LAS TOBAS EN ESPA˜NA - Sociedad Española de Geomorfología

Parte II
LAS TOBAS EN ESPAÑA
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9. CARACTERIZACIÓN GENERAL Y
DISTRIBUCIÓN ESPACIAL
Juan A. Vázquez-Navarro1 , Ángel Vázquez1,2 y Luis Carcavilla3
1. Dpto. de Geografı́a, Universidad Autónoma de Madrid. Carretera de Colmenar, km.15, 28045, Tres Cantos,
Madrid. juan.vazquez@uam.es
2. Consultor en Ordenación del Territorio y Medio Ambiente. angel.vazquez.martin@gmail.com
3. Área de Investigación en Patrimonio Geológico y Minero. Instituto Geológico y Minero de España. C/Rı́os Rosas
23, 28003, Madrid. l.carcavilla@igme.es
INTRODUCCIÓN
Bajo los términos “toba” calcárea en castellano, “sillar de agua” en español de México, “turó” y
“tosca” calsinal en catalán, y el tecnicismo de origen italiano “travertino”, se agrupa un tipo de rocas
y sedimentos carbonáticos continentales superficiales, generados en condiciones acuáticas diversas,
que tienen una amplia distribución en España, como evidencia la rica toponimia alusiva (Mellado,
1854; Vilanova y Piera, 1861; Alsius, 1871; Rico Rodrı́guez, 2005). En la bibliografı́a especı́fica, se
utilizan estos términos de manera indistinta refiriendo a los mismos rasgos con distinto nombre.
Este capı́tulo describe sus pautas de distribución espacial en España.
El inventario y localización a nivel planetario de tipos especı́ficos de rocas, de sedimentos, de
procesos y de morfologı́as, es desigual en Ciencias de la Tierra. Se han realizado diversas sı́ntesis para homogeneizar varios tipos de datos geoespaciales a escala continental, como el proyecto europeo
“One Geology” (Laxtona et al., 2010), y a escala planetaria, como la cartografı́a de suelos (Sánchez
et al., 2009), de riesgos geológicos (Berz et al., 2001) o de recursos hidrogeológicos (Struckmeier,
2006). Respecto a medios y ambientes del Cuaternario, existe el ejemplo reciente de la base de
datos espacial sobre loess (Haase et al., 2007). Las referencias sobre litologı́as susceptibles de karstificación, ya sea en rocas evaporı́ticas o carbonáticas, cuentan con buenas bases de datos (Ford and
Williams, 2007), constituyendo un punto de partida, ya que su distribución condiciona y limita la
extensión superficial de tobas y travertinos. Varias monografı́as han revisado sistemáticamente estos
carbonatos continentales en Europa (Pentecost, 1993 y 1995) y a nivel mundial (Ford and Pedley,
1992 y 1996; Pentecost, 2005). En cambio, su expresión cartográfica no tiene una representación
global; no hay ninguna referencia especı́fica comprensiva de este tipo de sedimentos y de rocas a
estas escalas, ni tampoco un inventario cuantitativo. Sólo se dispone de la cartografı́a 1:1.250.000
de manantiales calcificantes o formadores de travertinos del sector occidental de los EE.UU. (Feth
and Barnes, 1979).
En el planeta hay una superficie de 18,5 x 106 km2 de zonas potencialmente karstificables
(Hollingsworth, 2009), y un 12,5 % de la superficie emergida está compuesta especı́ficamente por
carbonatos. En España un 22 % de su área está cubierta por carbonatos y evaporitas, sumando
113.000 km2 (Garcı́a Codrón, 1983). En consecuencia, la extensión del endokarst en España es
notable y bien conocida, tras décadas de investigación espeleológica, lo que permite cuantificar en
30.000 las cuevas, con 1.800 km de galerı́as cartografiadas (Durán et al., 2004). Sin embargo, las
tobas y travertinos, como morfologı́as exokársticas, no cuentan con una sı́ntesis de su distribución espacial en España, a pesar del gran número de publicaciones sobre geomorfologı́a especı́fica
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LAS TOBAS EN ESPAÑA
existente desde la década de 1970. Esta carencia estadı́stica es significativa, puesto que el primer
paso para gestionar un recurso patrimonial es conocer su ubicación y tipologı́a, como marco para
abordar un repaso sistemático y detallado a las caracterı́sticas de los afloramientos tobáceos más
destacados. Un mejor conocimiento de su distribución permite no sólo establecer clasificaciones en
función de diversos criterios (geográficos, geológicos, hidrogeológicos, etc.), sino también analizar
qué factores pueden condicionar su formación y desarrollo.
1.
ANTECEDENTES Y OBJETIVOS
Como se ha referido, no hay ninguna sı́ntesis sobre la distribución de las tobas carbonáticas
en España, pero sin embargo, si se han publicado otros inventarios generales que facilitan la aproximación al tema; los más destacables son los que analizan la distribución del karst genérico, y
desglosado sobre carbonatos (Durán Valsero y López Martı́nez, 1989) y sobre evaporitas (Gutiérrez
et al., 2008a). La cobertura de sı́ntesis regionales de tipos de sedimentos que pueden apoyar este
inventario, agrupados por proceso o edad, es muy desigual. Abundan los trabajos sobre materiales cuaternarios, como el mapa del Cuaternario de la región pirenaica (IGME, 2004). También es
destacable la sı́ntesis geomorfológica del karst en Andalucı́a (Durán Valsero et al., 1999; Calaforra
Chordi y Berrocal Pérez, 2008). Otro apoyo lo constituyen los avances parciales de la hidrogeologı́a
regional (Navarro Alvargonzález y Pozo Gómez, 2001), que en España se ha sintetizado en sucesivos
Atlas Hidrogeológicos que el IGME (antes ITGE) ha publicado para la Comunidad Andaluza y para
sus respectivas provincias, a los que se suma el de Castellón (IGME, 1987, 1993 y 2003; ITGE 1998;
López Geta et al., 2005; Durán Valsero, 2007; Rubio Campos et al., 2011). Estos atlas demuestran
el avance de la hidrogeologı́a kárstica en España. Mediante el estudio de acuı́feros kársticos y su
caracterización (dimensión, vulnerabilidad, hidrodinámica e hidroquı́mica de sus manantiales), se
ha favorecido un vı́nculo entre los especialistas en hidrogeologı́a con las manifestaciones exokársticas de los acuı́feros, incluyendo tobas y travertinos. Los acuı́feros de la Cordillera Bética están
estructuralmente más acotados, en un entorno climático mediterráneo con acusada sequı́a estival,
donde los recursos hı́dricos que ofrecen las masas de agua subterránea son vitales para la población
local. Esto explica la intensa aportación española a una serie de Proyectos Internacionales de Correlación Geológica relativos al Karst, auspiciados por el Programa Internacional de Geociencias de
la UNESCO y desarrollados entre 1990 y 2010, que también ha apoyado el conocimiento de éstos
sedimentos. Por último, otros especialistas han focalizado un interés indirecto por tobas y travertinos, como marcadores con posibilidad de datación absoluta de fases de incisión fluvial, tectónica y
paleosı́smica (Chacón et al., 2001; Martı́nez Dı́az y Hernández Enrile, 2001, Rodrı́guez Pascua et
al., 2009, 2012).
La producción bibliográfica especı́fica sobre tobas en España ha tenido un carácter regional, y
no incluye cartografı́as sumarias, con las excepciones esquemáticas de Ordoñez et al., (1986b) para
la “zona centro de España”, Durán Valsero (1996) para la provincia de Málaga y las más precisas de
Vázquez-Úrbez (2008) para el borde del Sistema Ibérico con la Cuenca del Ebro. En cambio, como
antecedentes cartográficos sintéticos hay que citar tres mapas de referencia, que pueden servir como
punto de partida: el Mapa del Karst en España (Ayala et al., 1986), el Mapa del Cuaternario en
España (Pérez González et al., 1989) y el Mapa Geomorfológico de España (Martı́n Serrano, 2005), a
escala 1:1.000.000 y editados por el IGME. En el primero no se individualizan las tobas en la leyenda,
pero aparecen como sı́mbolos puntuales en las zonas karstificables y es un antecedente valioso, al
delimitar las principales zonas kársticas españolas, con estrecha relación con la distribución de las
tobas. En la memoria del Mapa del Cuaternario no se hace mención a las tobas carbonáticas. Sin
embargo, su cartela sı́ incluye una completa simbologı́a alusiva, discriminando depósitos por su edad
y diferenciando tobas y travertinos. Por su parte, la memoria del Mapa Geomorfológico de España
no distingue entre tobas y travertinos, pero los incluye en una clasificación sistemática de formas
muy útil para contextualizarlas. Los numerosos afloramientos, representados con diferente grado
de detalle, no guardan una completa correspondencia con el Mapa del Cuaternario antes citado,
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9. CARACTERIZACIÓN GENERAL Y DISTRIBUCIÓN ESPACIAL
destacando la ausencia de coordinación y suma de ambas cartografı́as, siendo complementarias a
los efectos de este inventario.
El objetivo de este capı́tulo es triple: a) contextualizar el conocimiento espacial de tobas y travertinos en España hasta la fecha; b) realizar un análisis cuantitativo y cualitativo; y c) establecer
algunas conclusiones interpretativas derivadas del mismo. Este trabajo es un punto de partida que
permite evaluar el grado de conocimiento del tema para favorecer investigaciones futuras de integración, pues la información cientı́fica referida a las tobas en España se encuentra muy fragmentada.
Las conclusiones pueden ser de utilidad a los diferentes especialistas, a modo de sı́ntesis global de
un proceso y unos depósitos que tienen una amplia distribución territorial.
2.
METODOLOGÍA
Este trabajo ha recopilado información bibliográfica y cartográfica, e incluye el resultado de
reconocimiento en campo extenso, tanto en localizaciones ya estudiadas por la bibliografı́a como en
zonas inéditas. Se han considerado revistas de diferentes subdisciplinas de las Ciencias de la Tierra,
Tesis Doctorales y de Licenciatura y proyectos técnicos, junto a cartografı́as geológicas de distinta
ı́ndole. La información de partida han sido los más de 1100 mapas geológicos a escala 1:50.000
del Plan MAGNA. Estas hojas se editaron por el IGME desde 1970 hasta fechas muy recientes
(Garcı́a Cortés, 2000) y han sido digitalizadas siguiendo unos protocolos técnicos homogéneos, con
un formato de archivo compatible con Sistemas de Información Geográfica (Pérez Cerdán, 2010).
Otra cartografı́a digital recopilada ha sido la de las hojas del mapa Hidrogeológico de España a
escala 1:200.000 (IGME, 1990), y los mapas Geológico, Geomorfológico, del Karst y del Cuaternario
de España a escala 1:1.000.000 antes citados. Se ha procedido a la cuantificación de la superficie de
afloramientos, computados a partir de fuentes primarias, mediante el uso de Sistemas de Información
Geográfica para un entorno ESRI Arc-GIS 10.0. La digitalización vectorial de la Serie MAGNA no
está finalizada, y se ha completado en lo relativo a los polı́gonos de interés partiendo de información
disponible en formato ráster (Fig.9.1).
Figura 9.1: Metodologı́a empleada para la sı́ntesis cartográfica de tobas y travertinos en España.
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LAS TOBAS EN ESPAÑA
Se realizaron controles de calidad y diferentes ensayos, evidenciando la correcta combinación
de los datos y su integración, unificando la proyección y atendiendo a la diferenciación de husos. A
continuación se identificaron errores cartográficos y ambigüedad en la nomenclatura, desestimando
las “tobas” de origen volcánico mediante revisión de las memorias del plan MAGNA. Por último, se
agregaron las superficies correspondientes a tobas y travertinos unificando la terminologı́a previa.
En otra base de datos se integraron la malla de distribución del Mapa Topográfico Nacional a
escalas 1:50.000 y 1:25.000, un modelo digital de elevaciones (MDE) y la cartografı́a de espacios
naturales protegidos (figuras de protección nacional e internacional). Mediante análisis geoespacial,
se obtuvieron los primeros datos cuantitativos de la distribución de tobas en la geografı́a española.
Hay poca homogeneidad en la nomenclatura empleada para identificar tobas y travertinos en
esta base geológica. Su análisis revela 77 categorı́as litológicas diferentes para designarlos, y a veces
ha sido difı́cil discriminarlos respecto de formaciones que incluyen otras rocas bajo una misma categorı́a y polı́gono. Además, la cartografı́a no recoge numerosos afloramientos conocidos debido a: 1)
la temprana fecha de elaboración de muchos mapas, que era antecedente al avance bibliográfico; 2)
la falta de atención a estos materiales y a la bibliografı́a disponible; 3) los errores en la identificación
e interpretación de determinadas tobas carbonáticas por alteración diagenética; 4) la difı́cil individualización de depósitos de terraza que se suceden y/o se interrelacionan con terrazas detrı́ticas;
5) la irrelevancia cartográfica de muchos afloramientos a la escala de trabajo del MAGNA.
3.
RESULTADOS
El mapa de la Figura 9.2 incluye las áreas con presencia de formaciones tobáceas y travertı́nicas, sin especificación de: (1) la edad del depósito; (2) grado de actividad (activa/fósil); (3) estado
de conservación. El resultado asume que muchos afloramientos conocidos no están computados en
esta sı́ntesis. El reconocimiento en campo llevado a cabo y la búsqueda bibliográfica, han permitido ampliar ostensiblemente la superficie de afloramientos respecto a los cuantificados mediante
la integración de los datos del MAGNA. No obstante, incorporar esta nueva información al mapa
trascendı́a en esfuerzo y objetivos lo propuesto para este capı́tulo. Por eso la Figura 9.2 constituye
sólo una aproximación inicial a la distribución precisa de este tipo de sedimentos; se trata estrictamente de una recopilación filtrada de los afloramientos de tobas y travertinos cartografiados por el
Plan MAGNA.
Los mapas realizados y los datos tabulados constituyen una referencia “de mı́nimos” que habrá
de ser completada en el futuro. Los afloramientos mejor cartografiados son las tobas del Cuaternario
(sobre todo Pleistoceno superior y Holoceno), que fueron probablemente los más fáciles de identificar
por sus caracterı́sticas y morfologı́as poco alteradas.
Tras el análisis cuantitativo de la extensión y distribución superficial de las tobas de España
que sigue a continuación, se relacionarán cualitativamente los principales sistemas tobáceos, incorporando todos los datos hasta ahora disponibles. En correspondencia a la extensión de rocas
carbonatadas karstificables aflorantes en España, las tobas están ampliamente distribuidas por el
territorio, vinculadas mayoritariamente a los acuı́feros carbonatados. En menor medida, tienen relación con los de naturaleza mixta (por ejemplo, conglomerados siliciclásticos de matriz carbonática).
Se forman sobre sustratos muy diversos, no exclusivamente carbonatados, con ejemplos incluso en
zonas volcánicas de las Islas Canarias (Rodrı́guez Berriguete et al., 2012), aunque predominan los
primeros. Su heterogénea distribución será explicada en función de los condicionantes genéticos que
las han favorecido a lo largo del registro geológico conocido. Actualmente se forman principalmente
en rı́os y surgencias del ámbito mediterráneo, tanto interior como costero. Aunque también se presentan en menor grado en el dominio climático más atlántico de las cuencas del Duero y del Ebro. El
mismo patrón, pero más extendido, se observa en los depósitos fósiles, obedeciendo a un condicionamiento paleogeográfico y litológico, pues los mayores acuı́feros karsticos de los orógenos alpinos,
que constituyen los principales afloramientos de carbonatos, se encuentran predominantemente en
el área mediterránea.
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9. CARACTERIZACIÓN GENERAL Y DISTRIBUCIÓN ESPACIAL
3.1.
DISTRIBUCIÓN TERRITORIAL CUANTITATIVA
La superficie de tobas cartografiada por la serie MAGNA es aproximadamente de 277 km2 , el
0,05 % del territorio nacional. A este área habrı́a que sumar aquellos afloramientos en los que no se
ha podido discernir qué parte de los polı́gonos corresponde a tobas (entre otros depósitos) y grandes
superficies correspondientes a calizas del Mioceno y/o Plioceno. Según estimaciones preliminares,
la superficie real de tobas y travertinos en España podrı́a superar los 600 km2 tras incorporar los
afloramientos no incluidos en el MAGNA pero publicados en la bibliografı́a y los inéditos. Esta
diferencia da idea del carácter preliminar de los datos aquı́ aportados.
Figura 9.2: Distribución de las tobas calcáreas y travertinos en España según las hojas cartográficas a escala
1:50.000 por Cuencas Hidrográficas. En gris oscuro, las hojas con presencia cartografiada indicando la existencia
de puntos de agua inventariados por el IGME.
El mapa de la Figura 9.2 discretiza la superficie de España mediante la malla base oficial
1:50.000, con una resolución de 500 km2 , e indica dónde hay “presencia” cartografiada de tobas
y travertinos en cada hoja. La superficie resultante del sumatorio de afloramientos cartografiados
agrupada por Comunidades Autónomas, muestra una distribución altamente polarizada en CastillaLa Mancha (28,5 %) y Andalucı́a (25 %), que se reparten más de la mitad de la superficie total. Le
siguen la Comunidad Valenciana (13,7 %) y Aragón (10,8 %).
Desglosando los datos por provincias, aparece gran abundancia de tobas en la zona centrooriental y meridional del paı́s, especialmente en las provincias de Guadalajara, Cuenca, Teruel,
Valencia, Albacete, Murcia, Málaga, Jaén y Granada. Su origen se encuentra en los carbonatos de
las regiones morfoestructurales de la Cadena de Antepaı́s Ibérica y las áreas Prebética, Penibética y
Subbética, en las zonas Externas de la Cordillera Bética. En segundo lugar destacan las provincias
de Huesca, Burgos, Gerona, Almerı́a e Islas Baleares. Éstas son asignables al Orógeno Pirenaico
(que incluye la Cordillera Cantábrica) y al Orógeno Bético. En ningún caso, las tobas llegan a
representar el 1 % de la superficie provincial y siete provincias se reparten más de la mitad de la
superficie tobácea total en España: Teruel (10,8 %), Málaga (10,7 %), Ciudad Real (8,8 %), Cuenca
(7,5 %), Murcia (7 %), Albacete (6,9 %), Valencia (6,8 %) y Castellón (6,8 %). Si se incluyera la
mayor parte de los afloramientos de las cuencas cenozoicas, ahora ausentes, aumentarı́a el peso de
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LAS TOBAS EN ESPAÑA
algunas provincias en donde estos páramos ocupan grandes extensiones de terreno. Esta distribución
responde a una serie de condicionantes litológicos (Tabla 9.1), hidrogeológicos y climáticos. La
mayor parte de los afloramientos están en la Cordillera Ibérica (24,1 %) y en las Zonas Externas de
las Béticas (11,8 %). Respecto a las cuencas cenozoicas, destaca la del Tajo (11,9 %) y las cuencas
intraorgénicas Béticas (15,8 %) e Ibéricas (Fosas de Jiloca, Teruel y Calatayud) (9 %). En el caso
opuesto se encuentran la Cordillera Costero-Catalana (1,24 %) y todas las subunidades del Macizo
Varisco, que tan solo suman un 4,1 %, debido a la predominancia de litologı́as silı́ceas en estos
territorios.
Tabla 9.1: Distribución de las tobas y travertinos por grandes unidades geológicas.
Unidades geológicas
Cordillera Bética
Cordillera Costero-Catalana
Cordillera Ibérica
Depresiones Neógeno-Cuaternarias
Macizo Vasco
Pirineos
Subunidades
% sup. total tobas (1)
Campo de Gibraltar
0,85
Depresiones Neógeno-Cuaternarias
15,81
Islas Baleares
0,17
Zona Externa
11,83
Zona Interna
5,92
Cordillera Costero-Catalana
1,24
Depresiones Neógeno-Cuaternarias
0,27
Cordillera Ibérica
24,13
Depresiones Neógeno-Cuaternarias
9,05
Depresión del Duero
0,15
Depresión del Ebro
4,91
Depresión del Guadalquivir
0,27
Depresión del Tajo
11,91
Otras depresiones menores
6,66
Zona Asturoccidental-Leonesa
0,95
Zona Cantábrica
0,18
Zona Centro-Ibérica
0,03
Zona de Ossa-Morena
2,91
Zona Surportuguesa
0,08
Pirineos
2,68
(1) Porcentaje de extensión de tobas por unidad geológica respecto al total de tobas analizadas.
Al comparar la distribución de las tobas con las litologı́as de las grandes unidades geológicas
españolas (Tabla 9.2), se advierte que la mayorı́a proviene de calizas y dolomı́as del MesozoicoPaleógeno. Destaca también la suprayacencia de tobas sobre cuencas cenozoicas a las que drenan
los sistemas fluviales provenientes de los orógenos alpinos, fuente predominante de la carga iónica.
Por último caber condicionar su localización a las rocas evaporı́ticas triásicas, que ejercen un papel
fundamental como acuicludo, favoreciendo los puntos preferenciales de drenaje de los acuı́feros
kársticos, donde se forman estos depósitos.
También es interesante mostrar la distribución de las superficies tobáceas por cuencas hidrográficas; sobresale la gran concentración de depósitos tobáceos en la cuenca de Júcar (28,8 %). Otras
cuencas importantes son la del Sur (14,1 %), Segura (11,3) y Guadiana (11,1 %). En el caso contrario
se encuentran las cuencas del Norte, Galicia y Duero.
La distribución en función de la altitud (Fig. 9.3), muestra cómo más del 50 % de los afloramientos de tobas y travertinos se distribuyen en cotas entre los 600 y 1.000 m, como reflejo de la
altitud media de la Penı́nsula Ibérica, especialmente en la Cordillera Ibérica y las cuencas cenozoicas aledañas. La mayorı́a de los afloramientos son de pequeñas dimensiones: el 66,5 % de las tobas
analizadas tiene menos de 0,1 km2 de superficie y el 22,5 % oscilan entre los 0,1-0,5 km2 . Existen
muchas otras acumulaciones de menores dimensiones no computadas. Aunque su aportación total
en términos de superficie no fuera muy importante, sı́ lo serı́an en distribución y frecuencia.
108
9. CARACTERIZACIÓN GENERAL Y DISTRIBUCIÓN ESPACIAL
Tabla 9.2: Distribución de las tobas y travertinos por grandes conjuntos litológicos.
Mapa del
Conjuntos litológicos representados en el
Karst en
mapa
Sup. Tobas
% Sup.
(km2 ) (2)
Tobas (3)
Calizas paleozoicas
1,19
0,43
Calizas terciarias tabulares
6,91
2,49
Calizas y dolomias mesozoicas y paleógenas
56,56
20,41
12,26
4,42
0,04
0,01
Yesos terciarios horizontales
4,01
1,45
Yesos triasicos, a menudo con cantidades
17,03
6,15
179,2
64,64
España (1)
Áreas kársticas
tectonizadas
Dolomias y mármoles triásicos (zonas internas de
las Cordilleras Beticas)
Formaciones detrı́ticas (fundamentalmente
conglomerados)
importantes de arcillas, carbonatos y otras sales
Áreas sin karst
-
(1) Mapa del Karst en España 1:1.000.000 (Ayala et al., 1986). (2) Superficie ocupada por las tobas analizadas (excluyendo tobas del Mioceno-Plioceno y tobas cartografiadas sobre Cuaternario indiferenciado). (3)
Porcentaje extensión de tobas respecto al total de tobas analizadas.
Figura 9.3: Distribución de las tobas y travertinos por intervalos altitudinales respecto del nivel del mar.
3.2.
PRINCIPALES SISTEMAS TOBÁCEOS ESPAÑOLES
A continuación se muestra la casuı́stica morfológica de los materiales tobáceos en España (excluyendo los travertinos termales) y se referencia el registro sedimentario de estas litologı́as, tanto
en ambientes sedimentarios modernos y activos, como en los fósiles o inactivos. Se enumeran los
principales tramos fluviales que continúan depositando tobas, las lagunas represadas por barreras
tobáceas y las plataformas tobáceas de manantial más importantes aún activas. Después se describen los mayores sistemas fluviales de España que conservan terrazas y restos de barreras tobáceas
fósiles, los más destacados medios palustres holocenos con presencia de toba en su registro, los
principales grandes mantos tobáceos y las cuencas sedimentarias cenozoicas con facies de rocas
tobáceas en su columna estratigráfica.
