA

En las tobas fluviolacustres predomina la calcita de bajo contenido en magnesio (Low Magne-sium Calcite - LMC). Ademas, son habituales contenidos del orden de 5 % de cuarzo procedenteprincipalmente de frustulas de diatomeas y aportes detrıticos y, con caracter muy accesorio y local(vinculados a la geologıa del entorno), otros componentes correspondientes a la fraccion detrıticacomo feldespatos, dolomıas y filosilicatos (Gonzalez Martın et al., 2000a).

La presencia de aragonito se considera mas relacionada con aguas calientes (Julia, 1983); noobstante, tambien se ha identificado, ocasionalmente, en algunas tobas fluviales como las del rioArquillo en Albacete (Garcıa del Cura et al., 1997c).


Las tobas carbonaticas son rocas continentales constituidas principalmente por calcita, conunas caracterısticas petrograficas concretas, relacionadas fundamentalmente con el encostramientode vegetales que aparecen asociados a facies mas especıficas de diferentes medios continentales enfuncion de las circunstancias geomorfologicas y climaticas del lugar donde se han desarrollado.

La existencia o ausencia de biofilms recubriendo el sustrato y las plantas superiores presentes,ası como la tipologıa de los microorganismos incluidos en dichos biofilms son los factores mas

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decisivos en la genesis de dicho encostramiento. En efecto van a condicionar la microtextura de lastobas influyendo en que esten constituidas por cristales (sparite fringe) si predominan los procesosfısico-quımicos; micrita (micrite fringe) si destacan las bacterias y encostramientos dendrolıticos omicrotexturas arborescentes, si lo que prevalecen son las cianobacterias. Es relativamente frecuenteque encostramientos de cristales fibrorradiados ofrezcan en su interior morfologıas cianobacterianas,denotando el caracter diagenetico de dicha textura.

Las microtexturas citadas estan presentes, tanto en los encostramientos de vegetales superiores(“facies de tallos”) como en las morfologıas estromatolıticas, muy frecuentes tambien en los mediossedimentarios (fuentes, medios fluviales y lacustres) donde se forman las tobas en nuestras latitudes.

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5. ECOBIOLOGIA DE LAS ACUMULA-

CIONES TOBACEAS: LOS ORGANISMOSCONSTRUCTORES

Virginia Souza-Egipsy1, Asuncion de los Rıos1 y Carmen Ascaso1

1. Centro Ciencias Medioambientales CSIC, Instituto de Recursos Naturales, Serrano 115bis, 28006 Madrid,

Espana. [email protected], [email protected], [email protected]

1. LOS ORGANISMOS CONSTRUCTORES DE LAS TOBAS CALCAREAS

Los microorganismos colonizan todos los ambientes de la Tierra y por tanto su influencia enlos ciclos de los elementos en el planeta es indiscutible (Ehrlich, 2002). En el caso de las tobascalcareas, los organismos implicados suelen ser fundamentalmente bacterias y algas (Golubic, 1991;Pentecost and Whitton, 2000), aunque tambien existen importantes interacciones con plantas,hongos e invertebrados acuaticos (Ford and Pedley, 1996). La estructura de las tobas suele variara lo largo de las estaciones sobre todo en las regiones templadas donde el mayor crecimiento de lascapas se produce durante el verano y otono formandose laminas de diferente textura. En los climastemplados, durante invierno y la primavera se producen capas de calcita porosa microespariticamientras que en verano y otono las capas son de micrita. Para algunos autores estos contrastessuelen estar relacionados con las condiciones ambientales (Pedley et al.,1996) pero para otros son lasdiferentes comunidades de organismos encontradas en las tobas las que tienen un papel primordial(Freytet and Plet, 1996; Janssen et al., 1999; Freytet et Verecchia, 1998).

En general, los organismos fotosinteticos debido a la presencia de pigmentos son mas conspicuosen las formaciones tobaceas pero las bacterias (Fig. 5.1) suelen ser el componente mas abundante dela biodiversidad encontrada como ha podido ser descrito al utilizar tecnicas moleculares (Nga et al.,2006; Cousin et al., 2008; Shiraishi et al., 2008a). En estas primeras investigaciones, la proporcion desecuencias relacionadas con Proteobacteria superaba a las de Cianobacteria (36 % frente a un 30 %)y la diversidad bacteriana se completaba con secuencias relacionadas con grupos de Bacteriodetes,Actinobacteria, Acidobacteria, Verrumicrobia, Firmicutes y secuencias vinculadas a las encontradasen suelos agrıcolas. El papel de las bacterias heterotroficas en la precipitacion de carbonatos no hasido muy tenido en cuenta en las formaciones de toba aunque en otros ambientes su participacionen la precipitacion de los carbonatos es fundamental (Rivadeneyra et al., 1999; van Lith et al.,2003; Papineau et al., 2005; Braissant et al., 2007).

En las tobas se pueden distinguir varios tipos de comunidades de cianobacterias. Las zonas derapido crecimiento presentan comunidades criptoendolıticas de cianobacterias unicelulares y fila-mentosas entre las que destacan respectivamente, Chroococcus y Phormidium incrustatum (Pen-tecost, 1995; Freytet and Plet, 1996; Arp et al., 1999; Janssen et al., 1999; Pentecost, 2003). Lassuperficies de las tobas muestran biopeliculas generalmente formadas por Rivularia (Pentecost,1987; Pedley, 1992) que aparecen mezcladas con comunidades de algas verdes como Vaucheria yCladophora (Janssen et al., 1999).

En las zonas sumergidas con poca profundidad abundan las biopeliculas de diatomeas comoChamaesiphon incrustans, Homoeothrix, Hydrococcus, Synedra, Cymbella, Achnantes microcephala,

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LAS TOBAS EN ESPANA

Gomphonema, Nitzschia y Navicula (Winsborough and Golubic, 1987; Freytet and Verrecchia,1998; Janssen et al., 1999; Plenkovic-Moraj et al., 2002). En las zonas sumergidas con mayor nivelde agua suelen abundar las formaciones de Chara (Cirujano et al., 2002) que tambien contribuyena la precipitacion de calcita (Kufel and Kufel, 2002) y con el tiempo debido al cambio en los cursosde agua pueden quedar totalmente embebidas en los carbonatos.

Figura 5.1: Imagen de microscopıa electronica de barrido en modo de electrones retrodispersados (SEM-BSE) dela estructura de las biopeliculas criptoendoliticas en una formacion de toba en Mono Lake (California). Ademasde cianobacterias filamentosas (flecha negra) tambien hay gran cantidad de bacterias (flecha blanca).

En las zonas de cascada donde el agua salpica y se produce la precipitacion de carbonatosabundan las comunidades de musgos y hepaticas (Pentecost, 1996). Entre las especies descritas entobas destacan: Fissidens crassipes, Hygroamblystegium fluviatile, Pellia endiviifolia, Rhynchoste-gium riparoides, Thamnium alopecurum (Janssen et al., 1999). Las especies suelen variar segun lasregiones geograficas pero lo importante es que, en este caso, la precipitacion ocurre alrededor de lasestructuras celulares y se han descrito como cristales euhedricos de calcita (Janssen et al., 1999);esto provoca la formacion de capas tobaceas muy porosas y en las que solo en contadas ocasionesse produce la infiltracion de los carbonatos en la estructura celular de los musgos (Souza-Egipsy etal., 2006).

La presencia de hongos ası como de lıquenes y su papel en la precipitacion de oxalatos calcicos seha descrito en las formaciones tobaceas (Freytet and Verrecchia, 1995). Los lıquenes generalmenteaparecen en las zonas expuestas pero los hongos y levaduras aparecen relacionados con las algas ycianobacterias filamentosas y su presencia puede detectarse en los precipitados.

2. LOS MECANISMOS DE BIOMINERALIZACION

La precipitacion mineral debida a la actividad o presencia de organismos es una de las prin-cipales formas de acumulo de carbonatos en la Tierra. Este proceso llamado biomineralizacionpuede ocurrir de dos formas diferentes. La primera provoca la precipitacion de carbonatos en elmedio sin control aparente por la celula. Este proceso fue definido por Lowenstam (1981) como“biomineralizacion inducida”. En este tipo de biomineralizacion la precipitacion mineral aconteceal favorecerse la nucleacion de los carbonatos sobre las paredes celulares de los organismos. En estecaso el resultado son minerales que estan en equilibrio con las condiciones ambientales que rodean

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5. ECOBIOLOGIA DE LAS ACUMULACIONES TOBACEAS: LOS ORGANISMOSCONSTRUCTORES

a las celulas y dependen de la composicion de los fluidos en los que se forman. En contraste, enel segundo mecanismo denominado ”biomineralizacion controlada” la precipitacion esta completa-mente regulada por la celula por lo que las concentraciones de iones son controladas por aquellapara alcanzar los estados de saturacion independientemente de las condiciones en el exterior. El re-sultado son minerales que no estan en equilibrio termodinamico con las circunstancias ambientalesy que, por tanto, no se precipitarıan sin la medicion celular. Ası, a diferencia de los organismos quepasivamente precipitan sılice, algunas algas, como las diatomeas, controlan la deposicion de sıliceen sus estructuras celulares de una forma tan eficaz que llega ser del orden de 106 veces mayor quela formacion abiotica a partir de soluciones supersaturadas (Gordon and Drum, 1994).

Ademas de producirse la biomineralizacion inducida que puede provocar la completa incrusta-cion de las celulas, estas pueden quedar mineralizadas debido a la permineralizacion de las estruc-turas celulares. En este proceso se produce la infiltracion de los cationes en la estructura molecularde las paredes celulares y, posteriormente, estos atraen a los iones y quedan mineralizadas (Ferriset al., 1988; Verrecchia et al., 1995). Este proceso por el que los organismos de paredes blandaspueden quedar preservados en los sedimentos ocurre fundamentalmente mediante cationes de sılicey la formacion de sılice amorfa. Otros cationes como el Ca2+ y el Mg+ tambien son atraıdos porlas matrices extracelulares y su union con los iones de carbonato producen la infiltracion de lasparedes celulares pero debido a su mayor tamano la preservacion de las estructuras celulares no estan exacta (Fig. 5.2).

Figura 5.2: Imagen de microscopıa electronica de barrido mediante electrones retrodispersados de tobas recogidasen las Lagunas de Ruidera. A: Las cianobacterias filamentosas aparecen englobadas en los precipitados de carbo-nato. B. Las paredes celulares aparecen permineralizadas por los carbonatos mostrando relacion con la estructurafibrilar de las vainas (flecha blanca) pero la estructura fina no queda preservada en los sedimentos por la nucleacioncontinuada de los carbonatos (flecha negra).

2.1. LOS ORGANISMOS CONSTRUCTORES Y LA MATRIZ EXTRACE-LULAR

Los microorganismos presentes en las tobas suelen estar rodeados de sustancias extracelularesalrededor de la membrana citoplasmatica y la pared celular que favorecen la nucleacion mineral(Pentecost and Riding, 1986; Ferris and Beveridge, 1986). Hay varios tipos de capas extracelu-lares (Beveridge and Graham, 1991) siendo las mas comunes las construidas por polımeros quepueden llegar a formar capsulas compactas o capas mas laxas (Sutherland, 1999). Algunas bac-terias filamentosas poseen capas llamadas vainas, que son fibrosas y ricas en carbohidratos comolas de las cianobacterias (Weckesser et al., 1988). Para algunos autores, estas vainas representanun filtro impermeable frente a moleculas grandes potencialmente toxicas (Phoenix et al., 2002).Un tipo mas organizado de capa extracelular considerado casi paracristalino es la capa-S (Koval,1988). Las capas-S estan formadas mayoritariamente por proteınas con una pequena proporcion de

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LAS TOBAS EN ESPANA

carbohidratos y estan presentes en casi todos los grupos taxonomicos de organismos procarioticos.Estas capas-S son mas complejas y estructuradas que las vainas pero cumplen funciones similaresde filtrado y proteccion (Steward and Beveridge, 1980). En el caso de los hongos, la capa interna dela pared celular que rodea a la membrana plasmatica suele ser de quitina y glucanos, mientras quela capa mas externa amorfa es de quitosan y otros componentes menores como proteınas, lıpidos,polifosfatos, fenol, melanina e iones inorganicos (Gadd, 1993). En el caso de los hongos su capacidadde excretar al medio acido cıtrico y oxalico tiene gran importancia en los ciclos biogeoquimicos yaque suelen unirse a cationes metalicos presentes en el medio (Gadd, 1999).

La mayorıa de las algas tienen en la pared celular una capa principal de celulosa y otra amorfaformada por polisacaridos especıficos para los diferentes grupos (Hunt, 1986). Los grupos funcionalesmas importantes son los carboxilos asociados al acido uronico de los alginatos que son capaces deneutralizar un gran numero de cationes metalicos (Majidi et al., 1990). En algunos grupos de algas,la pared celular esta especialmente fortalecida por la precipitacion de carbonatos o sılice debida aprocesos de biomineralizacion controlada como ocurre en la mayorıa de las plantas acuaticas y enlas diatomeas.