Los sistemas fluviales y fluviolacustres activos, análogos modernos por excelencia del registro
fósil, merecen una mención inicial. Los principales rı́os y los tramos de los mismos, que en la
actualidad continúan precipitando carbonato cálcico y formando incrustaciones en su lecho (Fig.
9.4-A y 9.4-B), barreras (Fig. 9.4-D), pozas y lagunas naturales (Sáenz Garcı́a, 1954; Ordoñez et
109
LAS TOBAS EN ESPAÑA
al., 1980) se muestran en las Tablas 9.3 y 9.4.
Tabla 9.3: Principales tramos fluviales que precipitan toba activamente en España con extensión estimada.
Rı́o
Cuenca
Provincia
Tramo lineal: municipio
Hidrográfica
Arroyo Molinillo
Extensión de
tramo (km)
Guadalquivir
Córdoba
Santa Marı́a de Trasierra
0,7
Mundo
Segura
Albacete
Riópar
1
Arroyo de la
Guadalquivir
Córdoba
Constantina
1,5
Riera de Cogolls
Ter
Gerona
Les Planes d’Hostoles
1,5
Arroyo de la
Guadalquivir
Córdoba
Algarinejo
2
Hornillo
Ebro
Burgos
Tubilla del Agua
2
Bejarano
Guadalquivir
Córdoba
Santa Marı́a de la Trasierra
2
(Guadiato)
Villa
Madroña
(Guadiato)
Rı́odeba
Turia
Teruel
Rı́odeba (Amanaderos)
2
Arroyo de
Júcar
Valencia
Cortes de Pallás
2,5
Júcar
Cuenca
Tragacete
2,5
Dulce
Tajo
Guadalajara
Pelegrina
2,5
Júcar
Júcar
Cuenca
Villalba de la Sierra
2,5
Urederra
Ebro
Navarra
Urederra
2,5
Hueznar
Guadalquivir
Sevilla
San Nicolás del Puerto
3
Bohilgues
Turia
Valencia
Vallanca
3,5
Cuervo
Tajo
Cuenca
Vega de Codorno
4
Matarraña
Ebro
Teruel
Beceite
4
Piedra
Ebro
Zaragoza
Monasterio de Piedra
4
Cabriel
Júcar
Cuenca
Enguı́danos
5
Ebrón
Turia
Teruel-Valencia
Tormón-El Cuervo
6
Verde-Barranco
Mediterránea
Granada
Otı́var
7
de los Chortales
Andaluza
Júcar
Júcar
Albacete
Cubas-Manchuela
10
Corbinet
Júcar
Mesa
Ebro
Guadal.-Zrgz.
Mochales-Jaraba
15
Guadiela
Tajo
Cuenca
Santa Marı́a de la Val-
25
Alto Guadiana
Guadiana
Albacete-C. Real
Ossa de Montiel-Ruidera
25
Cabriel
Júcar
Cuenca
Molino de San Pedro-
25
Palmiches
Alcalá Vega
Escabas
Tajo
Cuenca
Completo
30
Tajo
Tajo
Guadalajara
Peralejos de las Truchas
70
a Trillo (tramos discontinuos)
La mayorı́a de estos tramos fluviales están en el Sistema Ibérico, en plataformas carbonatadas
no deformadas como en Campo de Montiel y en la cuenca sedimentaria del Júcar en La Manchuela.
En general, este proceso está condicionado por un patrón climático, disminuyendo su frecuencia
de aparición según aumenta la latitud de los afloramientos. Además es determinante la estructura
tectónica y la dimensión de los acuı́feros, pues sólo los de grandes dimensiones permiten amplio recorrido del agua en su interior y mayores tiempos de residencia. Ası́, los acuı́feros en rocas con débil
110
9. CARACTERIZACIÓN GENERAL Y DISTRIBUCIÓN ESPACIAL
Tabla 9.4: Principales lagunas activas con precipitación tobácea o travertı́nica en España, ordenadas por extensión.
Laguna
Cuenca Hidrografica
Provincia
Extensión (ha.)
Anna
Somolinos
Júcar
Valencia
1,5
Tajo
Guadalajara
2
Taravilla
Tajo
Guadalajara
2
Redondilla
Guadiana
Albacete
3
Arquillo
Júcar
Albacete
4
Ojos de Villaverde
Júcar
Albacete
4
Batana
Guadianta
Albacete
6
Marquesado
Júcar
Cuenca
7
Tinaja
Guadiana
Albacete
8
Tomilla
Guadiana
Albacete
9
Santos Morcillo
Guadiana
Albacete
11
Tobar
Tajo
Cuenca
14
Lengua
Guadiana
Albacete
20
Uña
Júcar
Cuenca
22
San Pedro
Guadiana
Albacete
29
Conceja
Guadiana
Albacete
29
Rey
Guadiana
Ciudad Real
40
Colgada
Guadiana
Albacete
103
Banyoles
Ter
Gerona
103
deformación, extensos y con una transmisividad lenta, favorecen más la precipitación de carbonato
exokárstico (Andreo et al., 1999). Este hecho explicarı́a la llamativa ausencia de cursos fluviales
con barreras tobáceas en las extensas sierras del Orógeno Alpino Pirenaico. Esta cordillera, en sentido tectónico, integra a los Pirineos y a toda la Cordillera Cantábrica, extendiéndose 800 km. Sin
embargo, pese a sus dimensiones, apenas cuenta con cursos de agua con estas caracterı́sticas, más
allá de los depósitos constreñidos a los primeros metros desde los puntos de surgencia. Para toda su
extensión encontramos pocos casos, como el del nacimiento del rı́o Urederra. Éste es producto de la
importante karstificación del sinclinal colgado que arma la Sierra de Urbasa, con más de 140 km2
y 300 m de potencia de carbonatos eocenos poco deformados (Bielza, 1969). La precipitación de
carbonato desde el principal manantial del sistema (Garfias Soliz et al., 2010), constituye el mejor
exponente de los cursos fluviales calcificantes activos del Orógeno Pirenaico. También destacan los
manantiales de los grandes páramos calcáreos de las Loras y Masa, como el de Tubilla del Agua y
su rı́o, en el Surco Navarro-Cántabro, donde los pliegues tienen un amplio radio y la estratificación
es prodominantemente subhorizontal (Alonso y Pulgar, 2004). Sin embargo, extensos lapiaces del
Orógeno Pirenaico, como los de Valporquero, Sierra de Aramo, Picos de Europa, Itxina, el Karst
de Larra, el Manto de Gavarine, las Sierras Interiores Pirenaicas, o el macizo del Turbón, no tienen correlato exokárstico en barreras fluviales o grandes plataformas de manantial. Tan sólo se
encuentran estos depósitos en Siresa (Huesca), en áreas del Flysch eoceno pirenaico (Garcı́a Ruiz
y Puigdefábregas, 1982) y en el rı́o Belabarce, drenando el macizo calizo de Ezcaurre (Navarra),
cuyas aguas forman una barrera en un tramo concreto de gran salto topográfico. La mayor parte
de los afloramientos tobáceos de esta cordillera se constriñe a pequeñas acumulaciones de manantial, activos o fósiles, como los conocidos de la ermita de Santa Elena (Biescas, Huesca) o el de la
Argenterı́a, en el estrecho de Collegats, cerca de Gerri de Sal (Lérida). Estos reducidos depósitos si
están ampliamente distribuidos, al igual que en cadenas similares, como los Alpes austriacos, donde
Sanders (2011) inventarı́a y sistematiza la descripción de 36 casos de este tipo de tobas de manantial. Otro catálogo alpino indirecto de estos depósitos aparece en una investigación biogeográfı́ca
de tricópteros especializados en manantiales calcificantes (Engelhardt et al., 2011). En cambio, en
111
LAS TOBAS EN ESPAÑA
la Cordillera Pirenaica no hay ningún trabajo comprensivo equivalente, aunque se está realizando
un inventario de las tobas de manantial del Macizo de Cotiella (Anchel Belmonte, en comunicación
personal). En suma, la localización de los principales rı́os calcificantes del Orógeno Pirenaico se
corresponde con las áreas de mayor espesor de cobertera carbonática y con menor grado de deformación, como es el Dominio Vasco Cantábrico (Alonso et al., 2007). El Macizo Varisco es el que
ofrece menos afloramientos de rocas carbonáticas, comparado con los demás entornos estructurales
de la Penı́nsula, lo que explica parcialmente la escasa presencia de toba en sus cinco zonas (de la
Cantábrica a la Sur Portuguesa). No obstante, un análisis más detallado muestra la importancia
adicional de los factores estructural y climático, que condicionan la ausencia de tobas en la Zona Cantábrica, a pesar de la abundancia en ella de rocas carbonáticas marinas. Contrariamente,
destaca la presencia de tobas en la Zona de Ossa-Morena, donde a pesar de su escasa superficie
caliza, se encuentran manantiales en rocas paleozoicas capaces de precipitar carbonatos hoy en dı́a
y alberga múltiples depósitos fósiles (Recio et al., 1991; Dı́az del Olmo et al., 1998; Olı́as et al.,
2002; López y Recio, 2006; López Fernández, 2007).
Otros contextos geomorfológicos de precipitación activa de carbonato son las plataformas de
manantial colgadas en ladera. Estas formas suelen ser muy llamativas por sus cascadas (Fig. 9.4-C)
y su morfologı́a plana, que destaca en el perfil de las vertientes. Sus dimensiones son variables, desde
unas centenas de m2 hasta las 100 ha. Resultan muy caracterı́sticos sus frentes de progradación,
con cortinajes colgantes de musgos calcificados, que van agradando, superponiéndose unos a otros
hacia el vacı́o y formando oquedades bajo estas bóvedas pétreas, donde abundan los espeleotemas.
La mayor parte de los núcleos urbanos históricos emplazados sobre toba, a los que se alude en el
capı́tulo de Patrimonio Geológico de esta monografı́a, se asientan en este tipo de edificios, aunque
muchos de ellos están inactivos. Entre los edificios de manantial que merecen una especial mención se
encuentra la “Balsa” de Valdemoro Sierra (Cuenca) (Fig.- 9.5-J), como el ejemplo mejor conservado
de España. Otros casos son la Cola de Caballo en los Infiernos de Loja (Granada), el Chorrero de la
Garita (Chera, Valencia), Les Tosques (Sot de Chera, Valencia), los Chorros de Barchel (Benagéber,
Valencia), el Puente de San Pedro (Guadalajara), el Salto de la Novia (Navajas, Castellón), el Salt
(Alcoy, Alicante), las Tosquetes (Albaida, Valencia), la Cascada de Bodı́jar (Jete, Granada), el
Salto de la Toba (Yetas, Albacete) y la cascada de Maro (Nerja, Granada), siendo esta última
reseñable por verter el agua directamente al Mediterráneo.
Los sistemas tobáceos fósiles tienen una mayor representación que los activos, indicando que
en el pasado ha habido condiciones de humedad más favorables para la formación de toba en la
Penı́nsula Ibérica, de forma paralela a lo que sucede en otros entornos mediterráneos (Nicod, 2000).
Se describen a continuación los cuatro principales contextos geomorfológicos fósiles y sus ejemplos
más relevantes:
A) Los sistemas fluviales y fluviolacustres con barreras, rampas y terrazas fósiles son los mejor
estudiados. Un listado sintético se muestra en la Tabla 9.5.
Los sistemas fluviales con presencia de terrazas fósiles de mayor continuidad se encuentran en el
Sistema Ibérico. Las mayores rampas como cuerpo unitario, de hasta 1 km de longitud, se localizan
en los valles con mayor gradiente, destacando las del rı́o Añamaza en Dévanos (Soria), Ebrón en
Tormón (Teruel) y Segura en Huelga-Utrera (Jaén).
B) En los medios palustres o anegadizos, sin un vaso definido y sistemas de drenaje poco
encajados, el agua cargada en carbonato deposita material poroso, pulverulento, con facies de
tubos y tallos en capas irregulares, de espesor métrico (Palacios, 1890). Esas facies se intercalan
con otras detrı́ticas y orgánicas. Se han descrito niveles de tobas en las áreas palustres de las
Tablas de Daimiel, en Ciudad Real (Valdeolmillos Rodrı́guez et al., 2011), el humedal de CellaVillarquemado en Teruel (Rubio Dobón, 2004), el humedal de Alboraj y Tobarra, en Albacete
(Garcı́a del Cura et al., 1977; Rodrı́guez Pascua et al., 2008) y en las llanuras aluviales de Muriel
de la Fuente y de la cuenca del rı́o Andaluz, en Soria, en la cuenca cenozoica de Almazán (Gonzalo
Sobrino, 2000; Rodrı́guez Garcı́a, 2008).
112
9. CARACTERIZACIÓN GENERAL Y DISTRIBUCIÓN ESPACIAL
Tabla 9.5: Principales sistemas fluviales y fluviolacustres con barreras y terrazas fósiles en España.
Rı́o y Cuenca
Longitud
Referencias bibliográficas
Provincia y Entorno Estructural
Torres et al., 2005; Domı́nguez-Villar et al., 2011a
(Cuenca) Borde de la Rama Castellana de
(km)
Trabaque, Escabas,
40
Guadiela, Escabas y
la Cordillera Ibérica con la Cuenca de
Alcantud (Tajo)
Alto Tajo
Loranca
5
González Amuchastegui, 1993; Ordoñez et al., 1990;
(Guadalajara) Rama Castellana. Cordillera
González Amuchastegui y González, 1993; 1997;
Ibérica
González Amuchastegui et al., 1995; Guerrero Domı́nguez,
2000;
Guerrero Domı́nguez y González Martı́n, 2000;
Gallo (Tajo)
3
González Amuchastegui y González Martı́n, 1989
Cifuentes (Tajo)
13
Ordoñez et al., 1987; Pedley et al., 2003
Dulce (Tajo)
4
Gladfelter, 1971
Henares (Tajo)
3
Gladfelter, 1972; Preece, 1991; Benito Calvo et al., 1998
Tajuña (Tajo)
6
Ordóñez y González, 1979; Ortiz et al., 2009
Cabriel en Villora y
4 y 7
En preparación
(Guadalajara) Cuenca del Tajo
Enguı́danos (Júcar)
(Cuenca) Rama Castellana. Cordillera
Ibérica
Tuéjar (Turia)
Martı́nez Gallego, 1986; 1987
(Valencia) Rama Levantina Cordillera
Ibérica
Blanco (Ebro)
13
Agudo et al., 1993; Torres et al., 1995
Arroyo de Chaoma
5
Vázquez-Navarro y Razola, 2011
(Soria, Guadalajara y Zaragoza) Rama
Castellana de la Cordillera Ibérica y Cuenca
(Ebro)
de Almazán
Piedra (Ebro)
4
Mesa (Ebro)
25
Ágreda (Ebro)
6
Vázquez Úrbez, 2008
(Soria) Rama Aragonesa, Cordillera Ibérica
Añamaza (Ebro)
10
Arenas Abad et al., 2009; 2010; Vázquez Úrbez et al.,
y Cuenca del Ebro
Vázquez Úrbez, 2008; Vázquez Úrbez et al., 2011a; 2011b)
2011b; Luzón et al., 2011
Segura
12
González-Ramón et al., 2006; Moral Martos et al., 2010
Sellent (Júcar)
13
En preparación
(Jaén) Prebético, Cordillera Bética
Ebrón (Turia)
16
Lozano et al., 2012
Bohilgues (Turia)
4
En preparación
Arroyo de las Fuentes
2,5
Vázquez-Navarro, 2006
(Albacete) Subbético Externo.
Alto Guadiana
30
Ordóñez et al., 1986a y 2005
(Albacete y Ciudad Real) Campo de
Matarraña (Ebro)
2
Martı́nez-Tudela et al., 1986
Alfambra (Turia)
4
Arlegui et al. 2006; Lafuente Tomás, 2011;
(Teruel) Rama Aragonesa, Cordillera
Lafuente Tomás et al., 2011.
Ibérica
(Valencia) Sector Levantino, Cordillera
Ibérica
de Nerpio (Segura)
Montiel
Guadalaviar (Turia)
3
Sancho et al., 1997
Jiloca (Ebro)
2
Garcı́a Prieto y Cuchı́, 1993
Mijares
2
Lozano et al., 1998; 1999; Peña et al., 2000
Jardin (Júcar)
8
Garcı́a del Cura et al., 1997; González Martı́n et al., 2000a
(Albacete) Prebético, Cordillera Bética
Júcar
20
Fernández Fernández, 1996;
(Albacete) Cuenca del Júcar
(Castellón y Teruel) Sector Levantino
Cordillera Ibérica
Fernández Fernández et al., 1996; 2000
Frailes
4
Garcı́a-Garcı́a y Nieto, 2005
Puron
1
González Amuchastegui et al., 2000;
Molinar
1
González Amuchastegui y Serrano Cañadas, 2005; 2007
Inglares
1
Llanos et al., 1998
Cogolls
2
Brusı́ et al., 1993
(Jaén) Subbético Cordillera Bética
(Burgos y Álava) Sector Vasco Cantábrico
Orógeno Pirenaico
(Gerona) Cuenca Surpirenaica Oriental
113
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Figura 9.4: Ejemplos de afloramientos de toba activos y fósiles. A: Lóbulo estromatolı́tico activo y niveles disectados
previos en las Chorreras de Enguı́danos del rı́o Cabriel (Cuenca); B: Arroyo estacional de Cortes de Pallás
(Valencia) precipitando activamente carbonato y formando barreras de orden centimétrico C: “Las Toscas”, edificio
lateral al rı́o Sot de Chera (Valencia) fósil (1) y activo (2); D: Cabecera del Rı́o Escabas en Poyatos (Cuenca)
formando y erosionando barreras de menos de 0,5 m; E: Sierra de Bascuñana disectada por el cañón del rı́o
Trabaque (de izquierda a derecha) en Albalate de las Nogueras (Cuenca) que en su contacto cabalgante con la
Cuenca de Loranca deposita el sistema de terrazas escalonadas de toba (1-6) mejor conservado de España. Está
incluido en el sistema de los rı́os Escabas, Guadiela y Alcantud, con los que confluye aguas abajo del área en la
imagen.
C) Otro tipo de morfologı́a particular generado por aguas no termales son los montı́culos dómicos asociados a manantiales artesianos. Ejemplos de éstos se han descrito en la cuenca del lago
australiano Eyre (Keppel et al., 2011) y en España están representados por las tobas de Isona, en
Lérida (Linares et al., 1999, 2010).
114
9. CARACTERIZACIÓN GENERAL Y DISTRIBUCIÓN ESPACIAL
Figura 9.5: Ejemplos de afloramientos de toba activos y fósiles. F: Sistema de terrazas tobáceas del rı́o Tuéjar
(entre lı́neas) en Chelva (Valencia), afluente paralelo al cañón del rı́o Turia (1), que encajado 90 metros por
debajo de la principal terraza del primero le aporta un elevado gradiente. El Tuéjar (2) se encaja 35 m sobre
su terraza holocena; G: Manto de toba de Casas del Rı́o (Valencia) – Casas de Ves (Albacete), colgado 150 m
sobre el nivel de base en el rı́o Cabriel, depositado sobre arcillas triásicas del Keuper y dislocado en su frente por
halocinesis, desciende desde el borde del páramo pliocuaternario de la Manchuela hacia el cañón del Cabriel, en
un frente de 2,5 km, una longitud de 4 km y salvando un desnivel de 80 m; H: Manto de toba muy diagenetizada
y competente que conforma la Muela de San Felices (Soria-La Rioja), colgado 400 m sobre el nivel de base actual
del rı́o Alhama; I: Manto tobáceo de El Oro (Valencia) (indicado bajo la flecha) colgado 400 m sobre el rı́o Júcar;
J: Edificio tobáceo de manantial de Valdemoro Sierra (Cuenca) descendiendo escalonadamente 30 metros hasta
el rı́o Guadazaón.
D) Los “mantos” o plataformas, están conformados por la coalescencia de manantiales agrupados a lo largo de una lı́nea de drenaje acuı́fero preferencial. Estas morfologı́as agradan en potentes
alfombras o en amplios lóbulos de superficie regularizada y de inclinación variable; desde subhori115
LAS TOBAS EN ESPAÑA
zontal hasta una pendiente de unos pocos grados, que se adapta a la topografı́a previa. Se trata de
edificios con enorme capacidad constructiva, de grandes dimensiones, independientes del nivel de
base local. Esta última caracterı́stica es muy relevante para interpretar adecuadamente su génesis
y evolución. Al ser poco conocidos, proponemos dos ejemplos comparables: el mayor exponente
planetario de este tipo de morfologı́as, no bien sistematizadas aún en sus parámetros geomorfológicos, lo constituye el edificio de Antalya (Turquı́a), con más de 600 km2 de extensión y 250 m de
potencia (Dipova and Doyuran, 2006b; Kosun, 2012). Otro ejemplo notable es el sistema asociado a
los manantiales fósiles del Escalón Libio o Sinn el-Kiddab (Cremaschi, 2010), en el oasis de Kharga
(Egipto), con 500 km2 de extensión total, integrando varias agrupaciones (Smith et al., 2004a).
En España hay varios correlatos de este tipo de depósitos y están poco o nada estudiados. Los
autores hemos identificado numerosos afloramientos inéditos y los hemos integrado con otros que
si están descritos en la bibliografı́a y que son asignables a este tipo de morfologı́a. Estimamos que
se depositaron al final del Cenozoico y en el Pleistoceno inferior y medio. Los mantos de toba más
relevantes son los de Torás-Bejı́s en Castellón, -1600 ha- (Estrela Navarro, 1986); Buñol-YátovaMacastre (1400 ha) y Navarres-Bolbaite-Chella-Anna, en Valencia (700 ha) (Dupré et al., 1998);
Casas del Rı́o (560 ha) (Fig. 9.5G) y Cilanco (70 ha), en Cuenca; El Oro, en Cortes de Pallás (450
ha) (Fig. 9.5-I) y Cofrentes-Jalance-Jarafuel (350 ha), en Valencia; Rento de los Asturias-Moya (90
ha); las Tetas de Viana, en Guadalajara (1 ha); el Páramo de La Llana, en La Rioja (30 ha) (Fig.
9.5-H); y los del borde meridional del Campo de Montiel, en Carrizosa, Montiel, Cózar, Almedina y
Puebla del Prı́ncipe, en Ciudad Real. En algunos casos, el origen de la gran concentración de agua
subterránea, necesaria para su generación, se debe a dislocaciones tectónicas que fuerzan, a través
de su discontinuidad, la surgencia masiva de agua de los acuı́feros a lo largo de estas lı́neaciones.
Ası́ acontecen en los depósitos miocenos que completan la lista, asociados a la falla de Socovos y
localizados en Letur, Abejuela, Férez y Socovos (Albacete, 500 ha.) (Sánchez Gómez et al., 2012).
CONSIDERACIONES FINALES
El análisis de la cartografı́a geológica del Plan MAGNA ha mostrado que ésta es una fuente de
información básica para la revisión de gran parte de los sistemas tobáceos cuaternarios de España,
pero resulta incompleta y no cubre satisfactoriamente los afloramientos anteriores al Pleistoceno
superior. Una revisión cartográfica, que se encuentra en proceso de elaboración, logrará aportar
más información cuantitativa de estos afloramientos a nivel nacional. La dificultad para simbolizar
sintéticamente muchos de los depósitos en una cartografı́a nacional es la misma para tobas y travertinos que para las morfologı́as endokársticas, debido fundamentalmente a su común naturaleza
puntual y fragmentaria, con extensiones no representables a escalas pequeñas. Se hace necesario
mejorar la semiótica de representación cartográfica de estos elementos. Los datos aportados deberı́an alentar más trabajos de sı́ntesis, que permitan clasificar o sistematizar los afloramientos en
función de diversos criterios. No podemos establecer una contextualización cuantitativa de las tobas
y travertinos de España respecto al resto del Planeta porque no disponemos de datos globales a ninguna escala. Sı́ se puede afirmar que la Penı́nsula Ibérica presenta gran concentración de depósitos
tobáceos en una amplia variedad de contextos tectónicos, estructurales, climáticos e hidrológicos.
Respecto a los procesos activos, las lagunas actuales de origen Holoceno, represadas por barreras tobáceas y caracterizadas limnológicamente junto a otras lagunas bajo la categorı́a “kárstica”
(Roca et al., 2000), presentan una distribución marginal y regresiva respecto al registro fósil y no
constituyen los ejemplos más espectaculares del planeta. Pero son excelentes en su casuı́stica y
requieren la máxima protección y monitorización: como análogos modernos de medios sedimentarios fósiles; como archivos paleoclimáticos; y como geosistemas singulares. En este sentido, con la
información disponible cabe argumentar que las Lagunas de Ruidera, desde una perspectiva geomorfológica, merecerı́an la categorı́a de Parque Nacional por su excepcionalidad a nivel del Estado.
El registro sedimentario de las facies lacustres en lagunas activas y monitorizables ha proporcionado hasta la fecha series temporales paleoclimáticas de hasta 1500 años BP en Taravilla (Valero
116
9. CARACTERIZACIÓN GENERAL Y DISTRIBUCIÓN ESPACIAL
et al., 2008a), hasta 3000 años BP en Somolinos (Currás et al., 2012), hasta 10.000 años BP en
los Ojos de Villaverde (Carrión et al., 2001) y hasta 60.000 años BP en Banyoles (Pérez Obiol and
Julià, 1994; Burjachs y Allué, 2003; Höbig et al., 2012). Se han publicado además otros trabajos
de reconstrucción paleoclimática en depósitos lacustres fósiles o no funcionales del lago Banyoles
(Julià y Suc, 1980), la desecada laguna de Añavieja (Soria) (Luzón et al., 2011), las Lagunas de
Ruidera, el rı́o Jardı́n y Alcaraz (Albacete) (Taylor et al., 1998; Andrews et al., 2000) y en el rı́o
Trabaque (Cuenca) (Domı́nguez Villar et al., 2011a y 2012).
Los tramos de rı́os calcificantes están más ampliamente repartidos que las lagunas y se distribuyen de manera más homogénea, desde el Orógeno Pirenaico al Bético, incluyendo zonas del Macizo
Varisco y toda la Cordillera Ibérica. En este capı́tulo hemos realizado un esfuerzo estimativo de
las dimensiones de los tramos incrustantes, pero se requiere de una cartografı́a de detalle para su
adecuada valoración y protección. Los manantiales calcificantes presentan una distribución muy
amplia. Fueron objeto de protección por un programa de la Directiva Hábitat de la Unión Europea,
tratado aquı́ en el capı́tulo de Patrimonio Geológico y en su elaboración se dimensionó la profunda
carencia de información necesaria para llevar a cabo el mandato legal de inventario suficientemente
comprensivo. No obstante, los datos hidrogeológicos están disponibles y solo es necesaria mayor
coordinación de instituciones y especialistas para completar dicha caracterización.
Es destacable el área morfoestructural del Sistema Ibérico, con gran la profusión de cauces “activos” que precipitan toba, ası́ como con gran variedad de depósitos fósiles, tanto fluviolacustres como
de plataforma o manto y de manantial. En general hay una evidente continuidad en la localización
de las principales áreas de drenaje hidrogeológico kárstico a lo largo del Plioceno y el Pleistoceno,
pero una menor actividad en la precipitación de carbonatos en la actualidad que en anteriores
fases del Cuaternario. Esta actividad calcificante ha sido aún mayor en el Mioceno y el Plioceno, a
tenor de la extensión de este tipo de facies en el registro estratigráfico de las cuencas sedimentarias
cenozoicas anexas al Sistema Ibérico (Ebro, Tajo, Teruel), a pesar de la poca capacidad de preservación de estos depósitos. El estilo morfotectónico de la Cordillera Ibérica, ofrece condicionantes
estructurales y topográficos muy favorables a la formación de carbonatos exokársticos. El Campo
de Montiel también parece albergar condiciones óptimas para haber favorecido en el pasado, y aun
en la actualidad, la precipitación de carbonatos meteóricos: calizas con poca deformación, acuı́feros
de baja transmisividad y gran capacidad inercial, clima mediterráneo continental y bajo gradiente
topográfico respecto a las depresiones que lo rodean. Contrasta con esta situación la escasez tan
acusada de afloramientos tobáceos del Orógeno Pirenaico: debido a la complejidad tectónica y la
gran deformación asociada, el relieve tiene un amplio gradiente topográfico. Sus acuı́feros kársticos
se encuentran muy fragmentados y tienen alta transmisividad. Similares condiciones tectónicas a
las del Orógeno Pirenaico en la Cordillera Bética provocan, no obstante, una respuesta diferenciada,
realzando la importancia del clima: en el Prebético y Subbético se encuentran comparativamente
muchos más edificios tobáceos de manantial colgados y buenos ejemplos de terrazas, barreras y
rampas activas.
El nivel acuicludo del Triásico Superior de facies “Keuper”, compuesto mayoritariamente por
arcillas y limos impermeables, determina la surgencia de agua subterránea que forma tobas y
travertinos. El efecto de ión común, que el sulfato ejerce sobre carbonato cálcico, facilita la precipitación de carbonatos cuando el agua circula sobre afloramientos de este tipo. La mayor parte de
los afloramientos de tobas fósiles se localizan en el contacto entre los orógenos alpinos de materiales
mesozoicos y las cuencas sedimentarias cenozoicas. Ası́, se ubican terrazas fósiles en tramos finales
de los cañones que disectan los macizos kársticos del Sistema Ibérico mediante un acusado gradiente
al nivel de base del Ebro, como es el caso de los rı́os Añamaza, Ágreda, Mesa, Chaorna, Piedra,
Jiloca y Matarraña. También el rı́o Tuéjar (Fig.- 9.5F) tiene un perfil de elevada pendiente hacia el
Turia y el Mijares al Mediterráneo. Los rı́os Trabaque (Fig. 9.4E), Escabas, Guadiela y Alcantud
abandonan con menor pendiente los cañones fluviokársticos de la Serranı́a de Cuenca, para adentrarse en la Cuenca de Loranca. También el Alto Guadiana se encaja progresiva y suavemente en
el Campo de Montiel y el Júcar lo mismo en la Manchuela. Este gradiente condiciona las facies y
117
LAS TOBAS EN ESPAÑA
la geometrı́a de las terrazas, barreras y rampas (Vázquez Úrbez et al., 2012). Los antiguos grandes
mantos y plataformas fósiles y, en general, los más importantes afloramientos de las cuencas cenozoicas, de los que no hay análogos modernos activos, también se localizan siguiendo esta lógica.
En áreas proximales se encuentran las tobas de la Muela de Borja y Urrea de Jalón, en la Cuenca
del Ebro. En la región levantina, afectada por tectónica distensiva, las plataformas colgadas en la
ladera descienden al nivel de base del mar con desigual gradiente. Son los casos de Buñol-Yátova y
Navarrés-Anna en Valencia y Toró-Bejı́s-Jerica en Castellón, que se encuentran orlando los lı́mites
orientales de la Cordillera Ibérica en su rama Levantina. Los relieves residuales de las Tetas de
Viana, como testigo de un gran manto que parece provenir de la Sierra de Altomira, en borde
occidental de la Rama Castellana de las Cordillera Ibérica, plantean un reto interpretativo, ya que
la comprensión de la paleogeografı́a de estos depósitos es de más difı́cil alcance.
Para detectar adecuadamente tobas anteriores al Pleistoceno superior hay que considerar la
poca capacidad de preservación de las facies originales de este tipo de litologı́as por múltiples
procesos diagenéticos (Wright et al., 1997; Armenteros, 2010), que ha impedido hasta ahora la
correcta identificación de multitud de afloramientos antiguos (Pedley, 2009). La gran extensión de
tobas precuaternarias puede arrojar luz sobre la relevancia de la dinámica hidrogeológica en la evolución sedimentaria de las cuencas cenozoicas de antepaı́s que bordean la Cordillera Ibérica. Para la
comprensión de la influencia de estos parámetros hidrogeológicos en los procesos y la evolución en
la precipitación de evaporitas, se han publicado resultados relativos al área de contacto del Sistema
Ibérico con la Cuenca del Ebro (Sánchez et al., 1999). Se requiere seguir la estela de este trabajo
para comprender el peso hidrogeológico en los carbonatos continentales de las cuencas cenozoicas,
incluyendo los medios sedimentarios tobáceos entre el cortejo de ambientes posibles en su evolución
a gran escala. También es determinante este tipo de depósitos en la interpretación y cronologı́a de
la transición del endorreismo al exorreismo de las cuencas cenozoicas continentales, y en la aparición de nuevos gradientes topográficos, en virtud de la progresiva propagación de la onda erosiva
originada por el encajamiento de la red de drenaje (Gutiérrez et al., 2008b; Vázquez Úrbez, 2008).
Para abordar todo esto se hace necesaria una mayor integración de esfuerzos entre especialistas
en geomorfologı́a, hidrogeologı́a, sedimentologı́a y tectónica. Hay que establecer puentes entre las
unidades morfosedimentarias cuaternarias y el registro sedimentario Mioceno y Plioceno desde una
visión integradora.
AGRADECIMIENTOS
Los autores agradecen la colaboración de Juana Vegas (IGME) y de Ánchel Belmonte (Universidad de
Zaragoza), quienes aportaron interesante información inédita sobre edificios tobáceos y a Manuela Chamizo
Borreguero (IGME-UCM) por las facilidades para el acceso a la cartografı́a geológica. Juan Antonio González
Martı́n y Juana Vegas mejoraron ostensiblemente el texto con sus sugerencias. A David Domı́nguez Villar
se le agradece su apoyo en el reconocimiento en campo.
118
10. LAS TOBAS DE LA CUENCA ALTA
DEL EBRO
Mª José González Amuchastegui1 y Enrique Serrano Cañadas2
1. Dpto. de Geografı́a, Universidad del Paı́s Vasco. Avda. Tomás y Valiente s/n, 01006,
Vitoria-Gasteiz, España. mj.gonzaleza@ehu.es
2. Dpto. de Geografı́a, Universidad de Valladolid. Pº Prado de La Magdalena s/n. 47011,
Valladolid, España. serranoe@fyl.uva.es
INTRODUCCIÓN
En este capı́tulo se analizan las principales formaciones tobáceas que salpican la cuenca alta del
Ebro desde la localidad de Polientes próxima al nacimiento del rı́o hasta que éste, tras atravesar el
estrechamiento de Conchas de Haro y penetrar en la Depresión del Ebro, recibe las aguas de los rı́os
que drenan las unidades calcáreas de Sierra Cantabria, Montes de Iturrieta, Andı́a y Urbasa. Se
trata de un área que ocupa la vertiente meridional de la Cordillera Cantábrica y los Montes Vascos
en una zona de transición subatlántica, al sur de la divisoria de aguas cantábrico-mediterránea.
Los edificios tobáceos aparecen salpicando todo este sector de la cuenca (Fig.10.1, Tabla 10.1),
asociados unas veces al propio valle del Ebro y las más numerosas a sus valles afluentes, conformando
generalmente un importante relleno carbonatado que queda colgado sobre los cauces actuales, y
en los que frecuentemente siguen registrándose importantes procesos de precipitación carbonatada.
En otras ocasiones, los depósitos aparecen asociados a las surgencias laterales localizadas sobre las
porciones medias y bajas de las laderas de los valles.
Figura 10.1: Localización del área de estudio. Los números corresponden a los complejos tobáceos (Tabla 10.1).
119
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Tienen una representación importante en la cuenca media-alta del Ebro, sobre todo a partir de
la zona de Valderredible, sector en el que el rı́o Ebro y sus principales afluentes avenan la cobertera
mesozoica modelando valles encajados de laderas con fuertes pendientes, que alternan, cuando
afloran los estratos de caliza, con verticales cañones calcáreos. Si éste es el paisaje dominante en
la cuenca alta del Ebro, a partir de Valdivielso y Tobalina, el valle se hace más abierto en clara
respuesta a los condicionantes estructurales, adaptándose a los amplios sinclinales que arman este
sector. El carácter calizo dominante de los bordes montañosos de estos sinclinales, ha determinado
una intensa karstificación del conjunto y la génesis de importantes acumulaciones tobáceas, situadas
a distintos niveles y de edades diferentes. Existen además, otros sistemas tobáceos (Fig. 10.1),
asociados fundamentalmente a los afluentes de la margen izquierda del Ebro, que drenan todo el
conjunto de sierras calcáreas que cierran por el norte la Depresión del Ebro: rı́os Bayas, Izki, Ayuda
y Ega.
La zona fue descrita por Ortega Valcárcel (1974), González Pellejero (1986) y Garcı́a Fernández
(1992), quienes analizaron prioritariamente las formas estructurales y de modelado fluvial. Las
primeras referencias a las tobas figuran en Ortega Valcárcel (1974), que cita los edificios tobáceos
situados en las proximidades de la localidad de Frı́as; en González Pellejero (1986), que se refiere
a las localizadas en la zona próxima a la confluencia de los rı́os Rudrón y Ebro; en González
Amuchastegui (1993) sobre los complejos de los rı́os Purón y Ayuda, y las referidas a las tobas del
rı́o Inglares (Llanos et al, 1998). Con posterioridad se inició el estudio de la evolución ambiental
cuaternaria de la cuenca alta del Ebro, en un intento de sı́ntesis regional que conecte los ambientes
contrastados de la alta montaña y el fondo de valle, que incluyó mapas geomorfológicos del entorno
de las tobas, análisis morfoestratigráficos, levantamientos litoestratigráficos y de facies y dataciones
(González Amuchastegui y Serrano, 1996, 2005, 2007, 2010 y 2013; González Amuchastegui et al.,
2000). Finalmente, se han realizado dataciones y estudios paleobotánicos (Garcı́a Amorenea, 2011,
Carrión et al., 2012, González Pellejero et al., 2012), ası́ como estudios de evaluación de las tobas
como Lugares de Interés Geomorfológico (Serrano et al., 2009; González Amuchastegui y Serrano,
2011, 2013).
Tabla 10.1. Principales complejos tobáceos del Alto Ebro
Nº Nombre
1
El Tobazo
Localización
Dinamica
Valor
actual4
LIG5
R. Holoceno
SI
A
Simple
A. Atlántico
SI
MA
F. valle
Compleja
R. Holoceno
SI
M
660-680
F. valle
Compleja
R. Holoceno
NO
A
Burgos
700-800
F. valle
Compleja
SI
A
Burgos
750-790
Ladera
Simple
R. Holoceno
NO
A
Burgos
620-660
Ladera
Simple
R. Holoceno
NO
B
Burgos
710-820
F. valle
Compleja
SI
MA
Burgos
˜600-
–
B
Altitud
Tipo1
Morfologı́a2
Coordenadas
Provincia
42°49’20” N
Cantabria
690-810
Ladera
Simple
Burgos
680-750
Ladera
Burgos
650-680
Burgos
Cronologia3
3°49’33” W
2
Orbaneja
42°50’0” N
3°47’35” W
3
Rudón
42°46’26” N
3°46’5” W
4
Valdelateja
42°46’25” N
3°46’13” W
5
Sedano
6
La Tobaza
42°42’38”N
3°44’15” W
42°43’12”N
A. AtlánticoSubboreal
3°44’15” W
7
Tobazo de
Tubilleja
42°51’ 2”N
3°42’45”W
8
Tubilla
42°42’35”N
9
Toba
42°49’19”N
3°48’18”W
3°43’53 W
120
Ladera
630
Ladera
Simple
A. Pleistoceno
Holoceno
R. Holoceno
10. LAS TOBAS DE LA CUENCA ALTA DEL EBRO
10
Horadada
42°47’17”N
Burgos
550-590
Ladera
Simple
R. Holoceno
–
B
Burgos
580-730
F. valle
Compleja
A. Atlántico
SI
MA
Burgos
560-600
F. valle
Simple
A. Pleistoceno
NO
MA
Burgos
580-620
F. valle
Compleja
A. Atlántico
SI
M
42°37’53”N
Álava-
640-680
Ladera
Simple
R. Holoceno
NO
B
Compleja
R. Holoceno
–
M
Compleja
R. Holoceno
SI
A
SI
M
3°24’56”W
11
Purón
42°50’2”N
3°13’47 W
12
Frias
42°45’45”N
3°17’39 W
13
Molinar
42°44’52”N
3°18’26 W
14
Cuenca de
Miranda
2°51’49” W
Burgos
15
Bayas
42°48’40”N
Álava
550-510
F. valle
16
Ayuda
42°44’51”N
Álava
760-700
F. valle
2°54’33”W
Ladera
2°35’49” W
17
Inglares
42°39’ 7”N
Ladera
710-540
F. valle
Compleja
Álava
680-660
F. valle
Compleja
R. Holoceno
–
B
Álava
790-770
Ladera
Simple
R. Holoceno
SI
B
Álava
715-680
F. valle
Compleja
SI
A
42°37’49”N
Álava-
650-680
F. valle
Compleja
–
A
2°28’3” W
Navarra
42°47’30”N
Navarra
620-680
F. Valle
Compleja
SI
MA
2°46’38”W
18
Izki
A. Pleistoceno
Álava
42°41’39”N
Holoceno
2°26’1” W
19
Berron
42°46’41”N
2°29’53” W
20
Sabando
42°42’54”N
2°24’3” W
21
22
Ega
Urederra
2°8’3” W
Ladera
R. Pleistoceno
Holoceno
R. Holoceno
R. Pleistoceno
Holoceno
1, Ladera/Fondo de valle 2, Simple/Compleja 3, A, Absoluta/R, Relativa 4, SI/NO 5, Muy Alto. Alto. Medio. Bajo.
Muy Bajo.
1.
EDIFICIOS TOBÁCEOS DE LADERA Y FONDO DE VALLE EN EL
SECTOR CAÑONES DE EBRO-RUDRÓN-SEDANO
La zona comprende los cañones del Ebro desde Valderredible a Zamanzas, la cuenca del Rudrón
y su afluente el Moradillo (42 57 N-42 42 N/3 58 E-3 38 E), y constituye un conjunto de hoces
y cañones inscritos en amplias parameras extensas en unas ocasiones y de reducidas dimensiones
en las porciones más altas. Los valles del Ebro y del Rudrón configuran profundos valles encajados
entre 100 y 200 metros sobre las citadas parameras (Fig. 10.2). La estructura geológica, la acción
fluvial y la karstificación son las responsables de la morfologı́a de esta zona (Ortega Valcárcel, 1974,
González Pellejero, 1986; Garcı́a Fernández, 1992). Se trata de un relieve plegado de cobertera
donde alternan amplios sinclinales (La Lora, Sedano y Bricia) y apretados anticlinales (anticlinal y
combe de Huidobro) dominados por las calizas y margas cretácicas. El relieve morfoestructural es
responsable de las amplias plataformas estructurales ubicadas en torno a 1000-1100 m de altitud
que en las crestas estructurales llegan a alcanzar los 1260 m. La elaboración de una superficie de
erosión que arrasa las superficies más altas otorga una marcada planitud a toda el área.
La paulatina incisión del rı́o Ebro y sus afluentes, Rudrón y Moradillo, ha generado una sucesión
de hoces y cañones cuyas direcciones se adaptan a las principales lı́neas estructurales. Este encajamiento se inició a finales del Terciario y generó desniveles de 600-700 m. La dominante calcárea
de las parameras favorece el desarrollo de la karstificación y la presencia de numerosas morfologı́as
º ´
º ´ º ´ º ´
121
LAS TOBAS EN ESPAÑA
kársticas como dolinas, lapiaces y simas a partir de los cuales se ha producido la infiltración de
las aguas que afloran en el contacto entre las calizas y las margas en manantiales situados a media ladera. Sin embargo, y como consecuencia de la importante karstificación, las fases de incisión
fluvial alternaron con otras de relleno tobáceo que han dejado terrazas tobáceas colgadas a distintos niveles sobre los cauces de los rı́os Rudrón, Moradillo y Ebro (Fig. 10.3). La componente
litoestratigráfica es la responsable de la existencia de fuentes vauclusianas (Pozo Azul, Fuentes de
Tubilla) o de gravedad (Orbaneja, Rudrón) que alimentan a los rı́os principales y asociadas a estas
últimas se desarrollan los principales conjuntos tobáceos de los rı́os Ebro, Sedano y Rudrón. Los
edificios tobáceos de este sector del Ebro presentan, pues, dos emplazamientos geomorfológicos bien
diferenciados, conjuntos tobáceos de ladera y de fondo de valle.
Figura 10.2: Cañones del Ebro en el sector de la confluencia con el Rudrón.
Figura 10.3:
Localización
de los principales depósitos
tobáceos del Alto EbroRudrón. 1. El Tobazo de
Villaescusa. 2. Orbaneja
del Castillo. 3. RudrónValdelateja. 4. El Tobazo
de Tubilleja. 5. Terrazas
de Sedano. 6. Sedano-Los
Lagos. 7. La Tobaza. 8.
Tubilla del Agua.
1.1.
EDIFICIOS TOBÁCEOS DE LADERA
Se trata de acumulaciones asociadas a las surgencias que drenan los macizos kársticos y que se
ubican en las laderas de los valles y cañones a partir de los contactos entre las calizas y las margas.
122
10. LAS TOBAS DE LA CUENCA ALTA DEL EBRO
Presentan fuertes desniveles y escaso desarrollo, con edificios simples, donde morfoestratigráficamente no es posible distinguir diferentes fases de construcción. Se inscriben dentro del tipo de los
depósitos tobáceos autóctonos (Pentecost and Viles, 1994; Pentecost, 2005). Ocupan las laderas de
los valles de Moradillo, Ebro y Rudrón, con una amplia variedad de tamaños, si bien se caracterizan todas ellas por la planitud somital y las fuertes pendientes de sus frentes, con morfologı́as en
cascada.
1.1.1.
ORBANEJA DEL CASTILLO
En un encajado meandro fluvial del Ebro en cuya parte superior destacan las formas ruiniformes
de origen kárstico, se desarrolla un edificio tobáceo de cascada, que enlaza la fuente principal, la
Cueva del Agua, con el fondo del valle (Fig. 10.4). El manantial se localiza en el contacto entre
las calizas masivas y dolomı́as de edad Turonense-Coniacense, y las margas grises del Turonense
inferior, a partir del cual se ha generado un edificio en cascada de 190 m de largo por más de 650 m de
ancho y 80 m de desnivel y en el que los procesos de precipitación carbonatada permanecen activos
(Fig. 10.5). Morfológicamente conforma un rellano sobre el que se han desarrollado históricamente
distintas actividades protoindustriales ligadas a los molinos hidráulicos, ası́ como el asentamiento
del núcleo de población. El resultado es un paraje de gran valor que justifica su calificación como
lugar geomorfológico sobresaliente (Serrano et al., 2009), que complementa su designación como
Conjunto Histórico Artı́stico (BOE, 18/08/1993).
Figura 10.4: Edificios tobaceos de Orbaneja del Castillo y La Tobaza (Sedano).
1.1.2.
EL TOBAZO
En el inicio de los cañones del Ebro, a la salida del valle de Valderredible, se localiza una
surgencia kárstica que drena el páramo de la Lora y al que se asocia un edificio tobáceo que enlaza,
en un salto de 120 m de desnivel la fuente principal, ubicada a 827 m, en el contacto entre las calizas
masivas y dolomı́as de edad Turonense-Coniacense, y las margas grises del Turonense inferior. El
edificio, conocido como el Tobazo, presenta una culminación aplanada y un desarrollo escalonado
de 410 m de longitud y 310 m de ancho, en el que se aprecian facies estromatolı́ticas y laminadas
junto a facies briofı́ticas, todas ellas en cascada, hasta el fondo de valle. El Tobazo constituye un
edificio activo, muy intervenido por la acción humana (embalse, canalización de las aguas, antigua
explotación hidroeléctrica), pero donde aún los procesos de precipitación carbonatada son activos.
123
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Figura 10.5: Sistema de barrera activo en la base del edificio tobáceo de fuente de Orbaneja del Castillo. Se aprecia
la plena funcionalidad del proceso y los diferentes tipos de facies en formación.
1.1.3.
OTRAS FORMACIONES
En las laderas del Rudrón, Ebro y Moradillo, por debajo del contacto entre las calizas y las
margas, se suceden pequeños edificios de fuente con facies estromatolı́ticas, en cascada, que son
plenamente funcionales. Se caracterizan por la mencionada culminación plana y las escarpadas
laderas por donde circula el agua, con depósitos lobulados y bloques desprendidos a sus pies.
1.2.