La principal caracterıstica de las sustancias extracelulares es que presentan grupos funcionalesexpuestos al exterior que son anfotericos y pueden liberar o adquirir protones dependiendo del pHde la solucion que les rodea. Ası en el caso de los grupos hydroxilo, carboxilo, sulfidrilo y fosfato seforman aniones y se liberan protones a la solucion. Mientras que en los grupos amino y amida estosson neutros cuando estan desprotonados y pueden cargarse positivamente al adquirir un protonde la solucion que les rodea. La ionizacion de los grupos funcionales en la pared celular o de lassustancias extracelulares produce una carga electrica en la superficie de la celula que afecta a laconcentracion y distribucion espacial de los iones en la interfase celula-agua. Esta carga electricapuede ser modificada en soluciones concentradas por la adsorcion de iones a estos grupos funcionales(Obst et al., 2006). Esta circunstancia permite calcular la capacidad tamponadora de las sustanciasextracelulares, a un determinado pH sabiendo el numero de moles de grupos funcionales presentesen ellas (Fein et al., 1997). Los grupos funcionales implicados en la capacidad tamponadora de losdiferentes organismos son identificados utilizando diferentes tecnicas de espectroscopıa (Benning etal., 2003, 2004).

Beveridge and Murray (1976) propusieron un mecanismo en dos etapas para explicar el proce-so de adsorcion de metales a las celulas. Primero se establece una interaccion electrostatica entrelos cationes metalicos y los grupos funcionales anionicos de las matrices extracelulares o paredescelulares. Despues esta interaccion actua como un lugar de nucleacion para el inicio de la precipi-tacion mineral (Fig. 5.3). En el caso de la tobas de las Lagunas de Ruidera se observo como lassustancias extracelulares que rodeaban a las diatomeas y cianobacterias acumulaban Ca y eranricas en P (Fig. 5.4) y, posteriormente, se producıa la precipitacion de carbonatos (Souza-Egipsyet al., 2006). Otros autores han mostrado este mismo fenomeno indicando que estas sustanciaspresentan lugares para la adsorcion de cationes pero al principio tambien actuan como inhibidoresde la precipitacion (Kawaguchi and Decho, 2002a). En el medio natural, los cationes presentes enlas aguas pueden variar dando lugar a diferentes tipos de carbonatos, calcita/aragonito (CaCO3);dolomita (CaMg)(CO3)2, estroncianita (SrCO3) y magnesita (MgCO3) (Schultze-Lam et al., 1992;Schultze-Lam and Beveridge, 1994). Ademas de la capacidad de adsorber cationes, las sustanciasextracelulares pueden presentar diferencias en composicion que determinan la precipitacion de dis-tintos cristales (Kawaguchi and Decho, 2002b; Braissant et al., 2003; Bosak and Newman, 2005).

2.2. LOS ORGANISMOS CONSTRUCTORES Y LA ACTIVIDAD METABOLI-CA

La precipitacion de carbonatos en las formaciones de toba ha sido explicada como un mecanismocon dos etapas fundamentales (Ford and Pedley, 1996). En la primera etapa, el agua de lluvia seequilibra con la atmosfera del suelo que tiene una mayor presion parcial de CO2 debido a la actividad

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5. ECOBIOLOGIA DE LAS ACUMULACIONES TOBACEAS: LOS ORGANISMOSCONSTRUCTORES

de los microorganismos o a la disolucion de la roca. Cuando el agua vuelve a salir a la superficieel CO2 en exceso pasa a la atmosfera, desplazando el equilibrio del carbonato hacia incrementarla supersaturacion del CaCO3. Este proceso provoca la precipitacion espontanea del CaCO3 y portanto para algunos autores la formacion de las tobas serıa un mecanismo fundamentalmente debiomineralizacion inducida (Merz-Preiß and Riding, 1999; Merz-Preiß, 2000; Arp et al., 1999). Enconsonancia con esta idea los datos de incorporacion radioactiva de CO2 (Pentecost, 1978b) y losregistros de isotopos de carbono (Pentecost and Spiro, 1990; Pentecost, 2000; Schidlowski, 2000)mostraron una mınima senal de incorporacion biologica en las tobas relacionada con la fotosıntesis.

Figura 5.3: Imagen de microscopıa electronica de barrido mediante electrones retrodispersados de tobas recogidasen las Lagunas de Ruidera. A: Las biopeliculas de diatomeas colonizan la superficie de las tobas (flecha blanca)y generan una precipitacion de carbonatos diferente a la encontrada alrededor de las cianobacterias filamentosas(flecha negra). B: Las sustancias extracelulares alrededor de las diatomeas absorben cationes Ca2+ y son ricas enP (flecha negra) y posteriormente producen la nucleacion de los carbonatos (flecha blanca).

Por otro lado, dependiendo de la fisiologıa de los organismos se puede observar como en algunoscasos es la precipitacion de carbonatos la que favorece la asimilacion del bicarbonato en las celulas(McConnaughey and Whelan, 1997) y, por tanto, la actividad biologica tendrıa un papel importanteen la precipitacion de carbonatos. Ogawa y Kaplan (1987) observaron una dependencia entre laexpulsion de H+ y la adquisicion de HCO3

- por las cianobacterias. Varios estudios han descrito queexiste un ratio estequiometrico 1:1 entre la fotosıntesis y la calcificacion que se produce asociada conlas cianobacterias y algas presentes en aguas ricas en carbonatos (Merz-Preiß, 1992; McConnaugheyand Falk, 1991) y que estos ultimos precipitados por mediacion biologica presentan diferenciasisotopicas especıficas (Gonzalez and Lohman, 1985; McConnaughey, 1989a, 1989b). Estudios insitu utilizando microelectrodos han descrito que en la superficie de una toba rica en cianobacteriasfilamentosas se producıa un incremento del pH bajo condiciones de iluminacion, mientras que locontrario ocurrıa en los periodos de oscuridad (Shiraishi et al., 2008b). Sin embargo, el pH nomostraba cambios cuantitativos en las zonas donde predominaban las comunidades de diatomeas.Esto sugiere que no todas las biopelıculas presentes en la toba fomentan la precipitacion de CaCO3.

La descomposicion de las matrices extracelulares por bacterias heterotroficas incrementarıa denuevo las concentraciones de Ca2+ y la alcalinizacion del medio provocando condiciones que puedenfavorecen la precipitacion de carbonatos (Arp et al., 1998; Lopez-Garcıa et al., 2004). Pero el papelde estas comunidades de bacterias heterotroficas no esta del todo claro, ya que se ha descrito quepueden promover o inhibir la precipitacion y/o causar la disolucion de los carbonatos (Visscher et al.,2000; Dupraz and Visscher, 2005). Durante la respiracion los microorganismos producen un bombeocontinuo de protones al exterior y estos pueden actuar protonando los grupos funcionales de lasmatrices extracelulares volviendolos neutros (Koch, 1986). Este proceso modificarıa las condicionesapropiadas para la nucleacion de los minerales en contacto con las biopelıculas. En contraste,las celulas muertas no ofrecen este gradiente de protones y por esa razon es mas probable que

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LAS TOBAS EN ESPANA

muestren unas caracterısticas anionicas en su superficie (Urrutia et al., 1992) lo que favorecerıala atraccion de cationes y la nucleacion mineral (Arp et al., 1998). Ası en el caso de las bacteriasque presentan diferentes capas extracelulares existira un complejo microambiente alrededor de lascelulas dependiendo de las caracterısticas de las sustancias extracelulares que las rodean y de suactividad metabolica.

Figura 5.4: A: Imagen de microscopıa electronica de barrido mediante electrones retrodispersados de diatomeassobre la superficie de tobas recogidas en las Lagunas de Ruidera. B: Mapa digital de la distribucion del Si en lamisma zona mostrada en la figura 4A. Los frustulos de las diatomeas son claramente visibles por su contenido ensılice. C: Mapa digital de la distribucion del P. Las sustancias extracelulares alrededor de las diatomeas son ricasen este elemento. D: Mapa digital de la distribucion del Ca. Las sustancias extracelulares acumulan Ca (flechablanca) y los carbonatos precipitan alrededor y en el interior de los frustulos (flecha negra).

Varios estudios han descrito que algunas especies de cianobacteria, como el genero Calothrix,presenta dos zonas con cargas diferentes, siendo la pared celular electronegativa y la vaina electro-neutra lo que influirıa en su capacidad de precipitar carbonatos (Phoenix et al., 2002). En el casode algunas algas macrofitas como Chara se han descrito zonas alrededor de las celulas donde elpH es alcalino mientras que en otras donde es acido siendo esta diferenciacion independiente de laactividad fotosintetica (McConnaughey and Falk, 1991). Esta diferenciacion de cargas electricas enfuncion de la actividad biologica o del tipo de estructura celular tendrıa importantes consecuenciasen la capacidad especifica para nuclear los minerales presentes en el medio y por tanto regularıa laprecipitacion de carbonatos en la naturaleza.

AGRADECIMIENTOS

Las autoras agradecen a Mª Angeles Garcıa del Cura y a Juan Antonio Gonzalez Martın que les intro-

dujeran en el mundo de las formaciones tobaceas de Las Lagunas de Ruidera. Este trabajo ha sido posible

gracias a la financiacion obtenida a traves del programa Ramon y Cajal (V. S.-E. y A. R.) y al proyecto

CGL2006-04658.

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6. HIDROQUIMICA ELEMENTAL E

ISOTOPICA Y GENESIS DE TOBAS

S. Ordonez1,3 y M. A. Garcıa del Cura2,3

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

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

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

INTRODUCCION

Hace anos, los autores de este capıtulo coincidimos con una persona que cuidaba el jardınde una finca durante el transcurso de un reconocimiento de campo en las acumulaciones tobaceas,vinculadas a surgencias y paleosurgencias, existentes en el valle del alto Tajuna (entre las localidadesde Masegoso y Brihuega). Aquella habıa desviado los flujos de agua que brotaban de un manantial,en la ladera, conformando una pequena cascada artificial donde se depositaban tobas de musgoy en cuyo pie algunos tablones de madera estaban recubiertos por carbonatos. Curiosamente, suinterpretacion genetica no estaba muy alejada de la sugerida por los riberenos croatas: “esta piedranace del agua”; o de la que siglos antes habıa realizado A. LimLon (1697)1 en un paraje inmediatode este valle, “...las aguas engendran alguna tobilla”.

Fue entonces, en este ambito del valle del Tajuna (Ordonez y Gonzalez, 1979; Ordonez et al.,1979, Ordonez et al., 1981) y en otros de la Submeseta Sur -valles del rıo Dulce (Ordonez et al., 1980)y del rıo Mundo- (Calvo, Ordonez y Garcıa del Cura, 1979)- donde se iniciaron los estudios sobre lahidroquımica y las caracterısticas isotopicas de las aguas karsticas, ası como de las acumulacionestobaceas precipitadas en ellas. Estas aportaciones permitirıan poco despues conformar un modelo(Ordonez and Garcıa del Cura, 1983) donde se abordaba el “ciclo hidrologico de las tobas” (Fig.6.1), y en el que participaban las aguas de origen karstico, el CO2 atmosferico, su interaccioncon la materia organica viva (biopolımeros) y las sustancias humicas (geopolımeros) procedentesde la degradacion microbiologica de la materia organica presente en los horizontes edaficos y queincrementa la pCO2.

Estas aguas vadosas, con pCO2 superiores a la atmosferica, pueden disolver los carbonatos delentorno por donde circulan mediante los procesos de infiltracion relacionados con la cantidad deagua meteorica disponible, la evapotranspiracion y la transmisividad hidraulica del acuıfero car-bonatico. Cuando las aguas de estos acuıferos surgen a la superficie, pueden precipitar tobas enel entorno de manantiales y fuentes, o bien en los lechos fluviales por filtracion (seepage). Ası, loscarbonatos pueden cubrir soportes fijos o moviles y la concomitante desgasificacion, producida porel reequilibrio de la pCO2 de las aguas de los acuıferos karsticos con la atmosferica, puede estarinducida por organismos fotosinteticos (bioinducida) y/o por aguas fluyendo en regimen turbulen-to (desgasificacion mecanica). Los conjuntos tobaceos, una vez que se modifican las condicionesgeneticas originales, pueden sufrir procesos de degradacion capaces de conllevar, incluso, su totaldestruccion dando lugar a acumulaciones carbonatadas, ahora de naturaleza detrıtica, localizadasaguas abajo de los parajes donde se dispusieron los edificios tobaceos.

1Ver capıtulo 1 sobre Las acumulaciones tobaceas

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LAS TOBAS EN ESPANA

Figura 6.1: Esquema general de la genesis de tobas y de otros carbonatos de aguas dulces, inspirado en Ordonezy Garcıa del Cura (1983), y que sirve de esquema argumental al texto.