EDIFICIOS TOBÁCEOS DE FONDO DE VALLE
Los edificios de fondo de valle constituyen el relleno de amplios sectores de los valles de los rı́os
Rudrón y Moradillo (Fig. 10.3) y poseen diferentes morfologı́as asociadas (terrazas calcarenı́ticas,
edificios de retención, cascada, tobas lacustres) con una tipologı́a variada, constituidas tanto por
depósitos tobáceos autóctonos como alóctonos, destacando los edificios de barrera y retención que
se prolongan aguas arriba en importantes rellenos calcarenı́ticos. Presentan edificios diferenciados
morfoestratigráficamente que, ahora sı́, permiten definir fases genéticas en la construcción de las
tobas.
1.2.1.
EDIFICIOS DE BARRERA
1.2.1.1. SEDANO-LOS LAGOS
En el valle del rı́o Moradillo, aguas arriba de Sedano, en el barrio de los Lagos, se localiza un
complejo tobáceo formado por dos edificios de barrera (Figs. 10.6A y 10.7). Actualmente estos
edificios han perdido su funcionalidad, de modo que el rı́o se ha encajado y el drenaje se realiza
mediante una cascada tobácea funcional que queda inmediatamente por debajo y en la que se
aprecian procesos activos de precipitación carbonatada. Ambos edificios de cascada, cuyos techos
se sitúan a +10 y +3 m respectivamente, presentan un importante desarrollo superficial a ambos
lados del cauce actual del rı́o Moradillo con su frente incidido por el cauce. Un hecho importante a
destacar es que el edificio de cascada cuyo techo se dispone a 3-6 m fosiliza un depósito coluvionar
de derrubios ordenados de ladera atribuido al Pleistoceno reciente (Fig. 10.8).
124
10. LAS TOBAS DE LA CUENCA ALTA DEL EBRO
Figura 10.6: Esquemas geomorfológicos de Sedano (A) y Molinar-Frı́as (B)
1.2.1.2. TUBILLA DEL AGUA
Complejo tobáceo asociado a la presencia de una surgencia, la Fuentona, situada en el contacto
entre las calizas y las margas en el que conviven formas heredadas y funcionales inscritas en un
valle fluvial colgado sobre la Hoz del Rudrón (Fig. 10.9A). Se trata de un edificio escalonado, cuyo
desarrollo, 2,3 km, y magnitud define a este conjunto como un tipo mixto de transición entre los
edificios de cascada asociados a las laderas y los edificios de retención parcial de fondo de valle. Descrito someramente (González Pellejero, 1986) como un sistema de terrazas escalonado, asociado a
diferentes fuentes, una revisión posterior (González Amuchastegui y Serrano, 2005 y 2013) relaciona
las formas tobáceas con tres episodios de construcción carbonatada. El estudio morfoestratigráfico
125
LAS TOBAS EN ESPAÑA
de este conjunto ha permitido diferenciar niveles biogénicos con facies de musgos, oncolitos, facies
de tallos, alternantes con calcarenitas y distintas facies detrı́ticas (Fig. 10.9B).
Figura 10.7: Perfiles litoestratigráficos del edificio medio (barrera 2) de Sedano-Los Lagos
El edificio superior conforma un nivel colgado 55 m sobre el Rudrón que concluye en una gran
formación de cascada de 20 m de espesor; reposa sobre un depósito de terraza fluvial asociado a la
paleodinámica del rı́o Rudrón sobre el que queda colgado a 43 m (Figs. 10.10 y 10.11). En el frente
se aprecian con nitidez facies de tallos y estromatolı́ticas asociadas al salto de la cascada, mientras
que hacia el interior, erosionado en su mayor parte y conservado sólo en sus márgenes, dominan los
niveles de relleno calcarenı́tico, con facies de corriente intercaladas. El edificio medio es el que más
desarrollo superficial presenta; está compuesto por un conjunto de niveles escalonados que enlazan
el techo del edificio con el fondo del valle, mediante una secuencia de cascadas tobáceas y rellanos
calcarenı́ticos. El edificio más joven conforma un complejo activo, inscrito en el edificio medio, y
en el que las aguas procedentes de las surgencias generan una sucesión de cascadas y remansos con
plena funcionalidad.
1.2.1.3. RUDRÓN-VALDELATEJA
La confluencia del rı́o Rudrón con el Ebro, se resuelve mediante una serie de edificios tobáceos
articulados por un sistema de cascadas y rellanos que concluyen en el rı́o principal. Se diferencian
tres niveles: el superior que queda colgado 20 m sobre el cauce actual; el segundo a 10 m, también
inactivo, y el tercer edificio enlaza mediante un desnivel menor con las aguas del Ebro. En total
el complejo tobáceo ocupa una extensión que supera los 2 km a lo largo del fondo del valle, alcanzando una anchura máxima de 130 m, y superando un desnivel de 120 m. Este desnivel, asimilado
a una pendiente media de 1,1 (5,5 %), implica que el valle del Rudrón quedó colgado respecto
al del Ebro, propiciando la existencia de rápidos y la precipitación de carbonatos que pudieron
estar relacionados con la existencia de un gran deslizamiento de ladera (González Pellejero, 1986),
consecuencia del cual, la circulación en el cauce pudo quedar parcialmente retenida, todo lo cual
°
126
10. LAS TOBAS DE LA CUENCA ALTA DEL EBRO
generó las condiciones necesarias para el inicio de los procesos de precipitación tobácea sobre las
margas grises del Turonense inferior.
Figura 10.8: Perfil litoestratigráfico del edificio tobáceo medio (barrera 2) de Sedano-Los Lagos. Pft, Phytoherm
tufa. Dm, diamicton masivo. Ds, Derrubios estratificados.
1.2.2.
EDIFICIOS CALCARENÍTICOS
Constituyen rellenos detrı́ticos localizados en los fondos de los valles y originados por la destrucción parcial de los edificios tobáceos situados aguas arriba. El análisis estratigráfico de estas
formaciones muestra un medio con sedimentación tobácea discontinua e irregular, en la que alternan
perı́odos de sedimentación de limos y restos tobáceos detrı́ticos con facies asociadas a aguas tranquilas, episodios biogénicos y facies de encharcamiento con presencia de materia orgánica. Destaca
la terraza tobácea de Sedano (Fig. 10.6A y 10.12) que ocupa el fondo del valle a lo largo de 2 km,
con una anchura de 230 m, y en la actualidad está incidida por el rı́o. Presenta incisiones de los
valles laterales y sobre su superficie reposan conos de deyección que retocan su morfologı́a aplanada.
En las proximidades de Sedano, la terraza presenta dos niveles separados por una pequeña cascada
tobácea.
127
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Figura 10.9:
Tubilla
del
Agua. A, Esquema geomorfológico.
B,
Perfil
geomorfológico.
Figura 10.10: Panorámicas del complejo tobáceo de Tubilla del Agua e interpretación de su estructura en la
porción norte (A) y sur (B). Tb1, Edificio superior, Pleistoceno. Tb2, Edificio medio, Holoceno.
128
10. LAS TOBAS DE LA CUENCA ALTA DEL EBRO
Figura 10.11:
Perfil
idealizado y columnas
litoestratigráficas del
edificio tobáceo superior. Pft, Phytoherm
tufa. Cot, Cyanolith
oncoidal tufa. Ict,
intraclast tufa. Dm,
diamicton masivo. Gs,
Gravas estratificadas.
F, finos.
Figura 10.12: Corte y perfil litoestratigráfico de la terraza calcarenı́tica de Sedano.
129
LAS TOBAS EN ESPAÑA
1.3.
LA EDAD DE LOS EDIFICIOS TOBÁCEOS
El conjunto de tobas del Ebro medio muestra una génesis reciente (González Amuchastegui
y Serrano, 2010 y 2012). En varios casos (Tubilla y Sedano), los edificios tobáceos reposan sobre
depósitos fluviales adscritos al Cuaternario y en Sedano sobre depósitos de tipo frı́o pertenecientes
al Pleistoceno reciente. En la actualidad existen diversas dataciones en este edifico (Tabla 10.2).
Tabla 10.2: Dataciones realizadas en el Alto Ebro
Número
Complejo
Muestra
Tobáceo
Posición
Edificio
Facies1
Cronologia
14
C
a BP
2 σv cal a BP2
3
Tubilla 1
Medio
M.O.
3950±35
4290-4450
GrA-380593
Tubilla 4
Superior
M.O.
24620±120
29120-29910
GrA-3802933
Tubilla 7
Superior
M.O.
22410±100
26570-27760
-
Medio
CaCO3
2650±40
2730-2850
1570±40
1370–1540
GrA-38017
TUAG.BU.014
TUAG.P
4
OSL
U/Th
–
Inferior
CaCO3
TUB15
Tubilla
Inferior
CaCO3
5
Tubilla
Superior
CaCO3
TUB35
Tubilla
Inferior
Detrı́tico
TUB35
Tubilla
Inferior
CaCO3
4340+390
TUB45
Tubilla
Medio
CaCO3
5520+670
3
SedanoCM2
Medio
M.O.
4840±30
5580-5620
Beta-2712453
SedanoEM3
Medio
M.O.
4780±30
5470-5590
Beta-2712463
SedanoHM4
Medio At
M.O.
3950±20
4380-4440
Orbaneja
–
CaCO3
TUB2
Beta-271244
ORBA1
5
21200+170
1950+290
6488+631
4500+700
1. M.O. Materia orgánica. 2. Calibración realizada con la aplicación Intcal09.14c Uso de 2 sigma y más elevada
probabilidad de área relativa (Reimer et al., 2009). 3. González Amuchastegui et al, 2010. 4. Garcı́a Amorena et al.,
2011. 5. González Pellejero et al., 2012.
En Tubilla del Agua, las dataciones de los edificios superior y medio señalan una génesis en
épocas separadas: el edificio superior presenta una edad entre 26,5-27,7 cal ka BP y 29,1-29,9 cal ka
BP. Este edificio se generarı́a durante el Pleistoceno reciente (MIS-2), inmediatamente anterior a
los derrubios ordenados que modelan las laderas de los valles estudiados. El edificio 2 ha sido datado
en 4,2-4,4 cal ka BP (González Amuchastegui y Serrano, 2010 y 2012), y 2,7-2,8 cal ka BP (Garcı́a
Amorena et al., 2011), lo que sitúa este edificio en el Holoceno reciente (Subboreal). Una última
datación de 1,37-1,54 cal ka BP ha sido efectuada en el edificio tobáceo inferior de Tubilla del Agua
(Garcı́a Amorena et al., 2011; Carrión et al., 2012). Dataciones recientes mediante otros métodos
de datación (González Pellejero et al., 2012) sitúan también la génesis principal de las tobas de
Tubilla entre el Atlántico final y Subborreal (Tabla 10.2), confirmando esta génesis, aunque sin
diferenciar entre los distintos edificios del complejo tobáceo.
En Sedano, la terraza calcarenı́tica muestra una edad de 5,5-5,6 cal ka BP y 4,3-4,4 cal. ka BP,
coetánea del edifico medio de Tubilla (González Amuchastegui y Serrano, 2012), coincidiendo con
una fase de construcción holocena, concretamente en el final del Atlántico y del Subboreal.
2.
LOS EDIFICIOS TOBÁCEOS DEL VALLE DE TOBALINA: RÍOS PURÓN
Y MOLINAR
El valle de Tobalina se ubica en las Montañas de Burgos, espacio dominado por los relieves plegados conformes y constituidos por una sucesión de amplios sinclinales de gran radio —sinclinal de
Villarcayo, sinclinal de Valdivielso, Ranera— y apretados anticlinales generados por una tectónica
eyectiva. Los sinclinales constituyen relieves negativos concordantes, como el citado de Villarcayo
130
10. LAS TOBAS DE LA CUENCA ALTA DEL EBRO
en el que se sitúa la depresión de Tobalina. Los anticlinales conforman relieves positivos que sirven
para enmarcar la depresión —Humión, Valderejo— o para configurar estrechos promontorios como
el de La Llana o Gargalón, que con frecuencia son cortados por angostos valles labrados por los
afluentes del Ebro; tales son los casos de las cluses de Montejo, Molinar y el rı́o Purón (Fig. 10.13).
Litológicamente dominan las areniscas, margas y calizas del Cretácico superior y las areniscas, margas y conglomerados terciarios, dispuestos en bandas de dirección preferente WNW-ESE de manera
alternante, lo que ha favorecido el desarrollo de microcuestas en areniscas con pasillos ortoclinales
—son los llamados callejones—, que constituyen uno de los elementos más caracterı́sticos del valle.
En este contexto de relieves plegados conformes, destacan las formas de modelado vinculadas
genéticamente a la acción de la red fluvial y fundamentalmente al Ebro, que ha sido el principal
agente morfogenético del área (Ortega, 1974). Estas morfologı́as constituyen la respuesta a una larga
evolución ambiental cuaternaria en la que han alternado fases de acumulación y erosión, concretadas
en la presencia de dos generaciones de glacis, tres niveles de terrazas fluviales, depósitos de ladera
de carácter frı́o, un conjunto de conos de deyección y fluviotorrenciales y varias generaciones de
acumulaciones tobáceas (González Amuchastegui y Serrano, 1996 y 2005).
Figura 10.13: Porción oriental del valle de Tobalina (foto: Askoa Ibisate). Cierre periclinal del sinclinal de Villarcayo. G, Glacis. T, terrazas fluviales del Ebro y Purón.
La gran extensión de los roquedos calcáreos explica la importancia de su intensa karstificación,
la génesis de las acumulaciones tobáceas situadas a distintas alturas sobre los cauces y de edades
diferentes, y los rellenos tobáceos y calcarenı́ticos de los fondos de valle de los principales afluentes
del Ebro, entre los que destacan los rı́os Purón y Molinar (González Amuchastegui y Serrano, 1996,
2005 y 2007; González Amuchastegui et al., 2000). Estas acumulaciones presentan una tipologı́a
variada, asociada nuevamente a dos contextos geomorfológicos, el de los depósitos tobáceos de
ladera, que apenas tienen representación, y los de fondo de valle. Predominan por tanto los sistemas
tobáceos asociados a los fondos de valle, incididos en fases posteriores para formar replanos tobáceos
colgados a distintas alturas sobre los cauces actuales. Son el principal relleno sedimentario, con
espesores que superan los 25 m, siempre mayores en el valle del rı́o Purón que en el del Molinar.
Son edificios de barrera que cerraban parcialmente el valle y cuya génesis se vincula a la presencia
de pequeñas rupturas de pendiente en el perfil longitudinal del rı́o, que facilitaron los procesos
de precipitación carbonatada de origen fı́sico-quı́mico por desgasificación de las aguas, ası́ como
los procesos de precipitación asociados a la importante colonización de algas, musgos y bacterias
que se da en estos puntos aprovechando las condiciones excepcionales de oxigenación y máxima
luminosidad.
131
LAS TOBAS EN ESPAÑA
2.1.
COMPLEJO TOBACEO DEL RÍO PURÓN
El rı́o Purón nace en la sierra de Arcena, flanco meridional del anticlinal del mismo nombre
formado por calizas y margas del Cretácico superior que conforma el borde montañoso septentrional
del Valle de Tobalina. Atraviesa el flanco con un trazado zigzagueante que se adapta a la sucesión
de capas de naturaleza margosa y caliza que arman la estructura, alternando angostas gargantas
y valles amplios debido a la sucesión de pasillos margosos ortoclinales. Las estrechas gargantas se
traducen frecuentemente en pequeñas rupturas de pendiente que sirven de base para la génesis
de los edificios tobáceos de barrera. Éstos se resuelven mediante grandes cascadas tobáceas hoy
desconectadas de la circulación actual del rı́o. Se trata por tanto de depósitos tobáceos autóctonos
en cuya estratigrafı́a pueden apreciarse facies biogénicas, de musgos y tallos prioritariamente, que
alternan con otras de carácter detrı́tico, y reflejan las condiciones paleohidrodinámicas en las que
se generó el edificio. Las construcciones tobáceas de este sector llegan a alcanzar espesores que
superan los 20 m de desnivel desde sus techos hasta el fondo de valle actual (Fig. 10.14).
Figura 10.14: Edificio tobáceo del rı́o Purón en el
sector central del valle y vista del corte. Tp, Toba biogénica. Ic, Toba intraclástica. Icf, Toba intraclástica fina. S, suelo. Fs, sedimento fluviales,
finos. D, derrubios estratificados. Gms, sedimentos
fluviales, gravas masivas, estratificadas.
Aguas arriba de las barreras tobáceas vinculadas a la retención de las aguas se produjo un
importante relleno calcarenı́tico consecuencia de la destrucción de edificios tobáceos situados más
arriba. Las columnas estratigráficas han permitido reconocer junto a las facies detrı́ticas carbonatadas, unas veces formadas por finos limos carbonatados y otras por clastos tobáceos de mayor
tamaño, niveles biogénicos, ası́ como otros detrı́ticos de origen coluvionar (Fig. 10.15).
En el valle del Purón se ha detectado una única generación de construcciones tobáceas, apoyadas
en algunos de los tramos del valle sobre depósitos estratificados asociados al último episodio de
frı́o intenso Pleistoceno. Las tobas del Purón constituyen por tanto el depósito correlativo a la
intensa karstificación ocurrida en el Holoceno en este sector de la cuenca del Ebro. Actualmente
estos edificios han sufrido una fuerte incisión, aunque en el valle se constatan procesos activos de
precipitación tobácea.
132
10. LAS TOBAS DE LA CUENCA ALTA DEL EBRO
Figura 10.15: Columna litoestratigráfica y perfil del edificio tobáceo del rı́o Purón en el sector La Escalera. Tp,
Toba biogénica. Ic, Toba intraclástica. Icf, Toba intraclástica fina. Icp, Toba intraclástica, phytoherms.
2.2.
LOS EDIFICIOS TOBÁCEOS DE FRÍAS-TOBALINA
En las proximidades de la desembocadura del Molinar en el Ebro (Fig. 10.6B) se ha generado
un conjunto de acumulaciones tobáceas correspondientes a distintas fases de relleno (Ortega, 1974;
González Amuchastegui y Serrano, 1996, 2005), entre las que se han intercalado etapas de incisión;
en todas ellas han jugado un importante papel los factores ambientales combinados con los cambios
sufridos por el curso del Ebro.
Los edificios altos conforman niveles muy antiguos y morfológicamente constituyen dos replanos
situados a media ladera, próximos a la localidad de Frı́as y colgados aproximadamente 140 m sobre
el fondo de valle actual (Tf1 en Fig. 10.16). Forman las cumbres de un cerro en el que destacan dos
escarpes tobáceos de unos 10 m, hoy completamente desconectadas de la topografı́a a partir de la
que se generaron.
Figura 10.16: Vista del Valle de Tobalina en el sector de Frı́as. Tf1, Nivel superior de tobas. Tf, Toba de Frı́as. T0,
depósito fluvial sobre el que reposa la toba de Frı́as. T-II, terraza fluvial II del Ebro.G-I, nivel de glacis superior.
G-II, nivel de glacis medio.
133
LAS TOBAS EN ESPAÑA
El gran edificio tobáceo sobre el que se asienta la localidad de Frı́as corresponde a una segunda
generación. Se trata de un conjunto que supera los 20 m de potencia, ocupado por el casco histórico
de Frı́as, con una longitud máxima de 270 m, y 1,6 Has de superficie, muy karstificado e intensamente
ocupado y modificado por la actividad humana. El edificio reposa sobre un depósito fluvial colgado
sobre el Ebro +30 m, no representado en el sistema de terrazas del valle de Tobalina, que está
constituido por tres niveles situados a cota más baja (Fig. 10.17A). La génesis del edificio tobáceo
se asocia al paleocauce del rı́o Molinar apoyado sobre un depósito detrı́tico de origen fluvial y
en cuya estratigrafı́a pueden reconocerse distintas formaciones de cascada y facies de musgos y
tallos (Fig. 10.17B). El edificio presenta un conjunto de facies en cascada en la porción próxima
al nacimiento del mismo, que arman la porción elevada de la Torre Sur, y señala la desconexión
de este edificio con el fondo de valle procedente del paleoMolinar que generaba la cascada, hoy
desaparecido. Hacia la porción distal pasan a facies en cascada subverticales y subhorizontales
(Fig. 10.18).
Figura 10.17: Perfiles interpretados del valle de Tobalina (Ebro) en el sector de Frı́as (A) y del edificio tobáceo de
Frı́as (B). Tf, Toba de Frı́as. T0, depósito fluvial sobre el que reposa la toba de Frı́as. T, terrazas fluviales, T-1,
terraza superior, T-2, terraza intermedia, T-3, terraza inferior. S, sustrato.
2.3.
COMPLEJO TOBACEO DEL RÍO MOLINAR
El rı́o Molinar nace en la vertiente septentrional de los Montes Obarenes, al pie de la sierra de
Cubilla y drena el frente montañoso que cierra por el sur el Valle de Tobalina, en el que desagua tras
atravesar un conjunto de alineaciones calcáreas mesozoicas, los pliegues de San Vicente-Valdemoro,
a los que corta perpendicularmente conformando una cluse en la que se alojan las acumulaciones
tobáceas (Figura 10.6B).
El valle presenta un relleno tobáceo de una potencia visible de 8-10 m., sin que se aprecie el
contacto con el sustrato y limitado en su desarrollo por la estrecha morfologı́a del valle. El análisis
de las columnas estratigráficas permite reconstruir su génesis, vinculada a un lecho fluvial en el
que la existencia de pequeños saltos de agua constituyeron el germen de unos edificios de barrera
tipológicamente mal definidos con un predominio de las formaciones alóctonas, de destrucción de
edificios situados aguas arriba, alternando con facies de cascada y biogénicas que señalan una
dinámica hı́drica compleja de pequeños saltos de agua. El análisis estratigráfico muestra además,
la intercalación de pequeños niveles de materia orgánica, restos de carbón y niveles detrı́ticos,
representados por paleocanales de reducidas dimensiones con gravas fluviales (Fig. 10.19). De nuevo,
134
10. LAS TOBAS DE LA CUENCA ALTA DEL EBRO
Figura 10.18: Detalles de las facies
de la toba de Frı́as. A, Facies de
cascada verticales en la porción proximal. B, Karstificación y facies de
cascada verticales en la porción media. C, Facies de cascada verticales
en la porción proximal, bajo la muralla. D, facies de cascada subverticales en la porción media.
la existencia de lechos compuestos por material detrı́tico procedente de las laderas, señala que la
precipitación carbonatada no fue un proceso continuo en este valle, sino que se vio interrumpido
en distintos momentos por la llegada de material procedente de la ladera.
Figura 10.19: Columnas litoestratigráficas del edificio de Tobera (valle del Molinar). Tp, toba biogénica Ic, toba
intraclástica. Icf, toba intraclástica fina. S, suelos. F, sedimentos fluviales, finos. Ds, derrubios estratificados. 1 y
2, puntos muestreados para datación.
2.4.
LA EDAD DE LOS DEPÓSITOS
Se han definido tres etapas de sedimentación tobácea en el valle de Tobalina, las dos más
antiguas tienen una edad Pleistocena; la primera se sitúa a unos 140 m sobre el nivel de base actual
y no existen dataciones. La datación del edificio de Frı́as señala una edad de edad de 160 ka (Tabla
10.3) y se situarı́a en el MIS-5. La tercera generación es de edad Holocena (MIS-1). Si en el Purón
la edad señalada por las dataciones se extiende entre los 10 ka y los 5,6 ka, comprendiendo una
amplia porción del Holoceno, en el Molinar se originó entre 7,6 ka y 5,6 ka BP, mostrando una
sincronı́a en la génesis de las tobas durante gran parte del Holoceno centrada entre los 10 ka y los
5,2 ka BP, lo que supuso el relleno tobáceo de un gran número de afluentes del Ebro que vierten
en este sector sus aguas al rı́o principal.
135
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Tabla 9.3. Dataciones AMS y U/Th realizadas en el Valle de Tobalina (González Amuchastegui y
Serrano, 2005 y 2010)
Número
Complejo
Posición
Facies1
Cronologia
14
C
a BP
2 σv cal a BP2
Muestra
Tobáceo
Edificio
GrN25977
Purón 1
Medio
M.O.
8320±400
10320-8240
GrN25978
Purón 2
Medio
M.O.
6790±40
7700-7580
GrN25979
Purón 3
Inferior
M.O.
4700±40
5650-5250
GrN25980
Puron 4
Superior
M.O.
5770±110
6810-6330
GrN-25975
Molinar 1
Superior
M.O.
5025±35
5950-5630
2GrN-25976
Molinar 2
Medio
M.O.