Son numerosos los trabajos donde se abordan los complejos mecanismos que intervienen en laprecipitacion experimental de tobas. Entre ellos debe destacarse una contribucion (Rogerson et al.,2008) donde se establecen algunas consideraciones sobre la hidroquımica de las aguas constructorasde tobas y que coinciden con las ya apuntadas: el importante papel que juega la sobresaturacion delas aguas en carbonato calcico y los biofilms bentonicos. La influencia del clima y de la vegetacionen el origen de la tobas es un hecho ya demostrado hace tiempo desde diferentes opticas. Tambien,a partir del analisis de su composicion isotopica δ13C y δ18O, los carbonatos tobaceos han sidoconsiderados como un magnıfico registro paleoambiental (Andrews, 2006) en cuyo seno quedanincluidos otros datos ambientales de gran interes; entre ellos, la cantidad de biomasa, el tipo devegetacion y las condiciones climaticas dominantes (Brasier et al., 2010).

En este capıtulo se pretende acometer la evolucion de los modelos y de los datos hidroquımicos,en las aguas superficiales, subsuperficiales y subterraneas relacionadas con el proceso genetico delas tobas.

1. HIDROQUIMICA DE LAS AGUAS METEORICAS

Es bien conocido que los gases presentes en una atmosfera no contaminada son fundamen-talmente: nitrogeno (pN2 = 0,781 atm); oxıgeno (pO2 = 0.209 atm); argon (pAr = 0.093 atm),anhıdrido carbonico (pCO2 = 0.0003 = 10-3.52 atm.) y vapor de agua, procedente de los procesosde evaporacion y evapotranspiracion, muy influenciados por el clima (pH2O = 0.001-0.0298 atm).En una atmosfera industrial, SO2, NH3, N2O, NO2, ClH, CO y CO2 pueden aparecer en cantidadesnotorias como consecuencia del uso de combustibles fosiles y de otros procesos industriales diver-sos. Estas emisiones, junto a los fertilizantes nitrogenados y fosfatados ası como la existencia devertidos de aguas residuales en los flujos karsticos y en los cauces fluviales, conllevan un impactonegativo sobre el desarrollo de los sedimentos tobaceos. Puede esperarse que las aguas meteoricasesten saturadas con respecto a todos estos gases (Hem, 1985). Sin embargo, la composicion es muyvariable, tanto a lo largo del tiempo para una precipitacion, como en un mismo lugar, o en diferentes

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6. HIDROQUIMICA ELEMENTAL EISOTOPICA Y GENESIS DE TOBAS

parajes. Frecuentemente, las aguas contienen cloruros, nitratos y sulfatos, mientras que fosfatos ynitritos no suelen estar presentes en ambientes no contaminados (Root et al., 2004). Resulta difıcilprecisar la composicion elemental de las aguas de lluvia, la del vapor atmosferico, ası como la decada lugar. Concentraciones de cloruros en las aguas meteoricas, se correlacionan, generalmente,con la proximidad de las aguas marinas.

Los niveles de δ18O dependen de la localizacion geografica, la altitud y latitud de la zona dondese producen las lluvias (Andrews, 2006), ası como de la distancia al oceano suministrador del aguaevaporada (Root et al., 2004). La composicion isotopica del oxıgeno esta determinada por:

los procesos de evaporacion en ambitos oceanicos;

la precipitacion meteorica debida a un enfriamiento del vapor a medida que los accidentesorograficos y la latitud intervienen haciendo descender la temperatura del aire provocandocon ello, la condensacion del vapor de agua atmosferico aportado por los vientos hacia loscontinentes.

Como consecuencia de todo ello se producen procesos de fraccionamiento isotopico en la interfasevapor ↔ lıquido, que pueden dejar una senal isotopica capaz de caracterizar y, en su caso, detectarsu origen. Esta estela isotopica, reflejo de las condiciones climaticas y geograficas, se incorporadirecta o indirectamente a los minerales precipitados en las aguas meteoricas, o a los esqueletos orestos metabolicos de seres vivos, pudiendo ser usados en estudios de tipo climatico o hidrologico(Bowen and Revenaugh, 2003). La composicion isotopica del agua de lluvia puede permitir, tambien,la identificacion del tipo de nube de la que procedıa (Hoefs, 1997).

Los isotopos de hidrogeno y los de oxıgeno estan correlacionados en las aguas de acuerdo conla ecuacion de Craig (1961) (en Hoefs, 1997) y la denominada “Lınea de las Aguas Meteoricas”,basada en la ecuacion δD = 8δ18O+ 10, que ha sido objeto de ajustes, conforme se incrementabanlas bases de datos. Existen redes importantes de adquisicion de datos a nivel mundial y entreellas la International Atomic Energy Agency-World Meteorological Organization Global Network forIsotopes in Precipitation (2013). Hace anos se elaboro un mapa (Fig. 6.2) indicando la distribucionde los valores de δ18O en las aguas de lluvia de la Penınsula Iberica (Plata, 1994).

Figura 6.2: Distribucion de los valores de δ18O en las aguas de lluvia de la Penınsula Iberica (Plata, 1994).

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LAS TOBAS EN ESPANA

2. HIDROQUIMICA ELEMENTAL E ISOTOPICA DE LAS AGUAS DEL

SUELO Y DE RECARGA DE ACUIFEROS

Parece aceptado que la composicion de las aguas de los acuıferos es el resultado de procesosedafogeneticos y su interaccion con las aguas meteoricas. En los componentes de las aguas delsuelo influye la disolucion y la alteracion de otros minerales como los silicatos y, por supuesto ennuestro caso y de modo fundamental, la disolucion de los carbonatos. Estos procesos de alteracion,junto a la remocion de los nutrientes por las raıces y, sobre todo, las reacciones metabolicas queintervienen en la genesis de las sustancias humicas, son los factores determinantes de la presenciay la composicion del dioxido de carbono. El aire en los intersticios del suelo es comunmente 10-100veces mas rico en CO2 que el atmosferico (Hem, 1985). En efecto, los valores de CO2 medidos en laatmosfera del suelo se integran principalmente en el rango de 10-1.3 y 10-2.69 (Brook et al., 1983).

Sin embargo, Pentecost (2005) aseguro que los valores de la presion de CO2, son demasiadodispersos para proporcionar una interpretacion convincente, y esta se complica por la perdida deCO2 del suelo, elevando el pH, o por funcionar los dispositivos edaficos como un sistema cerradorespecto del CO2. Las aguas “meteogenas”, en la nomenclatura de Pentecost y Viles (1994), tienenuna composicion especıfica en las fuentes karsticas, donde el agua de lluvia se ha filtrado a traves deun horizonte edafico desarrollado sobre un roquedo carbonatico, calcareo-dolomıtico y/o dolomıtico-yesıfero. El total de solidos disueltos raramente excede 1g/L, siendo muy comun rangos entre 0.1-0.5 g/L, y en general es muy abundante el ion calcio y el ion bicarbonato (Hem, 1985; Pentecost,2005). La interpretacion se enmarana probablemente por las diferencias existentes en los tipos devegetacion presentes en las zonas de infiltracion y de captacion que, a su vez, estan influenciadaspor la altitud. Ası por ejemplo, las cuencas del Reino Unido con altitudes bajas son mas boscosasy ello conforma suelos mas espesos y mas productivos, independientemente de la temperatura delaire.

Hace algunas decadas se efectuaron estudios sobre el CO2 en el suelo, relacionando su presenciacon el ambiente (humedad y orientacion) del paraje ası como con la naturaleza de la vegetacion(Jakucs, 1977). En ellos se advirtio como la capacidad de un suelo para retener el CO2 dependıade su humedad, muchas veces condicionada por la exposicion. Ası, en el hemisferio septentrionaluna ladera orientada al norte experimenta temperaturas mas bajas lo que permite conservar a sussuelos la humedad durante mas tiempo, reduciendo la transferencia de CO2 a la atmosfera. Lacubierta vegetal tambien influye en los niveles del anhıdrido carbonico. En los suelos forestalesse encuentran las mayores concentraciones de CO2 (hasta un 10 % en volumen), mientras que enlos pastizales pueden alcanzarse hasta cinco veces menos. Perıodos de alta precipitacion meteoricareducen significativamente la pCO2 del suelo como consecuencia de su lixiviado en el perfil edafico(Rightmire, 1978). Recientemente, se ha senalado que el contenido de CO2, del suelo esta relacionadocon la “costra biologica superficial” (BSC), muy comun en suelos de zonas aridas y semiaridas,formada por un biofilm con proporciones variables de cianobacterias, algas, lıquenes y musgos(Mager and Thomas, 2011). Ademas de para la respiracion, la BSC parece muy importante paramantener la humedad y reducir la erosionabilidad. Ası mismo, la propia supervivencia de las costrasesta relacionada con las cianobacterias, con la produccion de “polisacaridos extracelulares” (EPS),que permiten la regeneracion de estos biofilms cuando las condiciones son favorables.

La fijacion fotosintetica del CO2 atmosferico produce un importante fraccionamiento del isotopo12C, que se incorpora preferentemente en los tejidos vegetales. En esta lınea Deines (1980) revisola variacion del δ13C en el carbono de las plantas. Los valores de δ13C obtenidos en dispositivosvegetales (Anderson et al., 1983; Sensula et al., 2006), se correlacionan con el tipo de ciclo foto-sintetico seguido por el organismo. Ası para las plantas C3 (la mayorıa de las superiores), los valoresde δ13C rondan alrededor de -26 � mientras que en las plantas C4 (caracterısticas de praderastropicales) aquellos se aproximan a -13 �; por su parte, las plantas CAM (especies suculentas, conmetabolismo del acido crasulaceo que se desarrollan en ambientes con deficit hıdrico) presentanvalores isotopicos que cubren toda la gama de δ13C de las plantas C3 y C4. De igual modo, no

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debe olvidarse que el tipo de vegetacion puede afectar a los procesos microbiologicos del suelo alinfluir sobre el microambiente y la estructura edafica y, sobre todo, en la cantidad y calidad de losdetritus suministrados (Raich and Tufekciogul, 2000; Gunn and Trudgill, 1982).

La composicion isotopica del carbono en los carbonatos del perfil edafico (Cerling, 1984), serelaciona con la proporcion del tipo de biomasa C4 presente en el suelo. En estudios realizados enla Meseta del Tibet (Lu et al., 2004), la variabilidad de δ13C en suelos se explica en funcion de laprecipitacion y la temperatura medias anuales, factores primordiales que controlan la distribucionde los tipos de vegetacion en la composicion de isotopos de carbono de los suelos. Por tanto, losvalores del δ13C obtenidos en los carbonatos tobaceos, pueden ser un indicador paleoclimatico ypaleoecologico en los casos donde la alteracion diagenetica no haya borrado su senal isotopica.

Como se ha dicho anteriormente, el CO2 del suelo es la principal fuente de carbono inorganicodisuelto en las aguas de los acuıferos. Algunos autores (Rightmire, 1978) han advertido importantesvariaciones estacionales en los contenidos de CO2 y en el δ13C de los carbonatos del suelo; elloimplica que, en los estudios sobre la hidroquımica de las aguas, se haga necesario conocer la estacionen la que se produce la recarga de los acuıferos.

En sıntesis se conoce que la informacion paleoclimatica esta registrada en las tobas generadasen ambientes fluviales, lacustres o palustres con mediacion de aguas provenientes de manantialesde origen carstico (Andrews, 2006). Ası mismo es conocida la fluctuacion de los isotopos establesen sistemas activos tobaceos. La oscilacion de δ18O obedece, sobre todo, a los cambios ambientalesde la temperatura (latitud y altitud) y esta relacionada con la composicion isotopica del agua derecarga. La variacion en δ13C refleja principalmente la contribucion relativa del CO2 enriquecidoen isotopos ligeros procedente de la transformacion de la materia organica del suelo, ası como lacontribucion de los carbonatos provenientes de la disolucion de los roquedos del acuıfero karstico,generalmente enriquecidos en el isotopo pesado, cuando aquellos son de origen marino. Y moduladaen su composicion isotopica por el fraccionamiento agua – roca, la conexion y reequilibrio con elCO2 atmosferico (desgasificacion) y con la precipitacion de calcita en cualquier parte del sistema.

3. HIDROQUIMICA ELEMENTAL E ISOTOPICA DE LAS AGUAS DEMANANTIALES Y SURGENCIAS DE AGUAS EN LAS QUE SE FOR-MAN TOBAS CALCAREAS

Hace anos Pentecost y Viles (1994) resumieron las caracterısticas generales de las aguas sur-gentes (Meteogene Source Waters) capaces de generar tobas (Tabla 6.1). El pH varıa entre 7 y 8,con valores medios de 7.43. Este parametro condiciona que la fase estable mas abundante sea elanion bicarbonato HCO3

1-, cuyo valor medio es de 4,8 mmol/L. El calcio es el cation principalen las aguas no salinas que depositan tobas. La media de Ca2+ es 3,07 mmol/L, valor bastantemayor que la cantidad necesaria para equilibrar los iones bicarbonato, lo que implica la existenciade otros tipos de aniones. Pero tambien se interpretan las cantidades elevadas de Ca2+ en las aguassurgentes, como procedentes del lavado de formaciones geologicas de naturaleza yesıfera (anhidri-ta), o dolomıtico – yesıfera. La velocidad de disolucion del yeso es aproximadamente 15 veces maselevada que la de las calizas (Chardon, 1992); segun este autor, no existe evidencia de que hayauna importante deposicion de tobas vinculada al “efecto ion comun”, producido por el exceso decalcio vinculado a la disolucion de sulfatos. No obstante, nosotros hemos defendido la hipotesis dela importancia de este efecto en la genesis de tobas, basada en modelizacion hidroquımica (Ordonezy Felipe, 1988) y en observaciones sobre el terreno. Mas adelante en este mismo capıtulo se volveraal analisis del efecto ion comun.

Otro cation presente en las aguas donde se precipitan tobas es el magnesio, casi siempre atri-buible a la existencia en el acuıfero de estratos dolomıticos o de calizas con alto contenido enmagnesio. En ciertas regiones bien estudiadas, las aguas de los acuıferos incluyen aniones como elSO4

2- y NO31- derivados de la contaminacion atmosferica (Pentecost, 1992), y en el caso de NO3

1-,probablemente por la utilizacion de nitratos como fertilizantes (contaminacion difusa).

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LAS TOBAS EN ESPANA

Tabla 6.1: Resumen de la composicion hidroquımica de las aguas (meteogenas) en las que se generan las forma-ciones tobaceas. DIC, total de “carbono inorganico disuelto”. Resumido de Pentecost (2005).

Valores min. Media Mediana Valores max.

TºC 4.20 10.1 9.50 24.30

pH 6.90 7.39 7.55 8.15

DIC mmol/L 1.48 5.22 4.89 13.80

log pCO2 atm -3.00 -1.99 -2.20 -1.10

Ca2+ mmol/L 0.86 3.07 2.33 15.20

Mg2+ mmol/L 0.00 0.69 0.44 2.74

Mg2+/Ca2+ 0.00 0.29 0.16 1.37

Los modelos de equilibrio fısico-quımico para el estudio y prediccion de la solubilidad de car-bonatos por las aguas de infiltracion, se iniciaron con ThraikilI (1968). Este autor establecio quela solubilidad de la calcita y, por tanto, su capacidad de precipitar carbonatos puede ajustarseaplicando las reacciones del equilibrio del sistema CO2 -CaCO3 - H2O a una ecuacion del tipo:

aCa2+(calcita) = 8,9792× 1010 × (pCO2)0,32983 × (T )−5,29616

Adoptando logaritmos, esta ecuacion se puede expresar como una superficie, en un espacio detres dimensiones, que relaciona la aCa2+, con el log pCO2, y logT (temperatura absoluta en K):log aCa2+ = p1 + p2 log pCO2 − p3 log T , en la que p1 = 10.9532, p2 = 0.32983, p3= 5.29616.

Los resultados pueden advertirse en la Tabla 6.2. Y ello implica que el aumento de la pCO2 enel suelo (10-100 veces superior a la atmosferica tal y como se ha indicado) es el principal factor en ladisolucion de los carbonatos del acuıfero, y que al reequilibrarse con la pCO2 atmosferica, 10-3.52,tambien es el mecanismo esencial de la precipitacion de carbonatos. Las oscilaciones de temperaturaafectan al proceso de disolucion-precipitacion, siendo conocido el hecho de que los registros termicosbajos favorecen la disolucion, aunque al tratarse de temperaturas absolutas la sensibilidad de lasecuaciones de equilibrio respecto de T es reducida. Las oscilaciones termicas del agua del sueloresponden a las variaciones estacionales en el area de recarga, fundamentalmente en la epoca delano en la que acontecen las lluvias, ası como en la alta transmisividad de determinados acuıferoskarsticos. Dichas fluctuaciones pueden oscilar entre 5 a 10°C a profundidades de unos pocos a variosmetros. En este tramo afectado por las oscilaciones temporales, la temperatura media anual de lasaguas subterraneas es de 1º a 2ºC mas alta que la media anual del aire (Heath, 1983). Las aguasde manantial o surgencia presentan valores muy parecidos a las de las aguas subterraneas.

Tabla 6.2: Valores de la aCa2+, para el sistema calcita – agua, para diferentes temperaturas y presiones dereferencia. Modelo de Thraikill (1968).

25ºClog pCO2 atm -1.5 -2.5 -3.5

log aCa2+mmol/L -2.65 -2.98 -3.31aCa2+ mmol/L 2.26 1.06 0.49

10ºClog pCO2 atm -1.5 -2.5 -3.5

log aCa2+mmol/L -2.53 -2.86 -3.19aCa2+mmol/L 2.97 1.39 0.65

Respecto a la temperatura de las aguas fluyentes por los cauces fluviales, la mayorıa de lascorrientes mostraron un incremento termico de sus aguas evaluado en 0.6-0.8°C aproximadamentepor cada 1°C de aumento en la temperatura del aire; ası son muy escasos los cauces que muestran unatendencia con relaciones lineales 1:1 aire/agua (Morrill et al., 2005). La variacion de la temperaturaen los flujos fluviales parece estar estrechamente vinculada a los valores termicos semanales ymensuales (Ericsson and Stefan, 2000). Sin embargo, la bondad de las correlaciones se ve afectada

80


por el tiempo de permanencia del agua en el acuıfero ası como por las condiciones de orientacion,el grado de proteccion del cauce frente al viento y la temperatura ambiental.

La ecuacion de Thraikill (1968) ha sido completada para la dolomita (Ordonez y Felipe, 1988),proponiendo una ecuacion bastante semejante a la de la calcita de Thraikill (1968):log aCa2+(dolomita) = p1+p2 log pCO2−p3 log T , siendo p1 = 6.71624, p2 = 0.32923 y p3 =3.64469.

Los resultados para valores seleccionados de la pCO2, pueden observarse en la Tabla 6.3. Deforma analoga, estos autores modelizan la hidroquımica de un acuıfero dolomıtico-yesıfero, si bienen este momento se esta revisando la importancia de la presencia de yeso y anhidrita en los acuıferos,ası como su importancia en la capacidad de generar tobas.

Tabla 6.3: Valores de aCa2+ y HCO31- para el sistema calcita-agua, para diferentes diferentes temperaturas y

presiones de referencia. Modelo PHREEQE, Parhurst y otros (1990).

25º C

log pCO2 atm -1.5 -2.5 -3.5pH 6.97 7.62 8.29

HCO31-mmol/L 5 2.147 0.95

Ca2+ mmol/L 2.49 1.09 0.499

10º C

log pCO2 atm -1.5 -2.5 -3.5pH 7 7.65 8.31

HCO31-mmol/L 6.22 2.72 1.21

Ca2+ mmol/L 3.16 1.37 0.62

En las Tablas 6.4 y 6.5, se ofrece la resolucion de los modelos obtenidos utilizando el modeloPHREEQE (Parkhurst et al., 1990). Se puede advertir la coincidencia de los valores de las con-centraciones de equilibrio en ambos casos, lo que permite predecir y analizar los resultados de losanalisis hidroquımicos en relacion con la saturacion en calcita de las aguas.

Tabla 6.4: Valores de aCa2+, para el sistema dolomita-agua, para diferentes temperaturas y presiones de referencia.Modelo Ordonez y Felipe (1988).

25ºClog pCO2 atm -1.5 -2.5 -3.5

logaCa2+mmol/L -2.80 -3.12 -3.45aCa2+ mmol/L 1.60 0.75 0.35

10ºClog pCO2 atm -1.5 -2.5 -3.5

logaCa2+mmol/L -2.71 -3.04 -3.37aCa2+mmol/L 1.93 0.90 0.42

Tabla 6.5: Valores de aCa2+, aMg2+ y aHCO31- para el sistema calcita-agua, para diferentes temperaturas y

presiones de referencia. Modelo PHREEQE, Parhurst y otros (1990)

25º C

log pCO2 atm -1.5 -2.5 -3.5pH 7.07 7.72 8.37

aHCO31-mmol/L 6.16 2.68 1.18

aCa2+ mmol/L 1.57 0.67 0.29Mg2+ mmol/L 1.56 0.69 0.3

10º C

log pCO2 -1.5 -2.5 -3.5pH 7.12 7.78 8.43

HCO31- 8.42 3.65 1.6

Ca2+ 2.17 0.92 0.42Mg2+ 2.18 0.94 0.41

En la Tabla 6.6, se presentan los datos hidroquımicos elaborados, hace algun tiempo, por ellaboratorio del CEDEX (Plata y Perez Zabaleta, 1995) en diferentes sectores del acuıfero de las

81

LAS TOBAS EN ESPANA

Lagunas de Ruidera. En ella puede apreciarse las sensibles diferencias existentes entre los valoreshidroquımicos medios obtenidos por un lado, en los manantiales y piezometros (que representan lasaguas mas superficiales del acuıfero) y por otro, en las aguas de las lagunas; aunque estas muestrancontenidos en bicarbonatos alejados de los correspondientes al equilibrio con la presion atmosfericadel aire, todavıa presentan una notable capacidad de “generar tobas”, debido a su elevado contenidoen ion calcio.

Tabla 6.6: Hidroquımica de las aguas de las Lagunas de Ruidera y de los manantiales y piezometros del acuıfero.

Laguna pH Cond(µS/cm) Ca2+ Mg2+ Na1+ K1+ Cl1- NO31- SO4

2- HCO31-

Concejo 7.7 620 1.90 0.80 0.93 0.05 1.10 0.76 0.89 2.90

Tomilla 7.8 611 1.60 1.30 1.02 0.06 1.40 0.47 1.03 2.60

San Pedro 7.5 555 1.40 1.00 0.93 0.05 1.10 0.61 1.02 2.10

Lengua 7.8 585 1.45 0.88 1.20 0.06 1.65 0.21 1.09 2.05

Salvadra 7.3 580 1.25 1.03 1.15 0.07 1.21 0.62 1.14 2.00

Santos M. 7.6 543 1.20 1.05 1.13 0.04 1.60 0.28 1.01 1.70

Batana 7.4 635 1.70 1.00 1.13 0.06 1.50 0.47 0.99 2.70

Colgada 7.5 577 1.55 0.95 1.09 0.05 1.80 0.41 0.90 2.30

del Rey 7.7 596 1.85 1.00 0.87 0.06 1.00 0.33 0.95 3.10

C. Morenilla 8.1 630 1.80 1.20 1.00 0.06 1.40 0.24 0.93 3.20

Cenagosa 7.9 628 1.80 1.20 1.05 0.06 1.40 0.25 0.90 3.50

Promedio 7.83 596 1.59 1.04 1.05 0.06 1.38 0.42 0.99 2.56

Des. Estan. 0.31 31 0.24 0.15 0.11 0.01 0.25 0.18 0.08 0.58

Manantiales pH Cond(µS/cm) Ca2+ Mg2+ Na1+ K1+ Cl1- NO31- SO4

2- HCO31-

Leng.-Salva. 7.6 543 1.50 1.05 1.07 0.06 1.50 0.06 1.00 2.40

Salva.-Sant. 7.3 670 1.85 0.85 1.26 0.05 1.60 0.64 0.95 2.80

Sant-Bata. 7.3 667 1.85 0.95 1.14 0.05 1.40 0.56 0.95 3.05

Bat.- Colg. 7.6 764 1.70 1.00 1.12 0.04 1.20 0.77 0.96 3.00

Hazad. (α) 7.8 510 1.45 0.90 0.83 0.03 1.30 0.73 0.89 1.80

Hazad. (ω) 7.4 540 1.40 0.90 0.98 0.04 1.30 0.76 1.15 1.40

Promedio 7.5 616 1.62 0.94 1.07 0.04 1.38 0.59 0.98 2.41

Des. Estan. 0.2 100 0.20 0.07 0.15 0.01 0.15 0.27 0.09 0.68

Piezometros pH Cond(µS/cm) Ca2+ Mg2+ Na1+ K1+ Cl1- NO31- SO4

2- HCO31-

Conceja 7.7 995 2.00 1.60 1.52 0.08 2.60 0.99 1.31 2.80

Tom. - Tinaj. 7.3 702 2.00 0.85 1.09 0.07 1.60 0.89 0.95 2.60

San Pedro 7.9 760 3.09 0.65 0.91 0.06 1.21 0.61 0.95 5.00

San Pedro 7.6 912 3.39 1.60 0.96 0.04 1.80 0.05 3.58 2.50

Leng.- Salv. 7.2 684 1.75 0.95 1.30 0.06 1.20 0.61 1.02 2.60

Santos Mor. 7.3 680 1.95 0.90 1.15 0.06 1.50 0.43 0.93 3.30

Sant-Bata. 7.2 1015 1.80 1.40 4.02 0.07 4.79 0.45 1.04 3.10

Bat.- Colg. 7.2 651 2.05 0.90 1.07 0.06 1.40 0.43 0.91 3.40

Colg.-Rey 7.6 732 1.70 1.30 0.74 0.08 1.20 0.02 0.90 3.50

Rey (ω) 8 722 1.70 1.30 1.55 0.07 1.90 0.28 1.10 3.10

Promedio 7.5 785 2.14 1.15 1.43 0.06 1.92 0.47 1.27 3.19

Des. Estan. 0.30 136 0.60 0.34 0.94 0.01

82


Tambien se han recogido datos hidroquımicos de las aguas del rıo Jucar (Tabla 6.7) en untrecho de mas de 50 km, entre la localidad de Valdeganga y la Central Electrica del Bosque (aguasabajo de Alcala del Jucar) (Fernandez Fernandez, 1996 y Fernandez Fernandez et al., 1999). Setrata de un encajado y sinuoso valle donde, junto a algunas reducidas acumulaciones carbonaticasactuales, abundan los edificios tobaceos de edad holocena y pleistocena, colgados a diferentes cotasen sus vertientes, lo que sugiere un preterito paisaje fluvial con cierto parecido al que hoy ofreceel sistema fluvio-lacustre de Ruidera. De igual modo, en la citada Tabla 6.7 puede observarse lafluctuacion estacional de los datos hidroquımicos, de abril a diciembre, probablemente relacionadacon las lluvias de otono, y coherentemente el incremento de los bicarbonatos procedentes de laintensa actividad microbiologica del suelo durante el verano – otono. Por ultimo, resaltar que lavariacion de la hidroquımica a lo largo del valle es muy debil. Ello se puede justificar de acuerdo conla interpretacion del funcionamiento del Sistema de acuıferos de la Mancha oriental, cuya principalzona de descarga es el valle del rıo Jucar recibiendo los aportes a traves del acuıfero del rellenode la Cuenca Terciaria del Jucar (Sanz, 2005 y Sanz et al., 2007), lo cual de modo analogo a lasLagunas de Ruidera, implica que la alimentacion por filtracion (seepage) se produce a lo largo delvalle.