6715±40
7680-7480
Cerak 7385
Frı́as
Medio
Strom.
U/Th
163300(+11,1/-9,9)
1. M.O. Materia orgánica. 2. Calibración realizada con la aplicación Intcal09.14c Uso de 2 sigma y más elevada
probabilidad de área relativa (Reimer et al., 2009).
3.
OTROS DEPÓSITOS TOBÁCEOS DE LA CUENCA ALTA Y MEDIA
DEL EBRO
Además de las dos zonas que han sido más exhaustivamente analizadas, son numerosos los
edificios tobáceos que se asocian a distintos afluentes de la margen izquierda del Ebro y entre los
que destacan los siguientes (Fig. 10.1, Tabla 10.1).
Rı́o Bayas. En este valle, asociados a distintos manantiales y pequeños arroyos afluentes, se
localizan diversos edificios tobáceos de ladera cuyo tamaño es variado; entre los que destacan
el depósito de Tortura en la surgencia de la Iba y el edificio de Rudopio en las proximidades
del pueblo de Pobes.
Rı́o Ayuda. Entre las localidades de Okina y Saseta, el rı́o Ayuda atraviesa de N a S los
Montes de Vitoria y presenta a ambos lados de su recorrido y asociado a las surgencias que
afloran en sus laderas distintos edificios tobáceos de cascada de considerable magnitud.
Rı́o Inglares. Ofrece un relleno tobáceo de fondo de valle asociado genéticamente a varias fases.
Se trata de dos conjuntos cuya tipologı́a se integra en los edificios de retención asociados al
drenaje de las sierras calizas de Txulato, Moraza y Toloño:
a El edificio más antiguo se sitúa en las proximidades del pueblo de Ocio, estando
completamente desvinculado de la dinámica actual del rı́o.
b El edificio de fondo de valle actual. Constituido por un dispositivo de barrera que
cierra el valle coincidiendo con una falla que, a su vez, ha provocado un desnivel
a partir del cual se ha producido la precipitación y génesis del edificio. Presenta
además aguas arriba un importante relleno calcarenı́tico que se extiende hasta las
proximidades de Payueta, donde se desdobla en dos edificios.
Estos conjuntos fueron estudiados por Llanos, Quinif y Ábalos (1998), que tras describirlos les
atribuyeron una edad finipleistocena-holocena, asociados al cambio en las condiciones ambientales
que se produjeron al inicio del Holoceno.
Cuenca de Miranda. Aparecen dos edificios, uno próximo a la localidad de Salinillas de Buradón que ha sido desmantelado y el otro junto al monasterio de Herrera.
Cuenca del Ega. El rı́o Ega y sus afluentes drenan un conjunto de unidades kársticas como
los Montes de Iturrieta, Montes de Vitoria, Urbasa y Andı́a que justifican la profusión de
136
10. LAS TOBAS DE LA CUENCA ALTA DEL EBRO
edificios tobáceos que salpican la cuenca. Entre ellos destacan el rı́o Izki, que presenta varios
depósitos de fondo de valle hoy desconectados de la dinámica actual del rı́o, el rı́o Berrón con
importantes edificios de ladera colgados sobre su cauce, como el conocido como la Bragueta
de Judas; el rı́o Sabando, con un importante relleno de fondo de valle hoy incidido unos 5 m
por el rı́o con depósitos localizados en el cauce aprovechando pequeños resaltes estructurales
como del Molino de Oteo, el conocido Aguaqué, o el propio rı́o Ega entre las localidades de
Angostina y Marañón, o en Santa Cruz de Campezo.
El rı́o Urederra nace de una surgencia situada en la sierra de Urbasa en el contacto entre
las calizas y las margas en el Nacedero del Urederra. Constituye un valle en fondo de saco
que ha originado un complejo tobáceo de grandes dimensiones en el que pueden diferenciarse
dos generaciones carbonatadas. El edificio más importante se asocia a la surgencia, con una
generación antigua desconectada de la dinámica actual y que presenta facies de cascada,
biogénicas ası́ como estromatolı́ticas; sobre este edificio antiguo aparece otro más moderno
vinculado a la dinámica actual. A lo largo de su cauce, el rio Urederra ha conformado un
importante sistema de edificios tobáceos de retención parcial con destacados saltos de agua
y cascada que cierran parcialmente el cauce y que han dejado edificios calcarenı́ticos aguas
arriba de las cascadas.
4.
EVOLUCIÓN GEOMORFOLÓGICA
La organización morfológica del alto valle del Ebro es el resultado de la sucesión de fases de
acumulación e incisión que han generado formas fluviales y de ladera condicionadas en su desarrollo
por los elementos morfoestructurales. El significado ambiental de los distintos depósitos de ladera,
fluviales y las acumulaciones tobáceas cuaternarias, su posición morfoestratigráfica y su datación,
permiten establecer una hipótesis evolutiva para el Alto Valle del Ebro, en la que se han definido
distintas fases:
Fase de formación de las tobas más antiguas. Se asocian a este momento los edificios tobáceos
próximos a la localidad burgalesa de Frı́as a 140 m sobre el nivel de base actual y se atribuyen
al Pleistoceno, anterior a MIS-5.
Fase de incisión y desarticulación de los edificios tobáceos y los valles antiguos afluentes al
Ebro.
Fase de construcción del edificio tobáceo de Frı́as: La topografı́a con la que enlazaba ha sido
desmantelada, quedando como un edifico exento. Las dataciones realizadas en este edificio,
166 ka, lo asocian a una etapa interglaciar, probablemente a los inicios del MIS-5.
Fase de incisión, destrucción de los edificios tobáceos y desmantelamiento de los antiguos
relieves como consecuencia de un cambio en las condiciones ambientales o posible incisión
fluvial, periodo templado y relativamente húmero respecto al periodo frı́o posterior.
Fase de formación de las tobas más altas de Tubilla del Agua, Sedano-Los Lagos y RudrónValdelateja. Cronológicamente serı́an anteriores al último máximo frı́o (LGM), con un periodo
de formación que concluirı́a en el MIS-2, antes del último álgido, por lo que se asocian a
un periodo templado situado entre dos fases frı́as. Dadas las condiciones de avance glaciar
registradas en la Cordillera Cantábrica en torno a 40 ka BP (Jalut et al., 2010, Moreno et al.,
2010, Serrano et al., 2012 y 2013), estos edificios podrı́an haberse construido entre esta fase
y el LGM.
Paralización de los procesos de precipitación tobácea y desarticulación de los edificios tobáceos
que quedan colgados respecto al talweg como respuesta al abrupto cambio ambiental que se
produce en el Pleistoceno reciente final (LGM) y que coincide con la formación de importantes
depósitos estratificados de tipo periglaciar dominantes en el MIS-2.
137
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Fase de relleno tobáceo de los principales valles de la cuenca alta del Ebro como respuesta
al intenso cambio de las condiciones ambientales dominantes que se produce con el inicio
del Holoceno. Estas formaciones tobáceas reposan sobre los depósitos frı́os del Cuaternario
reciente, contemporáneos del LGM. Se generarán, pues en un periodo Fini-Pleistoceno u
Holoceno inicial. Los bloques y coluviones insertos en las tobas de los valles del Alto Ebro
denotan condiciones templadas en las laderas, sin facies de ordenación ni gelifluxión, señalando
la conclusión de las condiciones frı́as, ası́ como el carácter discontinuo de la precipitación
carbonatada a lo largo de este periodo. El inicio de la sedimentación tobácea se sitúa al
comienzo del Holoceno, en el momento del calentamiento postglaciar del Preboreal, tal y como
ha sido testimoniado en los depósitos del rı́o Purón. Los resultados del análisis estratigráfico y
de las dataciones, señalan el Holoceno como un periodo de intensa sedimentación tobácea: en
el rı́o Purón se alcanzan en algunos puntos los 25 m de relleno, con ritmos de sedimentación
que varı́an a lo largo del Holoceno según van cambiando las condiciones ambientales y locales.
El ritmo de sedimentación se acelera entre el Boreal y la mitad del periodo Atlántico en respuesta a la mejorı́a de las condiciones ambientales y la recuperación del bosque caducifolio tras
la deforestación sufrida en el Boreal (Muñoz Sobrino et al., 1996); este proceso de construcción
tobácea es constatable en los valles de los rı́os Purón y Molinar, mientras que alcanza su máxima
intensidad en el Atlántico Final y Subboreal en el área de Tubilla del Agua y Sedano. El Subboreal
se muestra como un periodo especialmente propicio para la construcción tobácea tal y como queda
reflejado en los edificios intermedios de Tubilla, Moradillo, Molinar y Orbaneja (González Amuchastegui et al., 2000; González Amuchastegui y Serrano, 2007, 2010 y 2012; González Pellejero et
al., 2012).
En este sentido llama la atención el hecho de que el perı́odo Subboreal sea tan activo desde
el punto de vista de la precipitación de carbonatos pues en el mundo mediterráneo se produce
una ralentización de los procesos de crecimiento tobáceo, como consecuencia de un empeoramiento
climático y la expansión de las prácticas agrı́colas (Vaudour, 1994; Goudie et al., 1993). Este hecho
puede estar en relación con la combinación de una expansión más tardı́a de la agricultura que en
los ambientes mediterráneos y unas condiciones climáticas de influencia atlántica en la zona de
estudio, que permiten la continuidad de la sedimentación tobácea. Su momento álgido se produce
en el Atlántico y la transición al Subboreal, coincidiendo el final de la construcción tobácea con el
máximo periodo de construcción de megalitos, en el Atlántico final. Sin embargo, entre el Boreal y
el Subboreal, no se produjo un periodo de sedimentación continua, tal y como queda reflejado en
la presencia de facies detrı́ticas de origen coluvionar y fluvial (Figs. 10.5 y 10.7). Estos niveles se
intercalan en los edificios tobáceos y señalan cambios en la dinámica natural plasmados en sucesivas
fases erosivas y de acumulación del material citado.
A partir del Subboreal, se inicia una fase de incisión de los edificios y el encajamiento de la
red fluvial en un proceso extensible al conjunto de los rı́os de la cuenca alta del Ebro. Los
edificios son parcialmente destruidos con posterioridad al 3.000 BP. Las causas de esta incisión parecen estar relacionadas con la intensa ocupación antrópica del territorio, inicialmente
incipiente y, poco a poco, cada vez más intensa. Como consecuencia de ello se produjo la
desarticulación de los principales sistemas tobáceos del Alto Ebro, al igual que ocurrió en numerosos parajes del mundo mediterráneo (Vaudour, 1986, 1994; Goudie et al., 1993; Weisrock,
1986). El Subboreal coincide con el desarrollo del megalitismo (Delibes et al., 1993; Utrillas
y Rodanés, 1997; Moreno, 2001), fenómeno que conlleva una organización social compleja y
una intensa intervención sobre el medio. Las dataciónes por C14 de estos autores señalan un
periodo de construcción de los megalitos al final del Atlántico (entre 5,5 y 6,6 ka una vez calibrados mediante Intcal09), periodo que supondrı́a la máxima ocupación en este periodo. La
incisión y desmantelamiento del conjunto de las formaciones tobáceas se intensifica durante el
Eneolı́tico-Bronce y Hierro, proceso generalizable también a numerosos valles peninsulares y
del mundo mediterráneo (González Martı́n y Rubio, 2000; Guendon et al., 2003). La incisión
138
10. LAS TOBAS DE LA CUENCA ALTA DEL EBRO
de las terrazas calcarenı́ticas y los conos de deyección que reposan sobre éstas, señala una
degradación de las laderas con rápidos transportes de sedimentos en las cuencas pequeñas, y
un incremento de la capacidad de incisión en las mayores. Dado que estos procesos serán posteriores a 3.900 años y no existen crisis climáticas pronunciadas en este periodo (Subatlántico
y Atlántico), pero sı́ un poblamiento intenso (Edad del Bronce y Edad del Hierro), la hipótesis
para la destrucción de las tobas es la intervención humana sobre el territorio y los consiguientes cambios en los procesos geomorfológicos de ladera y de fondo de valle. Por todo ello puede
definirse la evolución holocena en esta zona como una secuencia climato-antrópica, tal y como
fue establecido para otros ámbitos del mundo mediterráneo (Vaudour, 1994).
Por último señalar que la presencia constatada en numerosos valles del Alto Ebro (Tubilla,
Moradillo, Valdelateja, Orbaneja, Tobazo, Purón, Molinar, Sabando, Ayuda, Inglares, Urederra)
de una activa funcionalidad de los procesos de precipitación tobácea en la actualidad, y por tanto
de la existencia de unas adecuadas condiciones ambientales para su génesis apoya la hipótesis de
la importancia que la ocupación humana ha tenido en la desarticulación de los edificios tobáceos.
139
11. LAS TOBAS EN CATALUNYA
Ramon Julià1 y Jordi Montaner2
1 Institut de Ciències de la Terra Jaume Almera. CSIC. Barcelona. rjulia@ictja.csic.es
2 Geoservei SL. Girona. j.montaner@geoservei.com
INTRODUCCIÓN
Los depósitos de tobas calcáreas, comúnmente conocidos como toscas, “tur”,“turo” o travertinos, ocupan en Catalunya una extensión aproximada de 100 km2 y en su mayor parte se hallan
relacionados con la descarga hı́drica de sistemas cársticos.
Figura 11.1: Localización de los principales depósitos de tobas.
Las caracterı́sticas morfológicas y estructurales de la zona de descarga determinan en gran medida la tipologı́a de los depósitos tobáceos. Por ejemplo, las aguas que fluyen del acuı́fero colgado
de Carme-Capellades, en la sierra Prelitoral Catalana, han ido formando tobas sobre las distintas
comunidades vegetales que crecen en la zona fótica de los distintos saltos de agua. Como resultado
de este proceso de progradación de las tobas hacia el curso fluvial, se ha formado una compleja secuencia en la que se intercalan fitohermos, niveles de caı́da de bloques, niveles detrı́ticos oncolı́ticos,
niveles laminados algales y, ocasionalmente, niveles terrı́genos.
Un segundo tipo de tobas que recubren grandes extensiones lo constituye los manantiales limnocrénicos que llegan a formar en Catalunya potentes depósitos de carbonato cálcico de casi 100 m
141
LAS TOBAS EN ESPAÑA
de espesor como en Banyoles. El emplazamiento de este tipo de manantiales también está condicionado por las caracterı́sticas estructurales y no es extraño encontrar estas surgencias artesianas en
relación con fallas inversas en frentes montañosos, como ocurre en el sistema limnocrénico del lago
de Basturs - entre el Boixols-Sant Corneli y Montsec (Linares et al., 2010) o en Banyoles, entre
la falla inversa del rı́o Fluvià y la prolongación de la falla de Albanyà (Sanz, 1985)-. La presencia
de extensos depósitos de tobas, como en Banyoles o Basturs, requiere que, además de un contexto
estructural favorable, exista un mecanismo geoquı́mico potenciador del proceso cárstico ya sea a
través de un aumento en la acidez del agua (por ejemplo, la formación de ácido sulfúrico a partir
de la oxidación de las piritas), ya sea por reacción de yeso y dolomita en el denominado proceso de
dedolomitización o calcitización (Bischoff et al., 1994).
Las tobas depositadas a partir de pequeñas surgencias (Fig. 11.2) o en desniveles morfológicos
(Fig. 11.3a) ocupan una menor superficie, del orden de unos pocos centenares de metros cuadrados
o aun menos. Estas tobas suelen formar un abanico tobáceo a pocos metros de la surgencia o salto,
después de liberar su exceso en CO2 , seguido, aguas abajo, por un conjunto de presas formadas
por la deposición de calcita sobre las distintas comunidades o restos vegetales e, incluso, sobre
elementos detrı́ticos (oncolitos). En estos edificios tobáceos es posible diferenciar una parte fótica
activa y otra afótica con procesos de carstificación y formación de espeleotemas. Los cauces fluviales
relacionados con depósitos tobáceos muestran un canal tapizado por láminas de calcita jalonado
por diques semicirculares construidos sobre restos de vegetación, principalmente troncos de árboles.
Estos diques juegan un doble papel en la formación de tobas, por una parte incorporan todo el
material flotante de la lámina de agua, contribuyendo ası́ a su progresiva agradación, y por otra
retienen el material detrı́tico transportado por la corriente fluvial que suele incorporarse a los
depósitos tobáceos muy frecuentemente como oncolitos (Fig. 11.3b y 11.3c.
Figura 11.2: Formación de tobas en surgencias y cascadas. a: Collegats, b: Salt del Brull, Sant Aniol de Finestres
y c: Molı́ del Mir.
En esta revisión de las tobas calcáreas catalanas se ha intentado presentar las principales acumulaciones de cada uno de los tipos descritos, siguiendo un esquema de presentación sencillo y con
pocos detalles analı́ticos, ya que estos pueden ser consultados a partir de las referencias bibliográficas. Se ha intentado dar una visión amplia de los tres principales sistemas de formación de tobas
en detrimento de las tobas de escasa extensión.
142
11. LAS TOBAS EN CATALUNYA
Figura 11.3: a: Tobas de cascada en construcción y en degradación en Sant Miquel del Fai. b: Tobas laminadas
formando diques sobre un tronco y c: esquema de la acumulación fluvial de calcarenitas con oncolitos regularizando
el perfil del canal (Rellinars).
1.
LAS TOBAS DE LA CUENCA LACUSTRE DE BANYOLES-BESALÚ
La mayor extensión de depósitos tobáceos de Catalunya se encuentra en la denominada cuenca
lacustre de Banyoles-Besalú que, de forma casi continua, ocupa una zona de casi 30 km2 (Julià,
1980). En esta cuenca se han reconocido una gran diversidad de ambientes relacionados con la
génesis de las tobas, fruto de la diversidad de mecanismos de descarga del acuı́fero cárstico que ha
originado esta cuenca. Además, las tobas se han originado durante un periodo de varios millones
de años, mientras ocurrı́an drásticos cambios ambientales, como indica la actividad volcánica de la
vecina región de la Garrotxa. El proceso cárstico sigue activo en la actualidad y produce recurrentes
colapsos tanto en la zona lacustre de Banyoles como en las proximidades de Besalú y Sant Miquel
de Campmajor.
El acuı́fero cárstico de la cubeta lacustre de Banyoles se desarrolla en las estribaciones orientales
de los relieves prepirenaicos, formados aquı́ por varias unidades cabalgantes de materiales paleógenos (Fig. 11.4), donde dominan los yesos y las calizas. El conjunto de estas estructuras geológicas
y la composición geoquı́mica de las rocas determinan la dinámica hidrogeológica de este acuı́fero
(Vidal, 1908; Vidal Pardal, 1960; Sanz, 1985; Bischoff et al., 1994) y las caracterı́sticas de las tobas.
1.1.
ANTECEDENTES
Las propiedades de las tobas como material de construcción son bien conocidas desde época
muy antigua, como mı́nimo desde época romana, ya que son frecuentes los elementos de esta roca
en la construcción de muros en el yacimiento ibero-romano de Vilauba.
A partir de la baja Edad Media, el empleo de tobas en la construcción fue muy frecuente tanto
en muros como en los elementos decorativos. Su baja densidad (material ligero), la facilidad de corte
y su resistencia una vez secos, hicieron de las tobas un material muy común en la vida de los vecinos
143
LAS TOBAS EN ESPAÑA
de la comarca del Pla de l’Estany, principalmente en los municipios de Porqueres, Banyoles, Mata,
Serinyà i Cornellà de Terri, donde son frecuentes tanto la presencia de canteras de tobas como de
construcciones singulares con bloques de esta roca (Figs. 11.5 y 11.6).
Figura 11.4: Distribución de los principales depósitos tobáceos de la cubeta de Banyoles-Besalú.
144
11. LAS TOBAS EN CATALUNYA
Figura 11.5: a: Iglesia románica de Porqueres, siglo XII, construida con bloques de toba y b: detalle de la pila
bautismal realizada en un bloque de toba.
Figura 11.6: Detalle de la toba comercializada como “piedra de Banyoles”. La moneda depositada encima del
bloque tiene un diámetro de 2 cm.
Los primeros trabajos cientı́ficos que hacen referencia a los depósitos de las tobas de Banyoles
aparecen a partir de la segunda mitad del siglo XIX en relación con la actividad investigadora local,
muy vinculada al movimiento cultural de La Renaxença. Ası́, Pere Alsius, farmacéutico de Banyoles
y descubridor de la mandı́bula de Banyoles en 1887, publicó a partir de 1878 varias notas en la
“Revista de Gerona” y “La Renaixensa”. A finales del siglo XIX, la Sociedad Geológica de Francia
efectuó una excursión desde Girona a Sant Joan de les Abadesses bajo la dirección del ingeniero
Luı́s Mariano Vidal (1898), que habı́a publicado una extensa memoria sobre la geologı́a y la minerı́a
de la provincia de Girona. Esta excursión se publicó posteriormente en castellano (Vidal, 1903).
A partir de principios del siglo XX, la actividad cientı́fica relacionada con las tobas de Banyoles
se centra en el estudio de la mandı́bula humana (ver Julià et al., 1987 para una revisión de la
historia de su descubrimiento) o bien en el origen de las aguas del lago de Banyoles y depósitos
asociados (ver Sanz, 1985, para una revisión bibliográfica sobre esta temática).
El mayor salto cualitativo en el conocimiento del sistema limnocrénico de Banyoles tuvo lugar
a partir del desarrollo de varias tesis dirigidas por el profesor de ecologı́a Ramon Margalef, de
la Universidad de Barcelona, a partir de los años 1970 y buen conocedor de Banyoles (Margalef,
1946). En 1973 se publicó la primera tesis que marca un nuevo hito en el conocimiento (Planas,
1973 sobre el fitoplancton); le siguen las tesis de Miracle (1976) sobre el zooplancton, Abellà (1980)
sobre microbiologı́a, Rieradevall (1991) sobre el bentos, y Garcı́a Berthou (1994) sobre la fauna
piscı́cola. Al mismo tiempo, un grupo de fı́sicos de la Universidad Autónoma de Barcelona y de la
145
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Universidad de Girona centran su actividad cientı́fica en varios procesos que ocurren en el lago y
cuyas tesis se recogen en Casamitjana et al., 2009. Dentro de este impulso del último tercio del siglo
XX cabe situar las tesis de Julià (1977) sobre la geologı́a de la cuenca de Banyoles-Besalú, la de
Sanz (1985) sobre la hidrogeologı́a de la cuenca Banyoles-Garrotxa y la de Brusi (1993) sobre las
formaciones tobáceas de la depresión de Banyoles. Este último autor publica una sı́ntesis sobre las
distintas facies tobáceas relacionadas con el sistema limnocrénico (Brusi, 1996) al mismo tiempo
que se elabora una nueva cartografı́a geológica de la zona (Solá et al., 1996a y 1996b).
El debate sobre la edad de la mandı́bula de Banyoles llega hasta la actualidad con la aportación
de nuevas medidas radioisotópicas sobre el esmalte de la dentina de un molar que envejece en unos
20.000 años (Grün et al., 2006) las dataciones obtenidas anteriormente sobre la toba que recubrı́a
la mandı́bula (Julià and Bischoff, 1991). El principal problema sobre la edad de este resto humano
se centra en la estabilidad geoquı́mica del sistema deposicional. Si el sistema se considera abierto,
como establecieron Yokohama et al., 1987 y Grün et al., 2006, los resultados propuestos a partir de
modelos geoquı́micos deben utilizarse con mucha prudencia y pueden presentar grandes diferencias
en edad ya que dependen de los modelos. En el caso de que el sistema geoquı́mico sea cerrado,
los datos encontrados mediante la serie de desintegración del Uranio 238 por Grün et al., 2006 y
Julià y Bischoff, 1991 son coincidentes. Las dataciones radiocarbónicas sobre la toba que envolvı́a
la mandı́bula, efectuadas por Berger and Libby, 1966 y Yokohama et al., 1987, han dado una
edad muy reciente (17.600+/-1.000 BP) que sugiere que el sistema estuvo abierto como mı́nimo al
radiocarbono.
1.2.
LOS DEPÓSITOS TOBÁCEOS DE BANYOLES
En lı́neas generales se pueden diferenciar cuatro modelos ambientales de formación de tobas:
- Ambiente limnocrénico (Fig. 11.4, 11.1a/11.1b). Está bien representado en el actual lago de
Banyoles y su zona de descarga a través de un dique natural. La actual cubeta de Banyoles es el
resultado de la coalescencia de un gran número de dolinas, algunas de las cuales en su zona litoral,
que configuran un gran poljé (Fig. 11.7).