4. PRECIPITACION DE LAS TOBAS A PARTIR DE LAS AGUAS DESURGENCIAS Y CAUCES FLUVIALES

Las ecuaciones sobre la tasa de disolucion de calcita (Plummer et al., 1979), permiten establecerque para valores del pH de las aguas subterraneas superiores a 6 y de pCO2 inferiores a 0.1 atm,a 25ºC, la tasa de disolucion de calcita (R) es igual a k3, que es la constante de equilibrio para lareaccion de disolucion - precipitacion de calcita en agua, para dar como productos los iones calcioy bicarbonato:

R (mmol/cm2s) =aCa2+ × aHCO1−

3

10pH−14= 10−5,86−317/T ºK (para T = 25ºC)

El elevado valor de pCO2, ası como el regimen turbulento favorecen la disolucion de la calcita,y dado que las tasas de precipitacion a partir de soluciones sobresaturadas son determinadas enese tipo de carbonato por los mismos mecanismos que la disolucion, se infiere que este modelotambien es valido para predecir las tasas de precipitacion en calcita (Liu and Dreybrodt, 1997).Los datos experimentales de estos autores, permiten senalar que la tasa de crecimiento de calcita,se aproxima a una ley lineal, R = α× (ceq − c) donde ceq es la concentracion de equilibrio para lacalcita, que depende de la temperatura, de la pCO2, con respecto a la calcita y del regimen hidraulico(turbulencia) del fluido, que favorece la reaccion CO2-agua. Para controlar la influencia del CO2

en el proceso, el experimento de Liu and Dreybrodt (1997) utilizo la enzima anhidrasa carbonica,que cataliza el paso de CO2 a bicarbonato y que esta presente en cianobacterias y microalgas(Aizawa and Miyachi, 1986). Mientras que la calcita ofrece una cinetica de la cristalizacion, ladolomita aporta un ejemplo donde esta cinetica hace que, en medios sobresaturados en este mineral,su presencia a temperaturas ambientales sea escasa, mas alla de algunos ambitos muy concretos(Arvidson and Mackenzie, 1999 y Garcıa del Cura et al., 2001).

Se podrıa hablar para un determinado sistema hıdrico, manantial, cauce fluvial o conjuntode represas tobaceas (tan comunes en los territorios karsticos peninsulares) de la “capacidad degenerar o precipitar tobas” (P). En este sentido, Ordonez y Felipe (1988) propusieron un modelo,que relaciona los parametros hıdricos del acuıfero, la actividad (≈ concentracion, para solucionesdiluidas) de Ca2+ (mol/L) para la temperatura evaluada de las aguas del acuıfero (cacuıfero), conla supuesta para la temperatura del agua donde se forman las tobas (catm), reequilibrada con lapCO2 atmosferica. Se incluyen asimismo, el VI, volumen de las aguas (L) aportado por el sistemasubterraneo, y se anaden parametros que indican el balance de evaporacion (El), en dm, frente a(Pl) en dm, en la superficie de la laguna (Sl) en dm. Los valores E, P y S, pueden ser muy notables

83

LAS TOBAS EN ESPANA

Tabla

6.7

:H

idro

quım

icade

las

aguas

del

Rıo

Juca

ry

de

alg

unos

manantia

lesque

desca

rgan

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mism

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En

elco

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tobacea

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cios

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cenos

ypleisto

cenos

(R.

J.

Rıo

Juca

r;M

yF

:M

anantia

les).

ab

r-98

pH

μS

/cm

Na

1+

K1+

Ca

2+

Mg

2+

Cl 1

-S

O4

2-

HC

O3

1-Σ

sales(g/l)

Para

jeD

ist.(k

m)

Cota

(s.n.m

.)

J-1

8.2

675

0.8

00.0

42.4

51.90

2.208.62

5.22453

Vald

eganga

-1-

J-2

8.3

641

1.1

10.0

42.1

21.77

2.457.18

5.23418

M.

Bolin

ches

0600

J-3

8.5

537

1.2

40.0

41.4

51.24

3.162.01

6.32350

F.

Bolin

ches

0600

J-4

8.1

655

0.7

80.0

31.5

82.61

2.208.18

6.63463

R.J

.(V

aldega.)

5.4595

J-5

8.3

653

0.8

70.0

32.5

01.90

2.168.05

6.22433

Rio

Ju

car15.1

570

J-6

8.2

654

0.9

70.0

32.4

22.04

2.178.49

6.49437

Azu

dV

illa17.3

560

J-7

8.2

656

0.9

80.0

82.6

22.04

2.018.40

7.66438

La

Recu

eja33.5

525

J-9

8.3

674

0.9

60.0

62.8

31.98

2.349.06

6.63481

Alcala

Ju

car44

510

J-1

08.3

678

1.1

30.0

73.0

71.99

2.348.73

7.96508

C.E

.Bosq

ue

52485

J-1

18.3

908

2.2

60.1

83.1

72.54

3.9612.11

6.63645

Carr.

Tolosa

49505

ab

r-98

pH

μS

/cm

Na

1+

K1+

Ca

2+

Mg

2+

Cl 1

-S

O4

2-

HC

O3

1-Σ

sales(g/l)

Para

jeD

ist.(k

m)

Cota

(s.n.m

.)

J-1

7.7

817

0.9

0.0

73.7

71.73

1.408.03

10.2562

Vald

eganga

-1

J-2

7.5

824

0.9

30.0

93.8

11.94

2.186.96

12.18520

M.

Bolich

es0

600

J-3

7.4

724

1.2

00.0

82.8

51.75

2.632.39

13.05507

F.

Bolich

es0

600

J-4

8.1

824

0.8

80.0

83.6

81.60

1.347.83

10.24558

R.J

.(V

aldega.)

5.4595

J-5

8.2

812

0.9

70.0

93.4

71.84

1.508.07

9.29550

Rıo

Ju

car15.10

570

J-6

8.1

0817

0.9

70.0

83.7

31.82

1.478.07

9.29554

Azu

dV

illa17.3

560

J-7

8.2

791

0.8

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11.69

1.737.65

9.29541

La

Recu

eja33.5

525

J-8

7.6

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0.9

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11.94

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10.03600

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Loren

.40.5

525

J-9

8.1

852

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93..4

81.97

1.987.83

8.72575

Alcal a

Ju

car44

510

J-1

08.1

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1.1

00.1

03.6

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1.989.13

10.03596

C.E

.B

osqu

e52

485

J-1

18.3

465

1.4

50.0

51.4

00.80

1.361.32

8.70322

M.

Tolosa

49505

J-1

18.3

1056

2.2

00.2

03.8

82.62

3.6310.40

13.07752

Tolosa

49505

84


en lagunas bajo climas aridos y deben considerarse no significativos en sistemas fluviales y cauces.La expresion de P (gramos) propuesta es:

P =

(Vlcacuıfero

Vl − Sl (El − Pl)− catm

)× PmCaCo3 × [Vl − Sl (El − Pl)]

El modelo se verifico en las Lagunas de Ruidera (Ordonez y Felipe, 1988), con los datos hidrologi-cos de las mismas. En el se detecto una cierta coherencia entre la cantidad de tobas estimada y losvolumenes de tobas sedimentadas a lo largo del valle del Alto Guadiana; especialmente en sus ba-rreras y en otras acumulaciones tobaceas detrıticas (calcarenitas y lutitas) procedentes de sucesivasetapas de erosion y degradacion por rebose del agua en las represas (Ordonez et al., 2005).

5. LAS SENALES ISOTOPICAS EN LAS TOBAS: INTERPRETACIONAMBIENTAL

Las aguas constructoras de acumulaciones tobaceas tienen, esencialmente, un origen meteoricoy, por tanto, ofrecen una composicion isotopica δ18OSMOW analoga a la de las aguas de la precipi-tacion local. Datos de los valores de composicion de las aguas en acuıferos pueden verse en JimenezMartınez y Custodio (2008). La distribucion espacial de los isotopos estables de las aguas de pre-cipitacion en Espana (Dıaz Teijeiro et al., 2009), sigue un modelo de correlacion con la latitud y lacota topografica, elementos geograficos que muestran fuerte relacion con la temperatura, un factorclave, ya aludido, que controla el fraccionamiento isotopico.

Sin embargo, la evaporacion de las aguas en las lagunas provoca un enriquecimiento en 18O. Adiferencia de la condensacion, la evaporacion implica un proceso adicional de difusion, que suponemas fraccionamiento, sobre todo, con baja humedad ambiental (Pentecost, 2005). La Tabla 6.8muestra la evolucion de δ18OSMOW de las aguas de la Laguna Tomilla, en Ruidera. Puede advertirsecomo en anos de sequıa, donde se interrumpieron los flujos de agua superficial, la composicionisotopica de las aguas de aquel humedal vario de modo drastico; ello pone de manifiesto por unlado, la importancia de los procesos de evaporacion en la evolucion del 18OSMOW; por otro, latrascendencia de la evaporacion en las lagunas y su potencial influencia en la hidroquımica asıcomo en la genesis de tobas.

Tabla 6.8: Composicion isotopica δ18OSMOW del agua de la Laguna Tomilla durante los anos 1991-1995. Fuente:Elaboracion propia a partir de Plata et al., 1995.

Fecha Muestreo δ18OSMOW

Julio 91’ -5.30

Febrero 94’ -4.74

Octubre 94’ -2.63

Julio 95’ -1.54

Septiembre 95’ -0.10

Desde hace algunos anos, el δ18OPDB de las tobas ha recibido gran atencion como dato experi-mental ya que permite evaluar la evolucion del clima. En especial, cuando se aplica a carbonatoscuya senal isotopica no ha sido afectada por procesos postsedimentarios capaces de desarrollar ce-mentaciones o disoluciones que pudieran afectar a la composicion original; la toma de muestras sehace separando, en la medida de lo posible, las laminas de sedimentacion anual, con el objeto de nomezclar las senales isotopicas que, como se ha visto, son muy sensibles a escala anual; de otro modose obtendrıan valores medios que poco informarıan sobre la evolucion del clima. Con estas cautelasse ha propuesto que la temperatura del agua donde se forman las tobas pueda relacionarse con ladiferencia entre la composicion isotopica de la calcita y la del agua, ajustandose a esta ecuacion(O´Brien et al., 2006):

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LAS TOBAS EN ESPANA

T ºC=15.310-4.478(δ18OcalcitePDB − δ18Oagua−SMOW

)+0,14

[0,277 + 1,0412

(δ18OcalcitePDB − δ18Oagua−SMOW

)]2

No obstante esta ecuacion es heredera, aunque mejorada, de otras anteriores (Epstein et al.,1951; Anderson and Arthur, 1983; Hays and Grossman, 1991; entre otros).

En la Tabla 6.9 y 6.10, se han recogido datos propios obtenidos en tobas sedimentadas en lasultimas decadas y emplazadas en una pequena poza, modelada por rebose y erosion en la prolongadabarrera de la Laguna Tomilla (Ruidera) durante la riada acontecida en 1947. En ella se desarrolloun microsistema que, al ser objeto de muestreo, permitio comprobar con nitidez como los valorespromedios y la desviacion de los mismos en δ18O en las bandas de un estromatolito, son del mismorango que los ofrecidos por otras muestras tomadas en el cauce, tanto a su entrada como a lasalida de la citada poza (Garcıa del Cura et al., 1997d). Ası mismo, Osacar et al. (2013) ponen demanifiesto como las tobas en su ambiente sedimentario y climatico son buenas indicadoras de lasfluctuaciones estacionales de la temperatura, y de otros cambios ambientales como variaciones enla composicion isotopica de la precipitacion.

Tabla 6.9: Valores de δ18OSMOW obtenidos en un conjunto estromatolıtico ubicado en la denominada “Plaza deToros” (Ruidera), poza circular abierta por la erosion en el paramento de aguas abajo de la represa que cierra laLaguna Tomilla durante las inundaciones de 1947.

Bandas muestreadas δ18OSMOW

0ª banda -5.71

1ª banda -6.44

2ª banda -6.32

3ª banda -5.71

4ª banda -6.63

5ª banda -6.51

6ª banda -6.78

7ª banda -6.86

8ª banda -6.45

9ª banda -5.65

Promedio -6.31

Desv. Est. 0.45

En sıntesis, facilmente resuelto el sub-muestreo de los niveles anuales en sistemas tobaceos acti-vos, o de etapas anteriores (sub-recientes o incluso holocenas), y establecida la variacion isotopicadebida a la recarga meteorica, se puede determinar con bastante precision las tendencias de cambioclimatico, siempre y cuando los procesos de cementacion, disolucion, y otros procesos postsedimen-tarios, no eliminen la senal isotopica. Los registros de los depositos tobaceos, bien datados, debenconsiderarse complementarios de los datos paleoclimaticos proporcionados por espeleotemas y, demodo particular, cuando estos se hallan vinculados geograficamente a los depositos tobaceos (An-drews, 2006). La revision no quedarıa completa, sin plantear la influencia que tienen los biofilmsde cianobacterias en la precipitacion de las tobas, aspecto ampliamente tratado en la bibliografıa.

Los experimentos realizados por Pedley et al., (2009) han demostrado que la existencia de unbiofilm microbiano influye nıtidamente en la precipitacion de carbonatos en los sistemas fluviales;de modo particular en aquellos se muestra como las facies micropeloidales y las arborescentes solo sedesarrollan en presencia de sustancias polimericas extracelulares microbianas (EPS). El mecanismode biomineralizacion en los biofilms se ha descrito como un proceso de cementacion alrededor delos polisacaridos extracelulares (EPS), que se realiza en dos fases: una inicial donde los cationesson retenidos en la envuelta de la pared celular; y otra donde se unen a los aniones, proceso en el

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que juega un papel importante el fosforo (Souza-Egipsy et al., 2006). Sin embargo, estos autoresno excluyen la precipitacion asociada a procesos abioticos, fundamentalmente, relacionados conel flujo turbulento del agua en cascadas y rapidos de los sistemas fluviales. En el mismo sentido,el estudio de travertinos actuales en Alicun -Almerıa- (Garcıa del Cura et al., 2012a), con faciestobaceas asociadas, ha permitido observar la relacion de facies laminares travertınicas (costras)con biofilms. Mediante optica y electronica de barrido sobre muestras fijadas con glutaraldehidoy tetroxido de osmio, se han identificado cianobacterias (principalmente filamentosas), bacterias ydiatomeas formando dichos biofilms.

Tabla 6.10: Valores de δ18OSMOW pertenecientes a las acumulaciones tobaceas (estromatolitos y tobas de musgo)en el entorno de la “Plaza de Toros” (Lagunas de Ruidera).

Situacion

geomorfologica y

dispositivo

δ18OSMOW

Cauce de entrada(1)

Estromatolito

-6.53

Cauce de entrada(2)

Estromatolito

-6.27

Inicio de cascada.

Estromatolito

-5.54

Cascada (musgos) -5.95

Estromatolito

(al pie de cascada)

-5.94

Cauce de salida (1)

Estromatolito

-6.89

Cauce de salida (2)

Estromatolito

-5.65

Promedio -6.11

Desv. Est. 0.48


De lo anteriormente expuesto se desprende el avance registrado por los conocimientos desdehace casi cuarenta anos, en el que se concibio el modelo conceptual de la Figura 6.1 y los que sedisponen en la actualidad. En efecto, las numerosısimas aportaciones sobre hidroquımica realizadaspor muchos autores y en multiples lugares, permiten advertir en la Figura 6.3, como las tobas son unautentico testigo de surgencias (fuentes, filtraciones, descargas,..) procedentes de sistemas acuıferosdesarrollados sobre formaciones carbonatadas, a veces incluso sobre los sistemas tobaceos antiguos,en momentos de fuerte estabilizacion. Esta estabilizacion puede romperse episodicamente, degra-dando y/o eliminando las formaciones tobaceas, dando lugar a depositos de tobas detrıticas. Estosprocesos se han podido observar, no solo en el Cuaternario, vinculado a fluctuaciones climaticasy a intervenciones antropicas, sino que tambien se han podido identificar con nitidez en las seriesfluviales neogenas. La hidroquımica de isotopos estables, fundamentalmente δ13C y δ18O, aportaa las tobas un importante valor paleoambiental y paleoclimatico, sobre todo cuando es posible sudatacion y su contraste con datos actuales.

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LAS TOBAS EN ESPANA

Figura 6.3: Diagrama de equilibrio para la calcita en funcion de la logpCO2 – log Ca2+. Las lıneas verticales depuntos representan respectivamente el log pCO2=-3,5, a la de una atmosfera rural; y el log pCO2 correspondientea suelos con intensos procesos de putrefaccion y ricos en materia organica. Los procesos en el acuıfero vienendefinidos por la “Respiracion-Putrefaccion”, cuando sus aguas surgen en fuentes y manantiales, se reequilibra conla presion atmosferica y se produce la precipitacion, P, la capacidad de precipitar tobas, funcion de la diferenciade la presion de pCO2 del acuıfero y la atmosferica, y la influencia de la Fotosıntesis-Turbulencia. El papel dela evaporacion y el efecto de ion comun en la capacidad de precipitar tobas, ha sido tambien representado en laFigura.

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7. DATACION DE LAS TOBAS POR EL

METODO DEL URANIO-TORIO

Ramon Julia

Institut de Ciencies de la Terra Jaume Almera., CSIC., c/ Lluis Sole i Sabarıs s/n, 08028 Barcelona.

[email protected]

INTRODUCCION

Los mayores avances en el conocimiento de los procesos geologicos se han establecido a partirdel desarrollo de los metodos de datacion o geocronologıa. Actualmente, la edad de la Tierra,la tectonica de placas, la evolucion de las especies son, entre otros muchos procesos geologicos,cuantificables gracias al establecimiento de escalas temporales, muchas de las cuales ocurren a nivelde millones de anos, y por lo tanto imperceptibles a escala humana.

La datacion de tobas ha sido un objetivo clasico en la comprension de la evolucion geomorfologicaregional y en el establecimiento de modelos ambientales. Al estar sus carbonatos relacionados consurgencias que proporcionan un elemento vital para muchos organismos (entre los cuales cabecitar a los humanos), su datacion constituye uno de los pilares basicos en el establecimiento demodelos evolutivos. No es de extranar, pues, la multitud de metodos geocronologicos aplicadosa las tobas. En lıneas generales, las tobas holocenas se han datado mediante el 14C corrigiendola posible contaminacion por carbono fosil, el llamado hard water effect (Pazdur et al., 1988a y2002). Por su parte, aquellas con edades comprendidas entre el Holoceno medio y el Pleistocenosuperior, o incluso parte del Pleistoceno medio, pueden ser datadas mediante el desequilibrio delas series del uranio siempre y cuando cumplan un conjunto de requisitos. En tobas con edadesmas antiguas cabe la posibilidad de utilizar otros metodos: paleomagnetismo, racemizacion deaminoacidos, cosmogenicos, etc.

El espectacular desarrollo de la geocronologıa en los ultimos anos permite disponer en la actua-lidad de un amplio abanico de metodos de datacion o mejor dicho de grupos de metodos. Tal esel caso de los isotopicos, dentro de los cuales se encuentran las diferentes tecnicas basadas en lasrelaciones entre elementos de desintegracion de la serie del uranio (Ivanovich and Harmon, 1982 y1992).

Este capıtulo, dedicado a la datacion de tobas, se centrara exclusivamente en la aplicacion delmetodo isotopico basado en el desequilibrio entre los radioisotopos 238U, 234U y 230Th, generalmentedesignado como el metodo del uranio-torio. Dado que existen muchas publicaciones que tratan estemetodo, entre las que se incluyen las obras clasicas editadas por Ivanovich and Harmon (1982) y,posteriormente reeditadas con una amplia actualizacion en 1992, el presente texto pretende daruna vision divulgativa basica para el no especialista de este metodo, aplicado a las tobas.

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LAS TOBAS EN ESPANA

1. NOCIONES BASICAS SOBRE EL METODO DE DATACION URANIO-TORIO

1.1. LA RADIOACTIVIDAD

Es un fenomeno por el cual estadısticamente los nucleos de ciertos elementos son capaces detransformarse espontaneamente en nucleos atomicos de otros elementos, tras la emision o capturade partıculas ionizantes. Ası, el nucleo de un atomo de un elemento radioactivo como el 234U setransforma en un atomo de 230Th tras emitir una partıcula alfa. En este proceso, el radioisotopo234U es el padre del 230Th y a este se le llama hijo, pero como el 230Th es tambien radioactivo, asu vez sera el padre de otro radioisotopo (el 226Ra) tras emitir otra partıcula alfa. En la naturalezaexisten tres series de desintegracion encabezadas por padres no radiogenicos: la serie del 232Th,la serie del 238U y la serie del 235U que generan un gran numero de hijos, tambien radioactivos,hasta alcanzar isotopos estables del plomo (208Pb, 206Pb y 207Pb respectivamente). Las series dedesintegracion se representan por el sımbolo quımico, la suma del numero de protones (simbolizadopor Z) y de neutrones (simbolizado por N) que constituyen el llamado nucleon del atomo considerado(en este caso el U). Z+N, se denomina masa atomica (unidad de medida, u) y no corresponde alpeso atomico (adimensional). La masa atomica es proporcional a la masa del atomo de 12C.

23492 U

α−→230

90 Th

donde 92 corresponde al numero de protones y 234 a la suma de neutrones y protones. Lapartıcula alfa, que pierde el nucleo del uranio, es equivalente a un nucleo de helio He. Esta trans-formacion puede tambien representarse como:

23492 U →230

90 Th+42 He

En toda desintegracion por emision de una partıcula alfa, la masa atomica disminuye en cuatrounidades y el numero atomico en dos. En esta transformacion, como en cualquier otra forma dedesintegracion, la suma de masas de los productos resultantes es siempre inferior a la masa delatomo padre. La masa perdida equivale a la energıa de retroceso (recoil) del atomo hijo, a laenergıa cinetica de las partıculas y la energıa de los fotones emitidos en el proceso y se mide en eV(electronvoltio). Evidentemente las propiedades quımicas de ambos elementos son muy diferentes.

1.2. CINETICA DE LA DESINTEGRACION: LA LEY DE LA RADIOACTI-VIDAD

Las reacciones nucleares son espontaneas pero cada reaccion ocurre con una velocidad carac-terıstica que sigue la misma ley cinetica: “La tasa de variacion del numero de nucleos de un elementoradioactivo en un momento dado, es proporcional al numero de atomos presentes en este momento”.Como el proceso de desintegracion sigue espontaneamente, el numero de atomos “padre” disminuyecon el tiempo y, por lo tanto, la tasa de variacion tambien.

−dNdt

= λN (ecuacion 4)

Donde λ es la constante de proporcionalidad, conocida como la constante de desintegracion, cuyaunidad es tiempo-1. La tasa de variacion es siempre positiva y el signo negativo hace referencia ala disminucion de nucleos padre con el tiempo.

En general, se suele utilizar la expresion integral de esta ecuacion: N = N0e−λt (ecuacion 2) o

su equivalente logN

N0=−λt

2,303(ecuacion 3); donde N0 es el numero de atomos del elemento padre

en el momento 0 y N en el momento t.

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7. DATACION DE LAS TOBAS POR EL METODO DEL URANIO-TORIO

Los valores muestran grandes diferencias de magnitud, desde miles de millones de anos, comoel 238U, a milesimas de segundo como el 214Po, elemento de desintegracion de la serie del 238U ypadre del 210Pb. A nivel practico, para caracterizar un radioisotopo, se suele utilizar su periodode semidesintegracion o vida mitad (t1/2), que es el tiempo transcurrido para que el numero deatomos de un elemento radioactivo quede reducido a la mitad. En este caso N = N0/2, que alaplicar la ecuacion (3) se obtiene N0

12 = N0e

−λt1/2y en logaritmos, −λt1/2 = ln 2. Esto indica

que la vida mitad t1/2 = 1λ ln 2 es 0.693 veces la inversa de la constante de desintegracion. El

periodo de semidesintegracion no corresponde al concepto de vida media de un nucleo, aunque estanrelacionados. La vida media (τ) representa el promedio de vida de un nucleo antes de desintegrarse(es como si fuera su esperanza de vida) y esta relacionado con la constante de desintegracion τ = 1

λ .Al ser la radioactividad un fenomeno estadıstico, estas relaciones cineticas solo son posibles si

existe un numero suficientemente grande de atomos radioactivos. El numero de Avogadro, que indicala cantidad de atomos que hay en 1 mol de un elemento, es suficientemente grande (NA = 6,02×1023)que hace posible el cumplimiento de esta cinetica y utilizar los radioelementos mas abundantes delas rocas como geocronometros.