El lago se alimenta mayoritariamente por el fondo de estas dolinas a través de una capa de
sedimentos en suspensión. El agua contiene sulfatos (0.5 a 1g/L) y bicarbonatos (alcalinidad 3-7
meq/L) con sobresaturación en CO, que, al fluir a través de las dolinas, pierde parte del CO2 y
contribuye a la formación de biohermos algales en la zona fótica. Ası́, dentro de la zona lacustre y
a escasa profundidad, se han documentado los procesos de formación de depósitos travertı́nicos de
biohermos algales en donde se aprecia la contribución de microorganismos en la precipitación de la
calcita (Coma et al., 1988). En los sedimentos de la zona litoral del lago, además de los biohermos
algales, abundan los restos incrustados de carófitas, cuyas praderas fueron observadas a mediados
del siglo pasado y que actualmente están en proceso de recuperación después de haber desaparecido
a finales de aquella centuria.
Ası́ pues, el elemento más simple del sistema limnocrénico de Banyoles lo constituye una dolina
que se recarga por su fondo y que deposita tobas en la zona de descarga. El lago no es más que el
resultado de un proceso temporalmente muy largo de coalescencia de multitud de dolinas, algunas
de las cuales son muy recientes (a en Fig. 11.7). Esto implica que difı́cilmente existan dos dolinas con
las mismas caracterı́sticas fı́sicas y estado trófico debido al distinto grado de evolución ontogénica.
- Ambiente de abanico aluvial tobáceo de descarga del lago de Banyoles (2 en Fig. 11.4). La
descarga del lago de Banyoles (de entre 1000 a 500 L/s) se realiza en la actualidad a través de 5 acequias excavadas desde la alta Edad Media para su utilización como fuerza motriz (molinos, batanes
y fraguas). Anteriormente, el desagüe se producı́a por encima de los diques tobáceos naturales que
se extendı́an por el S y SE del lago (c en Fig.11.7). Este flujo contribuyó durante más de 100.000
años a la deposición de un extenso abanico de tobas en el llano de Mata, que se extiende suavemente
inclinado hasta las proximidades de Cornellà de Terri. Es precisamente en las tobas del llano de
Mata donde fue hallada la mandı́bula neandertal del hombre de Banyoles, en el denominado llano
146
11. LAS TOBAS EN CATALUNYA
de la Formiga (c en Fig. 11.7).
Figura 11.7: Lago limnocrénico de Banyoles: a: detalle de dos dolinas (1) rodeadas por los depósitos tobáceos (2)
formados por cianobacterias. Se muestra también la situación del yacimiento neolı́tico del Parque Arqueológico
de la Draga; b: dolina y depósitos tobáceos asociados al Pleistoceno; c: explotación de las tobas de abanico aluvial
formadas por la descarga del lago, situada cerca del hallazgo de la mandı́bula pleistocena de Banyoles; d: les
Estunes, afloramiento de tobas fluviales pleistocenas.
Los depósitos tobáceos del llano de Mata-Formiga han sido explotados como piedra ornamental
desde muy antiguo y constituyen la denominada “piedra de Banyoles”, que se caracteriza por su
alta porosidad, su ligereza, su color blanquecino y su alta resistencia (unos 1.250 Kp de carga de
rotura por compresión perpendicular al veteado y unos 2500 Kp en el sentido de las vetas). Estos
depósitos se caracterizan por presentar distintas facies, siendo las tobas con laminación (Fig. 11.8
y 11.9) y las acumulaciones detrı́ticas las facies dominantes y más apreciadas comercialmente por
su veteado. El cambio de porosidad en las láminas se atribuye al ritmo de crecimiento algal.
Los perfiles de las canteras de extracción de estas tobas muestran la existencia de cicatrices de
carstificación y formación de suelos rojos que indican importantes interrupciones en su formación,
muy probablemente relacionadas con la estabilidad de los diques naturales del lago y con cambios
en el régimen hı́drico del acuı́fero. Las edades obtenidas por el método de desequilibrio de la serie
del Uranio cubren un periodo que se extiende hasta los 130.000 años de antigüedad, aunque en el
sector del llano de la Formiga, donde se encontró la mandı́bula de Banyoles, el nivel más superficial
ha suministrado una edad próxima a los 45.000 años (Julià and Bischoff, 1991).
- Surgencias colgadas (3 en Fig. 11.4). No todas las surgencias del gran sistema cárstico que
alimenta el lago de Banyoles se localizan en la cubeta de Banyoles. Sanz (1985) aportó datos sobre
la contribución de este mismo sistema cárstico a la recarga del rı́o Fluvià, aguas abajo de Besalú
y también se conocen, desde muy antiguo, los manantiales artesianos de la Platja de Espolla que
se hallan a unos 40 metros por encima del nivel del lago actual. En esta localidad, y después
de repetidos periodos de lluvias en primavera u otoño en la zona de recarga del acuı́fero (Alta
Garrotxa), se origina un pequeño estanque de hasta 35.000 m2 y 5 m de profundidad máxima que
drena hacia el Salt de Martı́s donde forma una cascada sobre el rı́o Fluvià. El agua aflora a través
de “hervideros” y se generan columnas de agua artesiana que pueden alcanzar alturas superiores al
147
LAS TOBAS EN ESPAÑA
metro sobre el nivel del estanque. Actualmente, y dado el carácter intermitente de este fenómeno,
la Platja de Espolla corresponde a un manantial intermitente, colgado, de aguas bicarbonatadas,
donde la precipitación de calcita sobre la vegetación hidrófila es el principal mecanismo de formación
de tobas en el Salt de Martı́s (a en Fig. 11.10).
Figura 11.8: a, b y e: Depósitos de tobas en el subsuelo de Banyoles mostrando fases edáficas (s); c: facies laminadas
recubriendo un nivel muy poroso formado por juncos y d: facies laminadas algales de crecimiento subacuático.
Figura 11.9: Facies laminadas. a: Tobas con laminación milimétrica en el subsuelo de la ciudad de Banyoles
recubriendo un paleosuelo (s). b: Sección de un dique natural en el llano de Mata mostrando la laminación algal.
c: y d: Muestra de mano de las laminaciones en un canal de drenaje actual producidas por el crecimiento de
cianobacterias.
148
11. LAS TOBAS EN CATALUNYA
Figura 11.10: a: Tobas actuales de la cascada Salt de Martı́s, originadas por el desagüe de la Platja d’Espolla; b:
tobas fósiles de cascada de Els Encantats (Serinyà) colgadas sobre el rı́o Ser; c: detalle de las tobas fósiles (datadas
en 160.000 años) que forman la cueva de Mollet, en el Parc de les Coves Prehistòriques de Serinyà (Maroto et al.,
2012).
Este fenómeno ocasional y local relacionado con la presencia de manantiales colgados debió ser
más extendido y frecuente en el pasado ya que en toda la cornisa de la plataforma del Pla de Usall y
de Martı́s se observan los tı́picos depósitos tobáceos de cascada como en Els Encantats de Serinyà (b
en Fig. 11.10) sobre el rı́o Ser (es costumbre de la gente del lugar asociar las siluetas resultantes de
las tobas con rostros humanos, que denominan “encantats” en catalán, que significa “hechizados”).
Ası́, las cuevas prehistóricas de Serinyà denominadas el Reclau (c en Fig. 11.10), con los yacimientos
arqueológicos de L’Arbreda, Mollet, Cova d’en Pau y Reclau Viver, se sitúan en cavidades formadas
por el crecimiento abovedado de las tobas de cascada (Brusi et al., 2005). En el edificio tobáceo del
complejo arqueológico de Serinyà se diferencian las facies de musgos incrustados, que forman capas
decimétricas subverticales, y las facies detrı́ticas distales, constituidas por pequeños fragmentos
de vegetación incrustados y bloques desprendidos del techo de las cascadas y removilizados por
corrientes fluviales. El proceso de acreción del edificio tobáceo hace que el progresivo avance de las
facies de cascada lleguen a fosilizar los estratos calcirudı́ticos subhorizontales de gravas y arenas
oncolı́ticas. En las oquedades de las tobas es frecuente la precipitación de espeleotemas.
Las dataciones mediante el método del desequilibrio de la serie del Uranio aplicado a las facies
detrı́ticas distales y de desarrollo de la cascada del yacimiento arqueológico de Mollet (c en Figura
11.10) permiten situar el máximo desarrollo de estas tobas durante el Pleistoceno medio (Maroto
et al., 2012). Mientras que, tal como parece indicar la estratigrafı́a y cronologı́a de los yacimientos arqueológicos de Mollet y L’Albreda, parte del edificio tobáceo fue derrumbándose durante el
Pleistoceno superior (Bischoff et al., 1989).
- Ambiente fluvial (4 en Fig. 11.4). En la parte distal del glacis de Maià de Montcal, en la cubeta
norte del sistema lacustre de Banyoles-Besalú, y no muy lejos de los yacimientos paleontológicos
de Incarcal (Julià, 1977 y 1980; Galobart, 1996), existen pequeños canales de drenaje, actualmente
intermitentes y alimentados por surgencias de aguas sulfurosas (Font Pudosa del Molı́ d’en Llorenç)
y/o bicarbonatadas (Font de Bruguers), que muestran las tı́picas presas formadas por restos de
149
LAS TOBAS EN ESPAÑA
vegetación incrustada (o fitohermos). Estas presas, generalmente de forma arqueada según el flujo
de la corriente, llegan a retener pequeños embalses de hasta 1.5 m de columna de agua donde reina
el mundo del oncolito y las cianobacterias (Fig. 11.11 a).
Figura 11.11: a: Tobas fluviales actuales de la riera de Bruguers; b: tobas pleistocenas de Les Estunes (t: acumulación de troncos; h: acumulación de hojas).
El mecanismo de crecimiento de estas presas está ı́ntimamente relacionado con el entorno vegetal. Ası́, cualquier elemento que flota en el agua es arrastrado hacia la barrera, donde queda retenido
y colonizado por cianobacterias e incorporado a la presa por incrustación. En determinadas zonas
la acumulación de hojas recubiertas por calcita puede alcanzar hasta 1 m de espesor y suele ser
frecuente también la presencia de troncos incorporados a este proceso (b en Fig. 11.11). La parte
superior de estos diques naturales es irregular y se diferencian varias zonas de flujo que, a su vez,
están colonizadas por distintos grupos vegetales. Ası́, la zona de mayor flujo y permanentemente
sumergida está colonizada por cianobacterias estromatolı́ticas (con frecuencia del tipo oscilatoria)
y la zona de goteo y salpicadura por briofitas, mientras que las zonas que ocasionalmente quedan
en exposición subaérea son rápidamente colonizadas por vegetación superior (gramı́neas y arbustos). Dentro del pequeño embalse se acumula una gran cantidad de oncolitos con núcleos diversos
(gasterópodos, intraclastos de toba, cantos detrı́ticos lı́ticos, etc.).
2.
LAS TOBAS DEL SISTEMA CÁRSTICO CAPELLADES-SANT QUINTÍ
DE MEDIONA
El conocimiento de las tobas de Capellades (Fig. 11.12) ha estado ı́ntimamente relacionado con
el desarrollo de las intervenciones arqueológicas, principalmente en el entorno de la “Cinglera del
Capelló”, en el denominado “Abric Romanı́” en honor a la labor desempeñada por Amador Romanı́
(1873-1930) durante muchos años de minuciosa excavación, a principios del siglo XX (Bartrolı́ et al.,
1995). De esta primera época cabe destacar los trabajos de Font y Sagué (1905), que en su “Curs
de Geologia” desarrolló el tema de la formación de “tosca” en base a ejemplos como el Capelló,
o de Luis Mariano Vidal (1911-1912), que hizo un reconocimiento geológico de las excavaciones
de Amador Romanı́, o de Sugranyes (1928), que hace una revisión. Posteriormente, no es hasta
las proximidades del V Congreso del INQUA, celebrado en Barcelona y Madrid en el año 1957,
bajo la dirección de Francisco Hernández-Pacheco y Lluı́s Solé Sabarı́s, en que Solé Sabarı́s (1954),
geomorfólogo familiarmente vinculado a Capellades, contribuye a la estratigrafı́a de los distintos
niveles de tobas. En este mismo periodo E. Ripoll reemprende las excavaciones arqueológicas del
Capelló, que dará a conocer conjuntamente con Henry de Lumley en 1965 (Ripoll y Lumley, 19641965). A partir de esta época, las colaboraciones con equipos extranjeros son algo más frecuentes
y más interdisciplinares, lo que permitió la formación de nuevos investigadores y la introducción
de novedosos métodos. Sin embargo, no será hasta el periodo democrático, con la recuperación de
organismos de gestión autonómica, que se relance la investigación arqueológica y litoestratigráfica
150
11. LAS TOBAS EN CATALUNYA
de las tobas de Capellades. La primera tesis doctoral que incorpora los datos estratigráficos de
las tobas del acantilado del Capelló se presenta en 1988 (Mora, 1988). Las nuevas intervenciones
arqueológicas bajo la dirección de Carbonell (Carbonell et al., 1994 y 1996; Vallverdú et al., 2005)
alcanzan su máximo desarrollo en profundidad y extensión en el Abric Romanı́, y nuevos yacimientos
colindantes (Abric Agut, Abric de la Consegració, Bauma dels Pinyons,. . . ) han sido documentados
en el entorno del acantilado del Capelló, que si bien ya eran conocidos por los restos arqueológicos,
no habı́an sido estudiados en detalle.
Los trabajos arqueológicos han sido completados con aportaciones de otras disciplinas entre las
que destacan un detallado marco cronológico (Bischoff et al., 1988), sedimentológico (Giralt and
Julià, 1996) y palinológico (Burjachs and Julià, 1994, 1996).
Figura 11.12: Situación de las tobas depositadas por el acuı́fero de Capellades-Carme y esquema hidrogeológico.
2.1.
SITUACIÓN GEOLÓGICA
El rı́o Anoia corta la Cordillera Prelitoral Catalana, formando un profundo estrecho en los
materiales paleozoicos. La parte superior de la margen derecha de este tramo del rı́o Anoia está
constituida por un potente depósito de tobas, que yace sobre los esquistos paleozoicos y antiguas
terrazas fluviales. Estas tobas forman un cantil de 60 m sobre el cauce del rı́o en el que destacan
los fitohermos progradantes, que quedan colgados en el acantilado. Estas tobas son el resultado de
la descarga del acuı́fero y tienen forma de capilla, por lo que se denominan localmente “capellons”
(de “capell” que significa sombrero, Fig. 11.13).
La existencia del acantilado de Capellades se debe a la descarga del acuı́fero “Carme-Capellades”
hacia el Molı́ de la Vila de Capellades, donde el agua era utilizada como fuerza motriz para la industria papelera. El acuı́fero, situado en la sierra Prelitoral Catalana, tiene una extensión aproximada
de 160 km2 y está formado por calizas mesozoicas y paleógenas. El acuı́fero drena en varios puntos
donde se depositan potentes tobas, como en Les Deus (que significa fuente en catalán) de Sant
Quintı́ de Mediona, donde contribuye al curso del rı́o Riudavitlles o en la riera de Carme y alimentando la balsa del molino de Capellades, como ya se ha indicado. Actualmente, el agua de la
surgencia de Capellades se utiliza para llenar una piscina cuyo rebosadero constituye un modelo de
formación de tobas al estar recubierto por cianobacterias donde el flujo de la corriente es máximo,
por briofitas y/o hepáticas en la zona permanentemente salpicada, o por juncáceas y gramı́neas en
aquellas zonas que han quedado secas (Fig. 11.14).
151
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Figura 11.13: a: Vista general del acantilado de Capellades; b: detalle del solapamiento de distintas generaciones
de depósitos tobáceos de cascada o capellons; c: toba formada por la incrustación de briofitas, que constituye el
principal fitohermo; d: detalle de las facies algales laminadas, mostrando micro-ondulaciones producidas por el
flujo de agua.
Figura 11.14: Formación actual de tobas en el rebosadero de la piscina municipal de Capellades que constituye el
modelo genético de casi todas las facies que aparecen en el subsuelo del Abric Romanı́.
152
11. LAS TOBAS EN CATALUNYA
2.2.
TIPOLOGÍA DE LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS (FIG. 11.15)
Figura 11.15: Principales facies constructivas de la tobas de Capellades. a: tallos recubiertos por calcita que forma
micro-ondulaciones. b: acumulación de carbonato sobre fragmentos vegetales y diagénesis temprana. c: moldes de
hoja y troncos. d: precipitación de calcita sobre los pequeños filidios de briófitas. Escala 2 cm.
3.
LAS TOBAS DEL SISTEMA CÁRSTICO DEL MONT DE CONQUES,
DEPRESIÓN DE TREMP
La extensa masa de tobas de casi 10 km2 que forman el Mont de Conques, en la depresión de
Tremp (Fig. 11.16), ası́ como la existencia de pequeñas lagunas circulares han atraı́do la atención de
diversos investigadores del campo de la geologı́a, hidrogeologı́a y ecologı́a. Ası́, Bataller et al. (1953),
en la Memoria explicativa de la Hoja n 290.-Isona del Mapa Geológico de España, citan dos niveles
de tobas sobre el Garumniense que constituyen el Mont de Conques. Asignan a estos depósitos una
edad cuaternaria, con una extensión de unos 4 km2 y un espesor superior a 40 m. Interpretan estas
tobas como materiales depositados por surgencias artesianas relacionadas con fallas y los comparan
a las tobas de Capellades-Carme, aunque ambos depósitos los consideran relacionados a fuentes
termales. En cuanto al origen de las aguas que formaron las tobas, opinan que sólo es posible que
ésta proceda del norte, de la sierra de Sant Corneli, o del este dado el carácter impermeable del
Garumniense aflorante en las otras direcciones, e interpretan los dos pequeños estanques circulares
de Basturs como surgencias activas del sistema cárstico.
º
153
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Figura 11.16: Esquema geológico y situación de las tobas depositadas por el acuı́fero artesiano de las areniscas de
Areny, en la depresión de Tremp.
154
11. LAS TOBAS EN CATALUNYA
Un impulso importante en el conocimiento geológico regional de este sector llega con las publicaciones de Rosell (1967 y 1996), que van a permitir sentar las bases a la interpretación hidrogeológica
de este sector. En la década 1980-1990 se registra una gran preocupación por solventar los problemas de abastecimiento de las poblaciones de esta zona y la información adquirida en la construcción
de pozos ha permitido un mejor conocimiento en la interpretación de estas tobas, aunque la mayor
parte de estos estudios sean documentos inéditos de distintos organismos de la administración. A
modo de resumen del conocimiento hidrogeológico adquirido en esta etapa puede consultarse el
trabajo de Pascual (1991). Este autor, al describir el acuı́fero de las areniscas maastrichtienses de
Areny, en la depresión de Tremp, muestra que los niveles piezométricos de los pozos realizados en
las proximidades de las tobas están por encima de la superficie topográfica, por lo que interpreta
los distintos cráteres de la zona de los estanques de Basturs como antiguas zonas de descarga de
este acuı́fero.
Finalmente cabe destacar el trabajo publicado por Linares et al. (2010) sobre el origen y la
evolución de las tobas del Mont de Conques. Estos autores indican que las surgencias se localizan
en la parte cimera del anticlinal que constituye el acuı́fero artesiano de las areniscas de Areny,
donde el espesor de los sedimentos confinantes es menor y con presencia de fallas extensivas. El
agua ascendente por estas fallas perderı́a el exceso de CO2 y precipitarı́a carbonato en la zona litoral
de la surgencia originando presas circulares, mientras que los cursos que drenan estas surgencias
también contribuyeron a la formación de una gran variedad de tobas. Las edades obtenidas en las
tobas del complejo superior dieron valores superiores al lı́mite del método del U/Th (>350 ka) y
la inferior entre >350 ka y 214 ka.
3.1.
SITUACIÓN GEOLÓGICA
La depresión de Tremp es una cuenca intramontana de dirección E-O (Figura 11.16) que se
desarrolla entre los relieves de Sant Corneli al norte y los del Montsec al sur, como resultado del
encajamiento de la red de drenaje del rı́o Noguera Pallaresa, que corta de N a S estas estructuras.
En esta depresión predominan los materiales margosos del Garumniense, que cubren las areniscas
de Areny, principal acuı́fero de zona. La estructura regional corresponde a un sinclinal que se
extiende entre el frente de cabalgamiento de los relieves de Sant Corneli y el flanco N de la unidad
cabalgante del Montsec. Como unidad plegada menor, dentro de este sinclinal, se desarrolla hacia
el este el anticlinal de Isona, responsable de que las areniscas permeables de Areny se sitúen cerca
de la superficie topográfica en Mont de Conques.
3.2.
TIPOLOGÍA DE LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS
Los depósitos tobáceos de Mont de Conques forman dos plataformas. La superior muestra un
conjunto de depresiones circulares localmente denominadas “cassoles” que significa cazuelas (Fig.
11.17), que corresponden a la deposición de tobas en la zona litoral de antiguas dolinas. Las aguas
surgentes de estas dolinas depositaron las tobas de esta plataforma.
Las dos surgencias cársticas de Basturs, situadas en la plataforma tobácea inferior (Fig. 11.17),
tienen unas caracterı́sticas muy similares a las dolinas que alimentan el lago de Banyoles, y los
depósitos carbonatados que acumulan tienen muchos elementos comunes. En la zona litoral limnocrénica se depositan fangos y arenas bioclásticas (Fig. 11.17). Los canales que drenan estas
surgencias están tapizados por tobas laminadas y muestran frecuentes presas de toba. Algunos de
estos canales son de origen antrópico, destinados a irrigación, y presentan la caracterı́stica morfologı́a agradante en M descrita en los snake canals (Winborough et al., 1996; Dı́az Hernández et al.,
2002; Akdim et al., 2011). El drenaje de estas surgencias ha dado lugar a extensos y progradantes edificios tobáceos con micro-terrazas (Fig. 11.18 a y b). Estos conjuntos muestran las mismas
fábricas que las descritas en Capellades y Banyoles.
155
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Figura 11.17: Principales dolinas fósiles del Mont de Conques b y c:, situadas en la plataforma superior, y
localización de la descarga del acuı́fero artesiano a través de los dos estanques de Basturs a:, situados la plataforma
inferior.
Figura 11.18: a: Edificio tobáceo progradante del Mont de Conques formado por tobas laminadas que muestran
micro-terrazas (b)
4.
INTERÉS Y ESTADO DE CONSERVACIÓN DE LAS TOBAS EN CATALUNYA
En Catalunya las tobas han sido y son objeto de explotación en canteras como material ornamental de construcción. Además, estos depósitos tuvieron un papel importante en la economı́a
local, ya que se utilizó, hasta tiempos modernos, el desnivel creado por el edificio tobáceo como
fuente de energı́a hidráulica. Ası́, molinos harineros y batanes se instalaron en los fondos de valle,
al pie de las tobas, para colocar las ruedas hidráulicas. La formación de tobas en estas nuevas
condiciones deberı́an considerarse antropogénicas.
Algunas tobas han protagonizado, desde el siglo XIX, un interés especial tanto en el aspecto
mı́stico como cultural o artı́stico. La población ha peregrinado a cascadas tobáceas (como en Sant
Miquel del Fai, Fig. 11.3a), ha reconocido en las tobas personajes hechizados, los parajes llamados
“encantats” (Fig. 11.10b), y se supone que el ingeniero Gaudi se inspiró en las tobas de Collegats
156
11. LAS TOBAS EN CATALUNYA
(Fig. 11.2a) para construir sus cúpulas asimétricas; incluso existe una ermita denominada “Mare
de Deu de la Tosca”.
El estado de conservación de los edificios tobáceos es muy precario; la casi totalidad de surgencias registran una merma de su caudal y, además, la casi totalidad de los pequeños arroyos que
construı́an presas de toba y acumulaban en su cauce oncolitos, están secos o, aún peor, con sus
aguas contaminadas. Ciertos edificios muestran varias fases de degradación, algunas de ellas por
causas naturales y otras de origen antrópico. Un buen ejemplo de la evolución ontogénica de las
tobas catalanas puede observarse en las distintas transformaciones del hoy en dı́a llamado “parque
de ocio, agua y natura” de Les Deus de Sant Quintı́ de Mediona. En Les Deus, las tobas depositadas
en el Pleistoceno, y que fueron utilizadas como abrigo por el hombre del Paleolı́tico, están afectadas
por la incisión del rı́o Mediona que forma unas esplendidas marmitas en la toba. Las paredes de
las marmitas muestran la deposición de una capa centimétrica de finas laminas de calcita de origen
bacteriano, que sugieren un encajamiento progresivo de la red de drenaje del Mediona en el anterior
edificio tobáceo (Fig. 11.19).