Es importante destacar el caracter invariable del semiperiodo de desintegracion de un elementoradioactivo, sean cuales sean las condiciones de temperatura, presion y estado quımico. Este hechoqueda perfectamente ilustrado al representar graficamente la cantidad de nucleos de un elementoradioactivo con el tiempo transcurrido (Fig. 7.1). En este ejemplo se ha utilizado un radioelementocon un semiperiodo de desintegracion de 8 dıas (como el 131I que se utiliza en radioterapia) cuyaconstante de desintegracion λ es el exponente de e (ecuacion 3) y cuya vida mitad τ = 0,693

0,0866d =8,00d. Por lo tanto, a un paciente tratado con yodo radioactivo, al cabo de un mes todavıa tieneun 6 % de la dosis inicial.

Figura 7.1: Desintegracion del yodo-131, de 8 dıas de vida mitad. A la izquierda, porcentaje de radionucleos vstiempo en dıas. A la derecha, representacion de los porcentajes en escala logarıtmica.

1.3. UNIDADES DE MEDIDA

Dado que la radioactividad comporta la emision de partıculas ionizantes, la unidad de su medidaes el numero de desintegraciones por unidad de tiempo. En el sistema SI se utiliza el Becquerel(sımbolo Bq), que corresponde a la cantidad de radionucleos que se desintegran por segundo (s).Para definir la unidad de radioactividad tambien se utiliza el Curie (sımbolo Ci), que correspondea la actividad de un gramo de 226Ra. Como la vida mitad del 226Ra es de 1600 anos, que pasadaa segundos y aplicando τ = 0,693

1600×3,16×107 = 1,38 × 10−11 s−1 y sabiendo que 1g de 226Ra tiene6,022×1023

226 atomos, 1Ci = 1,38 × 10−11 × 6,022×1023

226 = 3,7 × 1010 desintegraciones/s (dps) y por lotanto 1Ci=37 GBq, (giga becquerelios).

La radioactividad de un elemento se mide en detectores que registran el numero de partıculasemitidas por unidad de tiempo (cuentas/s o cps). Estas cps son proporcionales a las desintegra-ciones/s (dps) de los radionucleos y la relacion cps

dps = ε determina la eficiencia del detector (y delsistema geometrico de montaje de la muestra). En espectrometrıa alfa la eficiencia de los detectoresse calcula a partir de patrones de actividad conocida y puede llegar a valores de 0.3.

91

LAS TOBAS EN ESPANA

1.4. EQUILIBRIO ENTRE PADRE E HIJO

Cuando un nucleo padre se desintegra, nace un nucleo hijo segun la ley de radioactividad.Este puede decaer tambien a un nuevo hijo y ası sucesivamente hasta alcanzar un isotopo estable.Este proceso forma una serie de desintegracion que, a medida que transcurre el tiempo, tiende aun equilibrio entre las actividades de los distintos elementos que la componen, equilibrio que sedenomina secular cuando las actividades del radionucleo padre es igual a la del radionucleo hijo.En el ejemplo de la Figura 7.2, se puede observar que las vidas mitad del 238U y del 234U son muygrandes comparadas con las de los radioelementos intermedios, 234Th y 234Pa. Por lo tanto, enminerales de uranio contenidos en rocas muy antiguas, tales como en la uraninita de la petchblendaen las rocas precambricas del Escudo Fennoescandinavo formadas hace mas de dos mil millones deanos, la actividad del 238U y de su descendiente el 234U estan en equilibrio; es decir sus actividades(dps) son iguales A2 = λ2N2 = A1 = λ1N1. Este equilibrio se utiliza para determinar la vida mitadde estos radioisotopos y tambien para calibrar los detectores en espectrometrıa alfa dado que lascps de 238U, 234U y 230Th de una uraninita de estas caracterısticas deberıan ser las mismas.

Figura 7.2: Esquema de la serie de desintegracion del 238U utilizado en la datacion U/Th. α y β indican el tipo dedesintegracion radioactiva. Se indican las vidas mitad de cada radioelemento, cuyos valores se indican en: a=anos,d=dıas y h=horas.

Si consideramos que el radioisotopo hijo nace a partir de que su padre precipita (o coprecipita conla calcita en el caso de la formacion de tobas) podemos considerar queN2 = λ1

λ2−λ1N1−0

[e−λ1t − e−λ2t

]o en terminos de vidas mitad A2 =

τ1A1(0)

τ1−τ2

[e−0,693t/τ1 − e−0,693t/τ2

], representando el (2) el hijo y el

(1) el padre.El equilibrio radioactivo entre padre e hijo es una aproximacion de e−λ2t tendiendo a cero. El

equilibrio absoluto no existe, ya que implicarıa que dN1/dt = dN2/dt = 0, lo cual equivaldrıa a consi-derar que el padre no es radioactivo. En aquellos casos en que la vida media de un radioelementosea muy superior a la de su hijo (τ1 → ∞), e−λ1t → 1, tal y como ocurre en la serie entre el 238Ual 230Th, el crecimiento de radionucleos hijos puede simplificarse en N2 = λ1

λ2N1(0)

[1− e−λ2t

]y en

el caso de la serie del 238U del ejemplo N1τ1

= N2τ2

= N3τ3

= ... = constante.

Ası, suponiendo que todo el 230Th de una toba procede de la desintegracion de su padre el 234U,la edad de su formacion viene dada por la relacion:

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230Th234U

=1− e−λ230t

234U/238U+

(1− 1

234U/238U

)λ230

λ230 − λ234

(1− e−(λ230−λ234)t

)(ecuacion 4)

La Figura 7.3 muestra la solucion grafica de esta ecuacion para distintas relaciones entre lasactividades 234U/238U y 230Th/234U.

Figura 7.3: Resolucion grafica de la ecuacion 4 que representa las curvas isocronas en kilo-anos (miles de anos) quese obtienen a partir de distintas relaciones entre las actividades 234U/238U y 230Th/234U. Para edades inferioresa 20 ka, la edad obtenida es independiente de la relacion de actividad entre el 234U/238U. Grafico original deSchwarcz, 1979.

2. DATACION DE TOBAS POR EL METODO DEL DESEQUILIBRIO DE

LA SERIE DE DESINTEGRACION DEL 238U

2.1. PRINCIPIOS BASICOS

La datacion de tobas por el metodo del desequilibrio de la serie de desintegracion del 238U sebasa en los siguientes fundamentos:

El establecimiento de una buena determinacion de las vidas mitad de los radioelementos 238U,234U y 230Th. En 1976, durante el Congreso Internacional de Geologıa de Sydney, la subcomisionde geocronologıa establecio, por convencion, las constantes de desintegracion para su utilizacionen geocronologıa. Ası, la vida mitad del 238U es de 1.55125x10-10/anos (Steiger and Jager, 1977).La vida mitad del 234U se determina con bastante precision a partir de la relacion 234U/ 238U deuna muestra en equilibrio secular (se suele usar una uraninita). Dependiendo de la tecnica se hanobtenido valores de vida media para el 234U de:

244.6 ± 0.7 ka, por espectrometrıa alfa -que solo cuenta atomos que se desintegran- (de Bievreet al., 1971);

245.3 ± 0.14 ka, por espectrometrıa de masas -cuenta todos los atomos de un elemento-(Ludwig et al., 1992);

93

LAS TOBAS EN ESPANA

245.250 ± 0.49 ka, mas recientemente, por TIMS -espectrometrıa de masa por ionizaciontermica- (Cheng et al., 2000).

La determinacion de la vida mitad del 230Th resulta mas problematica ya que a la uraninita enequilibrio secular se le anade un trazador (229Th y 236U) de actividad conocida por unidad de masa,por lo tanto con el error de la pesada. Meadows et al. (1980) determinaron la vida mitad del 234Upor espectrometrıa alfa en 75.4 ± 0.6 ka, mientras que Cheng et al. (2000) obtuvieron 75.69 ±0.23 ka por espectrometrıa de masa. A pesar de estas diferencias en las vidas mitad, las datacionesobtenidas varıan de pocos anos y, en espectrometrıa alfa, suelen ser menores que los margenes deerror.

- El uranio es un elemento poco comun en las rocas de la corteza terrestre (2.8 ppm en promedio(CRC, 2005) que facilmente forma oxidos con gran propension a formar uranilo (UO2)+2 , un ioncomplejo que se disuelve en el agua. El uranio puede presentarse en cinco estadios de valenciadiferentes pero, en medio oxidante, pasa a hexavalente y forma sales solubles que suelen precipitarconjuntamente con otras sales, como los carbonatos durante el proceso de desgasificacion del CO2

disuelto en el agua y formacion de tobas. El uranio suele formar complejos con la materia organicay los fosfatos.

- El torio es un elemento considerado de 3 a 4 veces mas abundante en la corteza terrestre queel uranio, pero su solubilidad en aguas superficiales es muy baja y se le ha considerado como unelemento muy insoluble e inmovil en aguas naturales. La solubilidad de la torianita en agua pura esde 0.00001 ppb de Th como Th(OH)0

4 (Langmuir and Herman, 1980). Sin embargo, la solubilidadaumenta por la formacion de complejos con materia organica y fosforo. La presencia de arcillascontribuye a disminuir la movilidad del torio tal como demuestran los estudios de adsorcion de Then la capa basal (001) de los filosilicatos (Schmidt et al., 2012).

2.2. LA PUESTA A CERO DEL RELOJ RADIOISOTOPICO

En las tobas, la puesta a cero del reloj viene determinada por la coprecipitacion de calcita yuranio en el proceso de su formacion. Dada la baja solubilidad del torio y su retencion por lasarcillas, los manantiales que originan tobas, no suelen contener torio y, por tanto, solo llevan ensolucion uranio. En el instante de precipitar la calcita conjuntamente con el uranio en solucionempieza su desintegracion y la puesta en marcha del reloj radioisotopico.

Para la correcta determinacion de la edad es preciso que el sistema quede cerrado a cualquiermodificacion que pueda volver a poner a cero el reloj. Por lo tanto, es imprescindible que el sistemageoquımico se mantenga cerrado y no siempre resulta facil determinar si un sistema ha permanecidocerrado durante miles de anos. En el caso de las tobas es imprescindible realizar laminas delgadaspara comprobar la posible existencia de varias generaciones de calcita. En efecto, la mayor partede las facies tobaceas presentan unas texturas muy porosas que favorecen los procesos diageneticosy, por ello son materiales poco adecuados para ser datados. La tıpica textura porosa facilita repe-tidos procesos de disolucion y precipitacion, o sea, muchas puestas a cero del reloj radioactivo e,incluso, favorece la colonizacion de estos depositos por vegetacion con la subsiguiente edafizacion.Sin embargo, los distintos micro-ambientes de precipitacion y las altas tasas de acumulacion (noson raras las que alcanzan varios milımetros por ano) hacen que los depositos porosos queden facil-mente sellados en pocos anos. Las construcciones tobaceas presentan una gran variedad de facies yresulta necesario seleccionar los depositos de calcita mas ”puros”, es decir con el menor contenidoen arcillas.

2.3. EL PROBLEMA DE LAS TOBAS CONTAMINADAS

La presencia de arcillas en los depositos de calcita (denominada dirthy calcites) va asociada ala contaminacion de la muestra por torio. En una muestra con 232Th resulta imposible determinarque parte del contenido en 230Th proviene de la contaminacion y que otra procede del decaimiento

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de su padre, el 234U. Por lo tanto hay que evitar las muestras que contengan sedimentos detrıticos.En las tobas, la presencia de torio heredado viene indicado por la presencia de 232Th y la relacionde actividades 230Th/232Th es indicativa del grado de contaminacion. En general, se considera quesi la relacion 230Th/232Th es superior a 17 la edad obtenida es muy proxima a la que obtendrıamossin contaminacion (Julia and Bischoff, 1991).

Dado que las calcitas “puras” son extraordinariamente raras, especialmente en las tobas, existeuna abundante bibliografıa sobre distintas tecnicas destinadas a corregir el posible efecto contami-nante siempre y cuando esta contaminacion de detrıticos sea inferior al 1 %. El metodo que aportalos mejores resultados para eliminar una ligera contaminacion de los carbonatos es la “utilizacionde isocronas”. Este metodo considera que la contaminacion de la muestra es con una relacion ra-dioisotopica constante (por ejemplo originada a partir de la erosion de un determinado deposito)aunque no homogenea en toda la muestra (por ejemplo mas elevada en una determinada frac-cion granulometrica). La replica de varios analisis de la misma muestra permite eliminar el efectocontaminante y obtener una edad isocrona (Bischoff and Fitzpatrick, 1991; Luo and Ku, 1991).

2.4. PROCESO ANALITICO

El desarrollo de la geocronologıa basada en relaciones isotopicas, sigue estando estrechamenterelacionado con la evolucion de las tecnicas analıticas de cuantificacion elemental. Se trata decontabilizar la cantidad de atomos de un determinado elemento quımico para compararlos con lacantidad de atomos de otro elemento quımico que resulta de la desintegracion del primero y calcularla edad aplicando la ley de desintegracion. Por lo tanto, la precision analıtica constituye un puntocrucial en la determinacion de las edades, sobre todo sabiendo que la concentracion de determinadosradioisotopos en una muestra puede ser muy pequena, muy inferior a 1 ppb.

Dado que la abundancia de los radionucleos de la serie de desintegracion del 238U es proporcionala sus vidas mitad y estas varıan de segundos a millones de anos, existe una gran desproporcion entresus abundancias. Sin embargo, desde una aproximacion analıtica basada en la actividad de cadaradionucleo se sabe que en equilibrio secular todos tienen la misma actividad. Por lo tanto, aunquela abundancia puede ser muy pequena su actividad es facilmente medible por espectrometrıa alfa(Fig. 7.4).

Figura 7.4: Equipos de espectroscopia alfa de la casa ORTEC. a: Montaje modular de los anos 80, con camarasde vacıo dobles equipadas con un detector de silicio vertical, un amplificador y selector del rango de trabajo deenergıa. Los dos modulos de la drecha son el multicanal y una unidad de memoria. b: Equipo “Octete”, compacto,de los anos 90 con camaras de vacıo individuales y detector horizontal. c: Detalle del interior del detector y d:soporte para planchetas verticales.

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LAS TOBAS EN ESPANA

Como las partıculas alfa tienen un reducido poder de penetracion hay que depositar los ra-dionucleos en una camara al vacıo y muy cerca de los detectores de barrera de silicio (Figuras7.4c y 7.4d). Estos contabilizan los impulsos generados por la emision de partıculas alfa que sonproporcionales a su energıa cinetica. Cada impulso es cuantificado y clasificado segun su energıamediante un multicanal, lo cual permite diferenciar distintos picos correspondientes a distintasenergıas. Estas energıas son caracterısticas de cada radionucleo (Fig. 7.5).

Figura 7.5: Ejemplo de un espectro de los distintos radioisotopos de torio y uranio de una toba en la provincia deAlmerıa. En este caso puede apreciarse la practicamente nula contaminacion de 232Th y en este caso la relacionde actividades 230Th/234U nos proporciona la edad. El 228Th y 232U corresponden al trazador utilizado paradeterminar los rendimientos del proceso de separacion y purificacion del U y Th.

En el caso del metodo de datacion basado en el desequilibrio entre el padre 234U y su hijo 230Th,las energıas de las partıculas alfa emitidas por el 234U (el 72 % a 4.77 MeV y el 28 % a 4.72 MeV)son muy proximas a las del 230Th (el 76 % a 4.68 MeV y el 24 % a 4,62 MeV) y es imprescindible,en espectrometrıa alfa, separar por metodos quımicos ambos radioisotopos.

El procedimiento de separacion quımica del uranio y el torio comporta la disolucion total de lamuestra y la incorporacion de un radioisotopo trazador de actividad conocida (generalmente 232Uen equilibrio con su hijo 228Th), destinado a determinar los rendimientos del proceso de separaciony purificacion del uranio y el torio. Este proceso se efectua mediante columnas de intercambioionico. Finalmente, ambos elementos se electrodepositan de modo separado en planchetas de cobreo plata. Para minimizar los errores en la determinacion de la actividad de cada radionucleo emisorde partıculas alfa, la cantidad de impulsos medidos deben alcanzar valores proximos a los 104 cps,lo que a veces requiere una semana.

La utilizacion de la espectrometrıa de masa por ionizacion termica (TIMS) desde finales de losanos 1980, ası como la utilizacion de la ablacion por laser (Stirling et al., 2000) ha supuesto ungran avance respecto a la tradicional espectrometrıa alfa, debido a un menor consumo de muestra,a una mayor precision analıtica y a una reduccion de tiempo en el proceso analıtico.

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8. DATACION POR RACEMIZACION DE

AMINOACIDOS

J. E. Ortiz1 y T. de Torres2

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

C/ Rıos Rosas, 21. 28003 Madrid

1. [email protected]

2. [email protected]

1. BASE DEL METODO

La racemizacion de aminoacidos como herramienta geocronologica se ha revelado como un ex-celente metodo para poder datar depositos cuaternarios tanto continentales como marinos. La basedel metodo es sencilla. En los seres vivos -a excepcion de algunas bacterias- todos los aminoacidos,constituyentes basicos de las proteınas, son levogiros (el grupo amino esta situado a la izquierdade la molecula). Tras la muerte del individuo, sea cual sea su complejidad biologica, se produceel fenomeno conocido como racemizacion: el grupo amino de los L-aminoacidos va cambiando deposicion y aparecen D-aminoacidos. Este fenomeno es una reaccion quımica reversible de primerorden que alcanza el equilibrio cuando la relacion D/L alcanza la unidad. Existen aminoacidos condos carbonos en los que el grupo amino puede cambiar indistintamente de uno a otro carbono,proceso que se denomina epimerizacion que ocurre tıpicamente con la isoleucina, alcanzandose elequilibrio cuando la relacion Allo/Ille alcanza el valor de 1.3.

Como se trata de una reaccion dependiente del tiempo, su transformacion en herramientageocronologica es inmediata. Sin embargo, dado que los aminoacidos suelen estar formando par-te de moleculas mas largas (proteınas, polipeptidos, etc.) esta transformacion directa (racemiza-cion/epimerizacion � tiempo) no es tal y se ha de recurrir a un calibrado del metodo (Fig. 8.1),como se vera posteriormente.

2. LA TEMPERATURA

La racemizacion/epimerizacion es un proceso sensible a los parametros ambientales, particular-mente la historia termica, de tal manera que el lımite de aplicacion del metodo varıa en funcionde la localidad geografica. Por ejemplo, para regiones articas donde el rango de temperatura varıaentre -7 y -12º C, el estado racemico se obtiene aproximadamente a los 10 Ma (Wehmiller, 1982),mientras que en zonas tropicales como Nueva Guinea, el alcance del metodo no supera los 125 ka(Hearty y Aharon, 1988). En la Penınsula Iberica, el lımite del metodo se situa entorno a 1.3 Ma(Torres et al., 1997; Ortiz et al., 2004).

3. LOS MATERIALES

Cualquier material biologico es susceptible de ser datado por analisis de la racemizacion deaminoacidos, pero algunos son mucho mas adecuados que otros. Existe una gran variedad de ma-teriales datables incluyendo ostracodos (McCoy, 1988; Ortiz et al., 2004), moluscos (Goodfriend,1987), foraminıferos (Hearty et al., 2004), dientes y huesos (Bada y Prost, 1973), cascaras de huevo

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LAS TOBAS EN ESPANA

(Miller et al., 1991) e, incluso, alguno basado en el empleo de sedimento (Hearty y Kaufman, 2000).Segun nuestra experiencia son los moluscos y, fundamentalmente, los ostracodos los que mejor secomportan en la datacion de acumulaciones tobaceas, no solo por su conspicua presencia, sino porla alta cantidad de aminoacidos presentes en sus valvas.

Sin embargo, la racemizacion es un proceso que depende del genero: la velocidad de racemizacionvarıa segun el generos, de tal manera que solamente son comparables las relaciones de racemizaciondel mismo taxon y sometidas a la misma historia termica. Asimismo, cada aminoacido (alanina,valina, prolina, isoleucina, leucina, acido aspartico, acido glutamico y fenilalanina, entre otros) tieneuna velocidad de racemizacion distinta, por lo que los valores D/L de cada aminoacido obtenidos enuna muestra determinada no coinciden (Fig. 8.1), de manera que en cada analisis se tienen variosestimadores independientes de edad.

Figura 8.1: Algoritmos de calculo de edad para valores de racemizacion del acido aspartico y glutamico de ostraco-dos de la zona central y sur de la Penınsula Iberica (Ortiz et al., 2004).

4. LA DATACION

Uno de los mayores condicionantes del uso como herramienta geocronologica de la racemizacionde aminoacidos es precisamente la determinacion de una edad numerica de la muestra ya queel resultado de un analisis es simplemente una serie de relaciones de racemizacion (D/L). Paratransformar las relaciones D/L de los diferentes aminoacidos en edad se puede recurrir a ensayosde cinetica en laboratorio (Mitterer and Kriausakul, 1989), aunque el sistema mas empleado es uncalibrado con otros metodos de datacion, generalmente radiometricos como U-Th, 14C, ESR y/oTL.

De esta manera se obtienen algoritmos de calculo de edad para los valores de racemizacion deaminoacido para un determinado taxon y en una zona con una historia termica determinada. Laedad media se calcula a partir de datos promedio de edades obtenidas para cada aminoacido, loque permite una mejor aproximacion a una edad numerica mas precisa. En Torres et al. (1997)y Ortiz et al. (2004) se determinan los algoritmos de calculo de edad de gasteropodos terrestresy dulceacuıcolas y ostracodos, respectivamente, para la zona central y sur de la Penınsula Iberica(Fig. 8.1) y que se han aplicado a la datacion de depositos tobaceos (Torres et al., 2005; Ortiz etal., 2009).

En cualquier caso, la racemizacion de aminoacidos se puede emplear para establecer una data-

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8. DATACION POR RACEMIZACION DE AMINOACIDOS

cion relativa (Aminoestratigrafıa), sin necesidad de transformarla en edades numericas, simplementecomparando las relaciones de racemizacion. La aminoestratigrafıa consiste en situar en orden es-tratigrafico localidades geologicas, paleontologicas o arqueologicas a partir de las relaciones D/Lobtenidas en fosiles del mismo grupo (genero) que se han preservado bajo condiciones ambientalese historias termicas similares.

5. LOS ERRORES

Como todo proceso de laboratorio, las dataciones numericas estan sometidas a errores cuyamagnitud se puede acotar. Este proceso permite asignar una edad mas o menos aproximada almaterial objeto de estudio. El error total de la edad obtenida estara compuesto de los siguienteserrores parciales:

l. Error del instrumento: la variabilidad de las condiciones ambientales, los procesos electronicosque afectan a los equipos o la influencia de los operadores impiden que los resultados de un analisissean exactamente iguales en momentos distintos. Este error es acotable.

2. Error del analisis: se obtiene facilmente repitiendo el analisis de una muestra.3. Error en la preparacion de la muestra: de igual forma que en el error de instrumento, las

condiciones en las que se preparan las muestras y la influencia del operario o los reactivos puedenvariar a lo largo del tiempo, determinando los resultados posteriores.

4. Error de la muestra se deriva del muestreo en campo. Para minimizarlo es preciso disenarde forma adecuada las campanas de toma de muestras, ası como realizar la recogida en condicio-nes de calidad y cantidad optimas. Para la adquisicion de restos biologicos en el sedimento seranecesario evitar las zonas meteorizadas o alteradas, que pueden haber sufrido contaminacion pororganismos actuales o procesos quımicos. A pesar de ello, la datacion de determinados materialesresulta necesariamente arriesgada, debido a la escasez o a las condiciones en que quedo depositado.En este sentido se debe tener en cuenta la variacion entre ejemplares, la variacion entre generos,la variacion natural dentro del deposito debido a la diagenesis y la variacion geografica (historiatermica).

6. LA METODOLOGIA

El material es recogido con medios esteriles y guardado en bolsas de plastico de un solo uso. Hayque intentar recoger las muestras en zonas alejadas (50 cm-1 m) de la superficie del afloramientopara evitar la influencia solar directa, desechando aquellos restos que tengan manchas de algas olıquenes y tinciones minerales que pudieran aportar aminoacidos actuales (contaminacion). Unavez en el laboratorio, las muestras se limpian mecanica y quımicamente.

Tradicionalmente el analisis de la racemizacion/epimerizacion de aminoacidos se llevaba a cabomediante cromatografıa de gases (GC) (Wehmiller, 1982; Goodfriend, 1987), necesitandose unacantidad de muestra que en moluscos oscila entre 40-80 mg. Desde hace relativamente poco tiempo,la cromatografıa lıquida de altas prestaciones (HPLC) permite el analisis casi robotizado de lasmuestras (Kaufman and Manley, 1998), que pueden tener un peso de 1-5 mg (moluscos) e, incluso,0.01mg (una valva de ostracodo) o inferior (foraminıferos).

Esto permite analizar un numero representativo de muestras de cada nivel objeto de estudio,obteniendo informacion suficiente para que, mediante un analisis estadıstico elemental, se pue-dan desechar valores anomalos. Ademas, la concentracion elevada de algun aminoacido inhabitual,serina, permite desechar muestras ya que es un indicador de contaminacion (Hearty et al., 2004).

En general, en los afloramientos de tobas lacustres, palustres y fluviales, las litologıas masfavorables son las de grano fino (limos, margas, lutitas) en las que facilmente se recuperan ostracodosy moluscos. Los niveles cementados, tan tıpicos de las tobas de fuente, son poco favorables ya quelos escasos gasteropodos visibles suelen estar fuertemente meteorizados o solo permanecen moldes.Incluso en estos casos, la busqueda detallada permite encontrar lentıculas mas detrıticas que puedentener estos caparazones.

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las tobas en españa - parte i.pdf

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