Figura 11.19: Transformación del edificio tobáceo de Les Deus de Sant Quintı́ de Mediona y su yacimiento
paleolı́tico en un parque de actividades lúdicas.
Las primeras transformaciones antrópicas de Les Deus datan de época islámica y consisten en la
construcción de canales de riego. Sin embargo, el primer cambio importante ocurrió en el siglo XVIII,
con la llegada de la molinerı́a y la construcción de nuevos canales. A partir de este momento hay un
constante incremento del manejo de los recursos hı́dricos, y a los primeros molinos papeleros le siguió
la industria textil, la construcción de minas y nuevos canales. Esta transformación socio-económica
no solo influyó en el acuı́fero explotado sino también en la calidad de las aguas de los canales
fluviales. Finalmente, la urbanización del campo y el incremento de la demanda de actividades
lúdicas en espacios considerados “naturales” en un entorno periurbano ha transformado las tobas
de Les Deus en una “vı́a ferrata”, con puentes acrobáticos, una tirolina de 120 m de longitud, un
trekking acuático con saltos, un recorrido de iniciación a la espeleologı́a y puenting (Fig. 11.19).
157
12. LAS TOBAS CUATERNARIAS EN
EL SECTOR ARAGONÉS DE LA CORDILLERA IBÉRICA
J.L. Peña1 , C. Sancho2 , C. Arenas3 , L. Auqué4 , L.A. Longares1 , M.V.
Lozano5 , A. Meléndez3 , C. Osácar6 , G. Pardo3 y M. Vázquez Urbez3
1. Dpto. Geografı́a y Ordenación del Territorio, Universidad de Zaragoza, Pedro Cerbuna 12, 50009 Zaragoza.
jlpena@unizar.es, lalongar@unizar.es
2. Dpto. Ciencias de la Tierra (Geodinámica Externa), Universidad de Zaragoza, Pedro Cerbuna 12, 50009
Zaragoza. csancho@unizar.es
3. Dpto. Ciencias de la Tierra (Estratigrafı́a), Universidad de Zaragoza, Pedro Cerbuna 12, 50009 Zaragoza.
carenas@unizar.es, amelende@unizar.es, gpardo@unizar.es, 181995@unizar.es
4. Dpto. Ciencias de la Tierra (Petrologı́a y Geoquı́mica), Universidad de Zaragoza, Pedro Cerbuna 12, 50009
Zaragoza. lauque@unizar.es
5. Dpto. Geografı́a y Ordenación del Territorio, Universidad de Zaragoza, Atarazana s/n, 44071 Teruel.
mvlozano@unizar.es
6. Dpto. Ciencias de la Tierra (Cristalografı́a y Mineralogı́a), Universidad de Zaragoza, Pedro Cerbuna 12, 50009
Zaragoza. cinta@unizar.es
INTRODUCCIÓN
La conjunción de un marco geomorfológico y litoestructural adecuado junto a unas condiciones
ambientales favorables ha desencadenado la formación de depósitos tobáceos durante el Cuaternario
en prácticamente la totalidad de la red de drenaje de la Cordillera Ibérica. Concretamente, en el
sector aragonés, la conservación de extensos aplanamientos culminantes, con numerosos campos de
dolinas y sistemas de poljes que favorecen la infiltración, las potentes series estratigráficas de calizas
del Jurásico y del Cretácico que constituyen acuı́feros kársticos y el enjacamiento de la red drenaje
en este armazón morfolitoestructural (Peña et al., 1984; Gutiérrez y Peña, 1989, 1994) representan
los condicionantes de partida que hacen posible la alta frecuencia de formaciones tobáceas en los
sistemas fluviales que drenan este sector del Sistema Ibérico.
La sı́ntesis que aquı́ realizamos no corresponde exclusivamente a la Rama Aragonesa de la
Cordillera Ibérica. Tampoco incluye únicamente los afloramientos tobáceos localizados en la propia
región aragonesa, ya que algunos se sitúan en las provincias de Soria (rı́o Añamaza), Guadalajara
(rı́o Mesa) y Valencia (rı́o Ebrón). Teniendo en cuenta las unidades diferenciadas por Gutiérrez
y Peña (1994) como división morfoestructural de la Cordillera Ibérica, las formaciones tobáceas
analizadas se encuentran en el Sector Central y en el extremo de las Sierras Noroccidentales, en
gran parte de los Sectores Nororiental y Suroriental, ası́ como en la Zona Centro-Septentrional (Fig.
12.1).
Por otro lado, el grado de conocimiento alcanzado sobre las tobas en el sector aragonés del
Sistema Ibérico no es completo, ni desde el punto regional ni temático. No obstante, se ha producido
un considerable avance en los últimos años, en registros fósiles y en sistemas activos, tanto desde
el punto de vista geológico (Vázquez Urbez et al., 2011a; Arenas et al., 2012a y 2012b) como
159
LAS TOBAS EN ESPAÑA
biológico (Beraldi et al., 2012). A la dificultad derivada de los numerosos afloramientos de diferente
importancia, y localizados en distintas cuencas de drenaje, que no han sido estudiados todavı́a
(Amanaderos de Riodeva, nacimiento del rı́o Pitarque, cabecera de la cuenca del rı́o Mijares, entre
otros), se añade la propia naturaleza de los depósitos tobáceos, cuyo análisis requiere aproximaciones
multidisciplinares que no siempre se han llevado a cabo.
Figura 12.1: Mapa de las unidades morfoestructurales de la Cordillera Ibérica (basado en Gutiérrez y Peña, 1994)
diferenciadas sobre una base geológica y localización de los sistemas tobáceos estudiados.
En definitiva, la revisión que se presenta es el resultado de diversos trabajos de investigación
multidisciplinares de la Universidad de Zaragoza, que se iniciaron en 1990 con un estudio local de
las tobas holocenas del rı́o Guadalaviar, en la Sierra de Albarracı́n, y que ha llegado hasta hoy con
el desarrollo de proyectos dedicados al estudio de tobas fósiles y a la monitorización de la dinámica
actual en diferentes sistemas fluviales tobáceos (rı́os Añamaza, Mesa, Piedra y Ebrón) repartidos
de noroeste a sureste en la Cordillera Ibérica.
160
12. LAS TOBAS CUATERNARIAS EN EL SECTOR ARAGONÉS DE LA CORDILLERA
IBÉRICA
1.
LOS DEPÓSITOS TOBÁCEOS DEL SECTOR ARAGÓNES DE LA CORDILLERA IBÉRICA
Basta repasar la cartografı́a geológica de la serie MAGNA y los mapas geomorfológicos de algunas tesis regionales para deducir que son innumerables los afloramientos de tobas calizas asociados
con el drenaje del sector aragonés de la Cordillera Ibérica. Aunque no es posible tener un conocimiento pormenorizado de todos ellos comienza a existir una base de datos relativamente extensa
que incluye análisis geomorfológicos, sedimentológicos y/o cronológicos correspondientes a algunos
de los principales sistemas fluviales (Fig. 12.1).
1.1.
SIERRAS NOROCCIDENTALES: LAS TOBAS DEL RÍO AÑAMAZA
A lo largo del cauce del rı́o Añamaza, y especialmente aguas abajo de Débanos (provincia de
Soria), Coloma et al. (1996) señalan la presencia de diferentes afloramientos tobáceos y analizan la
dinámica hidrogeológica de la zona. En general, el conjunto de edificios pueden organizarse en dos
unidades morfosedimentarias encajadas. Arenas et al. (2010a) aportan numerosa información cronológica. Además, las caracterı́sticas estratigráficas y sedimentológicas y la composición isotópica
han sido analizadas por Vázquez Urbez et al., 2011b; Arenas et al., (2012b). La unidad antigua
es relativamente compleja, con desarrollo de barreras tobáceas en el tramo superior de Débanos, y
sistemas de barrera-represamiento en el sector inferior hasta La Coronela, ya en la comunidad riojana. Aguas abajo de Débanos, y coincidiendo con una fuerte discontinuidad en el perfil longitudinal
del rı́o, el afloramiento del Salto del Cajo (Fig. 12.2) correspondiente a esta unidad presenta un
espesor mı́nimo de 70 m y está constituido por cuñas de agradación-progradación correspondiente a
un sistema fluvial de alto gradiente (Arenas et al., 2012b). Esta unidad incluye diferentes episodios
de formación de tobas con edades de 282.5 6.9 ka, 204.3 7 ka y 130-80 ka, siendo este último el
periodo de mayor actividad tobácea (Arenas et al., 2010a). Por otro lado, la unidad más moderna
es holocena (10-1 ka), aparece encajada en la anterior y los afloramientos son mucho más reducidos,
repartidos a lo largo del valle. Se desarrollan pequeñas barreras que favorecen la aparición de áreas
lacustres (Luzón et al., 2011). Algunos de estos dispositivos han sido usados tradicionalmente para
mover molinos y batanes.
±
±
Figura 12.2: Secuencias de agradación-progradación en el edificio tobáceo del Salto del Cajo en el rı́o Añamaza.
161
LAS TOBAS EN ESPAÑA
En definitiva, las etapas con mayor registro tobáceo corresponden a los estadios MIS-7, MIS-5
y MIS-1, de temperaturas y disponibilidad de agua adecuadas para el desarrollo de estos depósitos.
También existieron condiciones favorables durante el MIS-8, de caracterı́sticas frı́as globales.
1.2.
1.2.1.
ZONA CENTRO-SEPTENTRIONAL: LAS TOBAS DE LOS RÍOS PIEDRA, MESA Y MARTÍN
RÍO PIEDRA
En el rı́o Piedra, entre Lugar Nuevo y Nuévalos (provincia de Zaragoza), los depósitos tobáceos
cuaternarios presentan un enorme desarrollo, tanto en distribución superficial como en espesor (Arenas et al., 2004; Vázquez Urbez et al., 2011a). También se han reconocido algunas construcciones
menores cerca de Cimballa. Con excepción del relleno del fondo del valle y las cascadas tobáceas
subactuales, el resto de edificios se disponen geomorfológicamente en un sistema de niveles superpuestos que se escalonan longitudinalmente. En general el desarrollo corresponde a sistemas fluviales
de barrera-represamiento. La localización de las barreras parece controlada por discontinuidades
en el perfil longitudinal del rı́o debidas a la resistencia diferencial de los materiales del sustrato y a
la presencia de fallas de posible actividad reciente. Adicionalmente, estas discontinuidades pueden
ser retroalimentadas por el propio sistema. Ello ha favorecido la rápida acumulación de notables
espesores de tobas y ha activado los fenómenos de difluencia fluvial responsables de importantes
modificaciones en las caracterı́sticas hidromorfológicas de este sector de la cuenca de drenaje. Ası́,
el nivel del agua represada por diferentes barreras, aguas arriba del Monasterio de Piedra, llegó a
superar los interfluvios de barrancos laterales próximos, tanto en la margen derecha como izquierda. Como consecuencia, parte de la descarga derivó lateralmente hacia barrancos adyacentes, para
retornar al rı́o Piedra justo aguas abajo del Monasterio. Se desarrollan rampas tobáceas de enlace
justo después del punto de difluencia y edificios fluviales secundarios en el fondo de los barrancos
adyacentes. Estos episodios de difluencia fluvial en sistemas fluviales tobáceos en el área de La
Requijada, han sido analizados por Vázquez Urbez et al., 2011a.
Los afloramientos localizados en La Requijada, Los Bancales, Los Arcos y la Ermita de La
Blanca (este último ya en el interior del Parque del Monasterio de Piedra) han sido objeto de estudio desde el punto de vista estratigráfico, sedimentológico e isotópico por parte de Vázquez Urbez
(2008) y Vázquez Urbez et al. (2011a). En los excelentes afloramientos localizados en este sector
del valle del rı́o Piedra se reconocen facies de barrera-cascada (boundstones de briofitas, Fig. 12.3A,
rudstones de tallos, laminaciones de tipo estromatolı́tico, facies de tallos colgantes y espeleotemas),
de represamiento (limos margosos, arenas carbonatadas, floatstones bioclásticos de gasterópodos,
packstones fitoclásticos y boundstones de carofitas, Fig. 12.3B), de canal fluvial (rudstones de oncolitos con estratificación cruzada planar y rudstones y packstones fito y bioclásticos con laminación,
Fig. 12.3C) y palustres (boundstones de tallos verticales, Fig. 12.3D). Además, se reconocen varios
episodios de sedimentación terrı́gena en relación con la incisión del sistema.
Desde el punto de vista cronológico, la actividad tobácea tiene lugar, principalmente, durante el
Pleistoceno medio-superior. Los datos cronológicos suministrados por Sancho et al. (2010) permiten
diferenciar etapas de actividad tobácea durante los estadios MIS-9 (340 ka), MIS-7 (255-230 ka),
MIS-6 (145-195 ka) y MIS-5 (80 ka). La formación de tobas durante el Holoceno tiene lugar hace
2.7-0.8 ka (MIS-1). Además de la relación existente con perı́odos interglaciares, destaca la formación
de tobas durante el estadio MIS-6, indicando condiciones paleoclimáticas en la Cordillera Ibérica
menos rigurosas que a escala global.
En la actualidad, la dinámica tobácea presenta una elevada tasa de actividad (Vázquez Urbez
et al., 2009, 2011a; Arenas et al., 2012a) vinculada a la desgasificación fı́sica. Estas tasas presentan
una marcada estacionalidad anual controlada por la temperatura, de manera que la tasa media de
acumulación tobácea, entre los años 1999 y 2012, es 5.08 mm en el semestre cálido y 2.77 mm en
el frı́o (Arenas et al., 2012a).
162
12. LAS TOBAS CUATERNARIAS EN EL SECTOR ARAGONÉS DE LA CORDILLERA
IBÉRICA
Figura 12.3: Ejemplos de facies en el edificio tobáceo de La Requijada (Rı́o Piedra): A: boundstones de briofitas,
B: boundstones de carofitas, C: rudstones fito y bioclásticos, D: boundstones de tallos verticales.
1.2.2.
RÍO MESA
Si en el valle del rı́o Piedra las formaciones tobáceas se concentran en el entorno del Monasterio
de Piedra, en el valle del rı́o Mesa los edificios tobáceos se disponen en niveles aterrazados, repartidos
de manera discontinua entre Mochales, Villel de Mesa, Algar de Mesa y Los Villarejos, en la
provincia de Guadalajara, y Calmarza, Jaraba e Ibdes, ya en la provincia de Zaragoza.
Leránoz et al. (1987), en los afloramientos de tobas localizados entre Villel de Mesa e Ibdes,
diferencian facies tobáceas de tallos, musgos, estromatolitos, oncolitos, gasterópodos y espeleotemas.
Proponen un dispositivo sedimentario en el que el desarrollo de los edificios tobáceos se asocia con
irregularidades en el lecho del rı́o donde se acumulan restos vegetales, constituyendo el núcleo de
un sistema de cascadas y represamientos asociados.
Posteriormente, Vázquez Urbez (2008) profundiza en la interpretación sedimentológica de estos
edificios. En Villel de Mesa diferencia facies estromatolı́ticas, bioclásticas de tallos y briofı́ticas
dispuestas en pequeños escalones y asociadas con el relleno de canales fluviales (Fig. 12.4). Por otro
lado, en el sector de Los Villarejos aparecen rudstones fitoclásticos y boundstones de musgos correspondientes a barreras y arenas carbonatadas con gasterópodos y boundstones de tallos verticales
asociados con represamientos.
Desde el punto de vista cronológico se dispone de dataciones U/Th y Racemización de Aminoácidos correspondientes a los edificios de Valdetechada (215-194 ka) de Villel de Mesa y de Los Villarejos (99-75 ka) (Vázquez Urbez, 2008) y de Ibdes (129-103 ka). Además, en el entorno de Villel
de Mesa, se dispone de edades de radiocarbono y de restos arqueológicos contenidos, que permiten diferenciar una fase reciente holocena (7-3 ka). Por tanto, aparecen representados los estadios
isotópicos MIS-7, MIS-5 y MIS-1, de condiciones interglaciares. Las formaciones tobáceas correlacionables con el estadio MIS-5 son las que presentan mayor desarrollo, con espesores de hasta 30
m en Villel de Mesa y 12.5 m en Ibdes.
La dinámica actual del sistema tobáceo del rı́o Mesa muestra un patrón complejo debido a la
distribución espacial de aportes de agua subterránea de naturaleza variable (Auqué et al., 2012).
163
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Figura 12.4: Facies estromatolı́ticas dispuestas en pequeños escalones asociadas con el relleno de canales (Villel
de Mesa).
1.2.3.
CUENCA DEL RÍO MARTÍN
En la cuenca del rı́o Martı́n se han documentado acumulaciones tobáceas en los Estrechos de
Albalate del Arzobispo y en las Parras de Martı́n (provincia de Teruel). Aunque en el interior de Los
Estrechos se conservan esporádicamente algunos restos de edificios tobáceos, es aguas abajo cuando
estas formaciones adquieren mayor relevancia (Lozano et al., 2004). En general, conforman un
sistema de tres terrazas tobáceas encajadas (Fig 12.5). La edad U/Th del nivel superior es 157 12
ka. El nivel intermedio, de edad 17.8 0,5 ka, presenta gran continuidad y los depósitos asociados
están constituidos por una alternancia de arenas y limos carbonatados, de tallos verticales y niveles
de gravas. El nivel inferior de tobas tiene una edad de 9.6 ka obtenida mediante radiocarbono.
En la cabecera de la cuenca del rı́o Martı́n, cerca de la localidad de Las Parras de Martı́n,
aparecen diferentes edificios de tobas asociados con los rı́os Parras y Sargal (Valero Garcés et al.,
2008b). Estos autores diferencian una secuencia aterrazada de tres niveles tobáceos. El nivel superior
presenta una estructura en cascada con geometrı́a en cuña y está compuesto dominantemente por
facies de musgos. La edad obtenida mediante U/Th oscila entre 197 9 y 148 2 ka. La terraza
intermedia, en la que dominan los fitoclastos, presenta un menor desarrollo y la edad es de 44 1
ka. Por último, el edificio más bajo presenta el mayor desarrollo conformando un sistema de barreracascada, localizado en los Hocinos de Las Palomas y del Pajazo, y represamientos. En las barreras
los depósitos alcanzan los 50 m de espesor, mientras que en las áreas represadas la potencia de
sedimentos no supera los 10 m. Las edades de facies asociadas con las áreas encharcadas indican
una edad holocena para esta última fase (6.5 0.8 ka y 4.6 0.6 ka). Estas etapas se asocian, en
general, con perı́odos interglaciares caracterizados por una mayor disponibilidad hı́drica (Valero
Garcés et al., 2008b).
En este sector, Menéndez Amor (1972) habı́a diferenciado dos niveles de depósitos tobáceos,
que con la información disponible no es posible correlacionar con los anteriores, y realiza un estudio
paleobotánico incluyendo hojas (Fagus y Betula), troncos y piñas (Pinus sylvestris) y un análisis
esporo-polı́nico que señala el predominio de Pinus. A partir de estos datos, Menéndez Amor (1972)
reconstruye un escenario de bosques de pinos en esta región durante los momentos de desarrollo
tobáceo.
±
±
±
±
164
±
±
±
12. LAS TOBAS CUATERNARIAS EN EL SECTOR ARAGONÉS DE LA CORDILLERA
IBÉRICA
Figura 12.5: Mapa geomorfológico de los Estrechos de Albalate y distribución de los afloramientos tobáceos (basado
en Lozano et al., 2004).
1.3.
FOSA DEL JILOCA: LAS TOBAS DE FUENTES CLARAS
En la fosa del Jiloca, entre las localidades turolenses de Caminreal y Calamocha, el rı́o Jiloca se
encaja escasamente en una amplia terraza tobácea cuya potencia alcanza los 25 m (Gracia y Cuchı́,
1993). En el depósito son frecuentes las facies de tallos verticales, limos con gasterópodos, tallos
rotos horizontales y musgos laminados, que los autores asocian con un sistema fluvio-palustre en el
que predominarı́an las zonas encharcadas y donde el canal tendrı́a capacidad de migrar lateralmente. La acumulación de estos depósitos tobáceos parece relacionada con el sistema de manantiales
de Fuentes Claras, cuya hidroquı́mica actual señala una ligera sobresaturación en calcita. Las caracterı́sticas de la formación tobácea (afloramiento, espesor y facies), los datos hidrogeológicos y el
propio marco geológico parecen indicar que estas formaciones representan la respuesta fluvial a un
mecanismo de subsidencia tectónica en zonas de descarga de aguas sobresaturadas, bajo condiciones
ambientales favorables.
1.4.
SECTOR CENTRAL: LAS TOBAS DE LA SIERRA DE ALBARRACÍN
El drenaje fluvial que discurre por la sierra de Albarracı́n (provincia de Teruel) se encuentra
salpicado de numerosas formaciones tobáceas, en general, de dimensiones reducidas. Sobresalen las
acumulaciones localizadas en las cuencas de los rı́os Guadalaviar y Ebrón.
165
LAS TOBAS EN ESPAÑA
1.4.1.
RÍO GUADALAVIAR
La distribución cartográfica de las tobas de la cuenca del rı́o Guadalaviar está controlada por
la localización de descargas de agua en surgencias que drenan los acuı́feros kársticos circundantes
y por la presencia de discontinuidades morfotopográficas en los perfiles longitudinales. Ambos
condicionantes aparecen asociados con afloramientos de margas y evaporitas del Triásico superior
(Keuper) (Fig. 12.6). Por otro lado, la disolución del yeso presente en estas formaciones parece
influir en la precipitación de la calcita por efecto del ión común (Meléndez et al., 1996; Sancho et
al., 1997).
Figura 12.6: Esquema geomorfológico de la depresión de Calomarde y localización de las formaciones tobáceas
asociadas con el rı́o de la Fuente del Berro (basado en Sancho et al., 1997).
En concreto se dispone de datos de los edificios tobáceos localizados en el rı́o de la Fuente del
Berro, entre Calomarde y Royuela, en la confluencia de éste con el rı́o Guadalaviar (Entrambasaguas) y en el propio rı́o Guadalaviar entre Albarracı́n y Gea de Albarracı́n (Peña et al., 1994;
Meléndez et al., 1996; Jiménez et al., 1996; Sancho et al., 1997). Los espesores observados oscilan
entre los 8 m de los afloramientos de Entrambasaguas y Gea de Albarracı́n y los casi 25 m en la
Cascada Batida del Molino Viejo de Calomarde.
En general, las acumulaciones de tobas se asocian a sistemas de barrera-represamiento nucleados
a partir de discontinuidades morfotopográficas en el gradiente longitudinal de los rı́os, introducidas
por variaciones litológicas (Calomarde y Entrambasaguas). En las barreras, con un incremento
166
12. LAS TOBAS CUATERNARIAS EN EL SECTOR ARAGONÉS DE LA CORDILLERA
IBÉRICA
de la turbulencia y la desgasificación mecánica del agua, son frecuentes las facies de musgos y
fitoclastos; en las zonas represadas, más tranquilas, se acumulan limos y arenas carbonatadas con
gasterópodos y aparecen tallos verticales. Aguas abajo de las barreras suelen aparecer sedimentos
posteriores asociados a la destrucción de aquéllas. En ocasiones, los depósitos tobáceos se acumulan
en ambientes palustres de llanura de inundación y rellenando canales (Gea de Albarracı́n). Todos
estos edificios responden a una misma fase de desarrollo tobáceo. Se dispone de dataciones con
U/Th de muestras correspondientes a Calomarde y Entrambasaguas. La edad más probable es 6.8
ka. Por otro lado, el radiocarbono indica edades de 7.3 ka para el edificio de Entrambasguas y 4.6
ka para la formación de Gea de Albarracı́n. Por tanto, es posible señalar la existencia de una fase de
desarrollo tobáceo en el sistema de drenaje de la Sierra de Albarracı́n durante la primera mitad del
Holoceno, coincidiendo con el interglacial MIS-1. No obstante, se reconocen pequeños afloramientos
correspondientes a edificios más antiguos que no han sido estudiados.
En la actualidad, los datos hidroquı́micos correspondientes al rı́o de la Fuente del Berro señalan
cambios importantes en las concentraciones de SO4 2- y Ca2+ asociados con el afloramiento del
Triásico superior margoevaporı́tico. A su vez, y aunque el agua está sobresaturada en calcita durante
todo el año y a lo largo del tramo analizado, solamente se producirı́a precipitación de calcita en las
zonas de cascada durante el periodo primavera-verano (Meléndez et al., 1996).
1.4.2.
RÍO EBRÓN
Aunque se conservan algunos retazos tobáceos en los Estrechos de Tormón (provincia de Teruel), las principales acumulaciones tobáceas asociadas con el rı́o Ebrón se localizan aguas abajo y
su desarrollo se produce en dos contexos diferentes. Entre Tormón y Castielfabib aparecen edificios
de barrera-represamiento de espesor reducido, asociados con las discontinuidades longitudinales del
perfil del rı́o introducidas por la resistencia diferencial de los afloramientos dolomı́ticos del Muschelkalk y de margoevaporitas del Keuper. La presencia de yesos del Keuper introducirı́a además
cambios hidroquı́micos importantes con un incremento en la concentración de Ca2+ en las aguas.
Por otro lado, en el entorno de Castielfabib (Fig. 12.7), ya en la comunidad valenciana, la acumulación de tobas parece estar relacionada con la presencia de diversas fallas transversales al cauce del
rı́o, probablemente de carácter neotectónico, que provocarı́an un elevado incremento del gradiente
del rı́o.
Figura 12.7: Afloramientos tobáceos vinculados con el rı́o Ebrón en Casltielfabib. Destaca la elevada pendiente
del nivel inferior y el fuerte encajamiento del rı́o Ebrón.
167
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Justo aguas abajo de Castielfabib, los afloramientos tobáceos se agrupan en dos unidades morfosedimentarias encajadas (Lozano et al., 2012). La unidad superior alcanza un espesor máximo de
77 m y presenta estructuras de barreras escalonadas longitudinalmente y represesamientos asociados. Dos edificios de esta etapa ofrecen edades, basadas en U/Th y Racemización de Aminoácidos
(Lozano et al., 2012), comprendidas entre 186 ka y 100 ka y entre 150 ka y 98 ka, respectivamente.
Por otro lado, la unidad tobácea inferior aparece encajada en la anterior y presenta mayor continuidad cartográfica. Destaca el desarrollo de una gran rampa de pendiente contı́nua formada por
la sucesión de pequeños saltos que represarı́a el agua cerca de Castielfabib. La potencia de este
depósito supera los 25 m. Se han estudiado dos perfiles en esta unidad y las edades de radiocarbono
obtenidas oscilan entre 6 ka y 2 ka (Lozano et al., 2012).
Con los datos cronológicos suministrados es posible indicar que la unidad superior se formó
durante los estadios MIS-6 y MIS-7 de caracterı́sticas climáticas glaciares e interglaciares, respectivamente, indicando que las condiciones ambientales no fueron tan desfavorables en la Cordillera
Ibérica durante el MIS-6.
1.5.
SECTOR NORORIENTAL: LAS TOBAS DEL RÍO MATARRAÑA
En las inmediaciones de la localidad turolense de Beceite, Martı́nez Tudela (1986) y Martı́nez
Tudela et al. (1986) estudiaron las formaciones tobáceas asociadas con el rı́o Matarraña. Diferencian una secuencia constituida por tres niveles aterrazados que analizan desde el punto de vista
cronológico y paleobotánico. Las tres generaciones de edificios tobáceos presentan edades U/Th
de 267 32 ka (que corrigen e incluyen en el MIS-7), 111 3.5 ka a 103 4.8 ka y 8 ka a 2.6 ka,
respectivamente. Los depósitos de mayor desarrollo (entre 30 y 40 m de potencia) corresponden a
la etapa intermedia, en la que Martı́nez Tudela et al. (1986) señalan la coexistencia de dos unidades
de vegetación. La mayor parte de la flora identificada (registros polı́nicos y hojas) corresponde a
un bosque de ribera de condiciones templado-húmedas, asociado con el curso del rı́o Matarraña.
Sin embargo aparecen asociaciones polı́nicas (Artemisia, Chenopodiáceas y Ericáceas) que sugieren
un ambiente climático más frı́o y seco. Estas dos asociaciones quedarı́an organizadas mediante un
gradiente altitudinal entre el cauce del rı́o Matarraña (600 m) y la divisoria de aguas de la cuenca
(1440 m). En definitiva, Martı́nez Tudela et al. (1986) asocian las formaciones tobáceas de Beceite
con perı́odos interglaciares (MIS-7, 5 y 1) de caracterı́sticas húmedas.
±
1.6.
±
±
SIERRA DE GÚDAR-JAVALAMBRE: LAS TOBAS DEL RÍO MIJARES
En el tramo medio-alto del valle del rı́o Mijares se conservan importantes acumulaciones tobáceas
de manera bastante continua a lo largo de más de 10 km desde el Puente de la Fonseca hasta Olba
(provincia de Teruel), pasando por el Molino de la Hoz y Los Giles. Se ha prestado atención
especial a los edificios desarrollados en el Molino de la Hoz (Fig. 12.8A) dentro del cañón del
rı́o Mijares (Lozano et al., 1998; Peña et al., 2000). En este sector se diferencian dos etapas de
desarrollo tobáceo de manera que, morfológicamente, la segunda aparece encajada y superpuesta
a la primera (Fig. 12.8B). La fase principal alcanza 120 m de potencia y es posible diferenciar dos
unidades. En la parte basal de unos 40 m de espesor, sobre un depósito desorganizado de bloques
del fondo del cañón, la secuencia comienza con facies de musgos, carofitas y fitoclastos de pequeñas
barreras, a las que se superponen facies de limos y arenas carbonatados con gasterópodos de áreas
represadas. La edad U/Th de esta unidad es 212 25 ka. La unidad superior representa un contexto
de barrera con crecimiento frontal verticalizado y facies de musgos y tallos colgantes. La base de
esta unidad superior tiene una edad de 72 2 ka y el techo ha proporcionado una cronologı́a de
53 2 ka (Fig. 8B). Ambas unidades se encuentran separadas por una importante superficie erosiva
acompañada de gravas y arenas. La segunda fase, encajada en la anterior, tiene una potencia de 35
m y está compuesta por una asociación compleja de facies de musgos, carofitas y tallos verticales,
acumulaciones de hojas y limos y arenas carbonatados con gasterópodos. La edad U/Th de la base
de esta segunda generación es 12 0.6 ka y hacia techo el radiocarbono ofrece una edad de 5.8 ka.
±
±
±
168
±
12. LAS TOBAS CUATERNARIAS EN EL SECTOR ARAGONÉS DE LA CORDILLERA
IBÉRICA
Figura 12.8: Las tobas del rı́o Mijares en el Molino de la Hoz (basado en Peña et al., 2000). A: mapa geomorfológico
del Cañón del rı́o Mijares y posición de las tobas; B: sección morfoestratigráfica con las dos etapas tobáceas
diferenciadas en el Molino de la Hoz.
Las cronologı́as indican que el edificio más antiguo se formó en los estadios MIS-7 y MIS 4-3,
mientras que el más moderno lo hizo en el MIS-1. Todos ellos, excepto el MIS-4, corresponden a
condiciones climáticas cálidas. Sin embargo, el desarrollo parcial de una potente barrera con altas
tasas de sedimentación durante el perı́odo 4 (de caracterı́sticas ambientales poco propicias) y su
169
LAS TOBAS EN ESPAÑA
localización aguas abajo de fallas transversales al cauce (Fig. 12.8A), parece relacionarse con un
incremento en la desgasificación mecánica del agua inducido por un incremento importante del
gradiente longitudinal asociado con la actividad cuaternaria de las fallas anteriores. Por tanto, en
el desarrollo de estas acumulaciones tobáceas es necesario considerar conjuntamente el papel de la
actividad geotectónica junto con el control climático (Lozano et al., 1998; Peña et al., 2000).
2.
DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES: CONTROLES GENÉTICOS, PATRONES SEDIMENTARIOS Y SIGNIFICADO PALEOCLIMÁTICO
La nucleación y desarrollo de formaciones tobáceas cuaternarias en el sector aragonés de la
Cordillera Ibérica de manera generalizada están influenciados por el marco geomorfológico regional
y por controles hidrogeológicos, litológicos y tectónicos locales. A estos factores es necesario añadir
un escenario climático favorable de tendencia húmeda y cálida, que favorezca la aparición de un
paisaje biostático dominante y de descargas subterráneas importantes sobresaturadas en calcita,
durante las etapas con mayor actividad tobácea.
En general, el caudal de los rı́os con desarrollo de tobas tiene su origen en descargas subterráneas
de acuı́feros kársticos controlados por la litoestructura local (Coloma et al., 1996; Meléndez et al.,
1996; Vázquez Urbez et al., 2010; Auqué et al., 2012; Lozano et al., 2012). Por otro lado, el afloramiento de formaciones con resistencia diferencial en la cuenca de drenaje introduce discontinuidades
morfoestratigráficas en los perfiles longitudinales de los rı́os que sirven de puntos de nucleación de
los edificios tobáceos por incremento de la turbulencia del agua y su desgasificación mecánica. De
manera adicional, si estas unidades tienen naturaleza margoevaporı́tica, la disolución de sulfatos
aporta calcio suplementario que favorece la precipitación de la calcita por efecto del ión común.
Estas circunstancias son generalizables en los sistemas fluviales que atraviesan las facies Keuper del
Triásico superior en la Cordillera Ibérica. Un excelente ejemplo lo constituye todo el sistema fluvial
del rı́o Guadalaviar que drena un sector importante de la Sierra de Albarracı́n, siendo habitual el
desarrollo de modelos de barrera-represamiento (Peña et al., 1994; Meléndez et al., 1996; Sancho
et al., 1997). El efecto del ión común también parece influir en la formación de las tobas del rı́o
Ebrón aguas arriba de Castielfabib (Lozano et al., 2012).
En ocasiones las fallas que afectan al sustrato geológico favorecen el afloramiento yuxtapuesto
de litologı́as de resistencia variable de manera que el encajamiento diferencial del rı́o conlleva la aparición de cambios bruscos en el gradiente fluvial. Otro escenario similar aparece como consecuencia
de la actividad de fracturas, transversales a los canales fluviales, asociadas a etapas neotectónicas
que introducen discontinuidades y saltos importantes en el perfil longitudinal de los rı́os. En ambos
casos, el incremento de la velocidad y turbulencia del flujo favorece la desgasificación mecánica del
agua y la precipitación tobácea. Como consecuencia, las discontinuidades morfotopográficas introducidas favorecen la acumulación de importantes espesores de tobas estructurados en una serie de
unidades sedimentarias fluviales superpuestas progradantes. El papel de la fracturación, asociada
o no con la actividad neotectónica, parece decisiva en la nucleación de algunas de las formaciones
tobáceas más potentes registradas en la Cordillera Ibérica. La influencia de la neotectónica en la
nucleación y evolución de los edificios tobáceos ha sido indicada en el valle del rı́o Mijares (Peña et
al., 2000). También el desarrollo de las tobas de los valles de los rı́os Añamaza y Piedra (Vázquez
et al., 2011b), y particularmente del rı́o Ebrón (Lozano et al., 2012), parece responder también, al
menos en parte, a estos condicionantes estructurales.
La tectónica juega también un papel determinante en la aparición de focos subsidentes alimentados por descargas subterráneas. Las formaciones fluvio-palustres de Fuentes Claras en la Fosa
del Jiloca (Gracia y Cuchi, 1993) representan un excelente ejemplo controlado por la subsidencia
tectónica.
Si la distribución espacial y espesor de las unidades morfosedimentarias tobáceas está controlada
por factores hidrogeológicos y litoestructurales, desde el punto de vista temporal, los perı́odos de
acumulación de tobas se relacionan con fases templadas y húmedas durante perı́odos interglaciares
170
12. LAS TOBAS CUATERNARIAS EN EL SECTOR ARAGONÉS DE LA CORDILLERA
IBÉRICA
(estadios isotópicos impares) del Pleistoceno superior y Holoceno. Estas fases de sedimentación
tobácea parecen reflejarse a escala regional en el sector aragonés de la Cordillera Ibérica, tal y
como se deduce de las cronologı́as establecidas en los valles de los rı́os Añamaza (Arenas et al.,
2010a), Piedra (Sancho et al., 2010), Mesa (Vázquez Urbez, 2008), Martı́n (Lozano et al., 2004;
Valero Garcés et al., 2008b), Guadalaviar (Sancho et al., 1997), Matarraña (Martı́nez Tudela et
al., 1986), Mijares (Peña et al., 2000) y Ebrón (Lozano et al., 2012). En general, parece evidente
que las etapas diferenciadas en el sector analizado del Sistema Ibérico coinciden con picos de
frecuencia de acumulación de tobas a escala peninsular (Durán Valsero, 1989a), en áreas de ambiente
mediterráneo (Henning et al., 1983) y con los MIS-9, 7, 5 y 1 a nivel global (Shackelton y Opdyke,
1973), indicadores de condiciones interglaciares cálidas (Fig. 12.9).
Figura 12.9: Distribución cronológica y regional de las formaciones tobáceas del sector aragonés de la Cordillera
Ibérica (A), frecuencia de desarrollo de tobas a escala nacional (Durán, 1989) (B), frecuencia de tobas en ambientes
mediterráneos a nivel global (Henning et al., 1983) (C) y estadios isotópicos marinos obtenidos a partir del sondeo
oceánico V28-238 (Shackelton y Opdyke, 1973) (D).
No obstante aparecen fases de formación tobácea correspondientes a los estadios MIS-8 y MIS-6.
Este hecho parece indicar que durante estos estadios frı́os a nivel global, en la Cordillera Ibérica
las condiciones térmicas no serı́an tan desfavorables y la disponibilidad hı́drica estarı́a asegurada.
171
LAS TOBAS EN ESPAÑA
En este sentido, existen registros fluviales en el NE peninsular asociados con un incremento de la
escorrentı́a superficial y, por tanto, de la precipitación durante el MIS-6 (Fuller et al., 1998; Benito et
al., 2010). Adicionalmente, llama la atención la falta de acumulaciones tobáceas importantes entre
los perı́odos isotópicos 5 y 1. Este hecho parece claramente relacionado con la prolongada duración
(entre 70 y 20 ka aproximadamente) del último máximo avance glacial en el norte peninsular (Garcı́a
Ruiz et al., 2003; Pallás et al., 2006; Lewis et al., 2009). La latitud mediterránea y la orientación
en la fachada atlántica parecen introducir estas variantes paleoambientales en la Penı́nsula Ibérica
(Moreno et al., 2005; Lewis et al., 2009).
AGRADECIMIENTOS
Este trabajo es una contribución de los Proyectos ministeriales CGL2006-05063/BTE, CGL2009-09216/CLI y
CGL2009-10455/BTE, y de los grupos de investigación “Paleoambientes del Cuaternario” y “Análisis de Cuencas
Sedimentarias Continentales” de la Universidad de Zaragoza y el Gobierno de Aragón.
172
13. EL ENTORNO DEL MONASTERIO
DE PIEDRA: UN ESPACIO TOBÁCEO SINGULAR EN EL SISTEMA IBÉRICO
C. Sancho1 , M. Vázquez Urbez2 , C. Arenas2 , L. Auqué3 , L.A. Longares4 , M.V.
Lozano5 , C. Osácar6 , G. Pardo2 y J.L. Peña4
1 Dpto. Ciencias de la Tierra (Geodinámica Externa), Universidad de Zaragoza, Pedro Cerbuna 12, 50009
Zaragoza. csancho@unizar.es
2 Dpto. Ciencias de la Tierra (Estratigrafı́a), Universidad de Zaragoza, Pedro Cerbuna 12, 50009 Zaragoza.
181995@unizar.es, carenas@unizar.es, gpardo@unizar.es
3 Dpto. Ciencias de la Tierra (Petrologı́a y Geoquı́mica), Universidad de Zaragoza, Pedro Cerbuna 12, 50009
Zaragoza. lauque@unizar.es
4 Dpto. Geografı́a y Ordenación del Territorio, Universidad de Zaragoza, Pedro Cerbuna 12, 50009 Zaragoza.
jlpena@unizar.es, lalongar@unizar.es
5 Dpto. Geografı́a y Ordenación del Territorio, Universidad de Zaragoza, Atarazana s/n, 44071 Teruel.
mvlozano@unizar.es
6 Dpto. Ciencias de la Tierra (Cristalografı́a y Mineralogı́a), Universidad de Zaragoza, Pedro Cerbuna 12, 50009
Zaragoza. cinta@unizar.es
INTRODUCCIÓN
El Parque Natural del Monasterio de Piedra y su entorno constituyen un espacio gratificante
y sorprendente entre las parameras del Sistema Ibérico zaragozano. Este paraje no pasó desapercibido para la Orden del Cı́ster que fundó el Monasterio en el siglo XIII. En la actualidad es uno
de los lugares más visitados en la Comunidad Autónoma de Aragón. Desde el punto de vista geomorfológico, su notoriedad e importancia radican en el modelado asociado con la actividad del rı́o
Piedra. En efecto, el encajamiento de este rı́o durante el Cuaternario ha configurado estrechos y
gargantas en las que es frecuente la presencia de potentes edificios tobáceos fósiles. Lejos de pensar
que esta actividad sedimentaria se ha detenido, en el interior del Parque la dinámica actual de las
formaciones tobáceas presenta una funcionalidad inusitada. En definitiva, y nunca mejor dicho, el
entorno del Monasterio de Piedra constituye un laboratorio natural de excepción en el que estudiar tanto las caracterı́sticas de los edificios fósiles heredados de la dinámica tobácea durante el
Cuaternario como la funcionalidad actual de un sistema tobáceo fluvial.
Llama la atención, sin embargo, que hasta fechas recientes no se haya prestado atención cientı́fica a estos elementos morfosedimentarios tobáceos del rı́o Piedra. Es en el año 1999 cuando se inicia
el estudio multidisciplinar de los depósitos cuaternarios y actuales, en el marco de una serie de proyectos de investigación encadenados que se han mantenido hasta la actualidad. Como consecuencia
han aparecido publicadas algunas contribuciones que recogen diferentes aspectos relacionados con
la dinámica actual del rı́o Piedra en el interior del Parque (Arenas et al., 2004, 2010c; Vázquez
Urbez et al., 2010, 2011a; Beraldi Campesi et al., 2012) y con las formaciones tobáceas fósiles de
su entorno (Arenas et al., 2004; Vázquez Urbez, 2008; Sancho et al., 2010; Vázquez Urbez et al.,
2011a y 2011b, 2012). En este trabajo se sintetizan los principales resultados derivados de estas
173
LAS TOBAS EN ESPAÑA
investigaciones que, por otro lado, evidencian que el espacio tobáceo del Monasterio de Piedra
alcanza una relevancia geomorfológica y sedimentológica internacional.
1.
LOCALIZACIÓN Y MARCO GEOLÓGICO
El Parque del Monasterio de Piedra se localiza al suroeste de la provincia de Zaragoza, cerca
de Calatayud (Fig. 13.1). El propio Monasterio se emplaza a una altura de 786 m. El clima en la
zona es mediterráneo continentalizado, con fuertes contrastes estacionales. La temperatura media
anual está próxima a 12 C, con valores de 5 C en los meses de invierno y de 23 C en verano. La
precipitación oscila entre 400 y 500 mm anuales repartidos de manera irregular, con máximos en
primavera y otoño.
Geológicamente, el área del Monasterio de Piedra pertenece a la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica. En el entorno del Parque afloran calizas y dolomı́as del Jurásico, arenas del Cretácico
inferior y, principalmente, calizas y dolomı́as del Cretácico superior. Estas unidades mesozoicas
están afectadas por pliegues y fracturas de orientación ibérica. Sobre ellas se apoyan discordantemente conglomerados, areniscas y lutitas miocenas rellenando cubetas tectónicas limitadas por
fracturas de orientación NO-SE y NE-SO. Este armazón litoestructural se encuentra afectado por
intensos procesos de aplanamiento que culminan en el Plioceno superior.
La región está drenada por el rı́o Piedra, tributario del Jalón. Su cuenca de drenaje tiene 1.545
km2 de extensión. La descarga media anual se aproxima a los 38 hm3 , con un caudal medio de
1,22 m3 /s. El rı́o Piedra recibe importantes aportaciones del acuı́fero carbonatado mesozoico, lo
que provoca una elevada regulación natural de su cuenca. Los manantiales más significativos se
localizan en Cimballa y en el propio Monasterio de Piedra.
El curso del rı́o Piedra presenta varias discontinuidades topográficas importantes que originan
espectaculares cascadas en el interior del Parque (La Caprichosa y Cola de Caballo (Fig. 13.2)
y aguas arriba (La Requijada), resolviendo una diferencia topográfica que supera los 120 m. La
resistencia diferencial de los materiales del sustrato y la presencia de fallas de posible actividad reciente parecen controlar el encajamiento cuaternario. El patrón meandriforme observado en algunos
tramos debe de responder a un mecanismo de sobreimposición fluvial.
Por otro lado, desde tiempos históricos el rı́o Piedra ha sido objeto de una importante antropización en el recinto del Parque Natural, que conlleva la canalización y diversificación del caudal
total y el diseño de diferentes cascadas artificiales de disposición lateral respecto al curso principal.
º
2.
º
º
TOBAS FÓSILES CUATERNARIAS
En la cuenca baja del rı́o Piedra, especialmente entre el Arco de la Yedra y la localidad de
Nuévalos, los edificios tobáceos cuaternarios presentan un enorme desarrollo, tanto en distribución
superficial como en espesor. Algunos afloramientos de interés se localizan en los alrededores del
Monasterio de Piedra (La Requijada, Los Bancales, Barranco de Los Arcos, Ermita de la Blanca,
Arco de la Yedra y en el propio Monasterio de Piedra) (Fig. 13.1).
2.1.
MORFOESTRUCTURA DE LOS EDIFICIOS TOBÁCEOS
Las tobas cuaternarias acumuladas en el entorno del Monasterio de Piedra corresponden, de
manera general, a un sistema fluvial escalonado de alto gradiente (Arenas Abad et al., 2010c),
en el que se desarrollan fundamentalmente ambientes de barrera-cascada y represamientos y áreas
palustres asociadas (Pedley, 1990; Vázquez Urbez et al., 2012). La localización de las barreras parece controlada por discontinuidades en el perfil longitudinal del rı́o, en posiciones próximas a las
observadas en la actualidad. No obstante, la retroalimentación del sistema debió de incrementar
considerablemente estas rupturas morfotopográficas, favoreciendo la rápida acumulación de importantes espesores de tobas y activando los fenómenos de difluencia fluvial en este sector de la cuenca
de drenaje. Ası́, el nivel del agua represada por diferentes barreras aguas arriba del Monasterio llegó
174
13. EL ENTORNO DEL MONASTERIO DE PIEDRA: UN ESPACIO TOBÁCEO SINGULAR
EN EL SISTEMA IBÉRICO
a superar los interfluvios de barrancos laterales próximos. Como consecuencia, parte de la descarga
derivó lateralmente hacia el Barranco de Los Arcos (Fig. 13.1), para retornar al rı́o Piedra justo
aguas abajo del Monasterio (Vázquez Urbez, 2008; Vázquez Urbez et al., 2011a).
Figura 13.1: Localización del Monasterio de Piedra, marco geológico y geomorfológico del entorno y distribución
y edad de algunos afloramientos tobáceos.
175
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Figura 13.2: Trazado del rı́o Piedra en el Monasterio y localización de las principales discontinuidades en el perfil
longitudinal.
2.2.
TIPOLOGÍA DE LOS DEPÓSITOS
Los edificios de La Requijada y de Los Bancales pueden representar de manera sintética la
variabilidad tipológica de las tobas del Monasterio de Piedra.
En La Requijada se conserva un edificio tobáceo cuaternario de casi 75 m de espesor asociado
con el rı́o Piedra, que se apoya discordante sobre formaciones cretácicas. En él se reconocen dos
estadios de acrecimiento (Fig. 13.3) separados por una profunda incisión que excava el substrato
hasta casi el cauce actual. Ambos estadios se inician con conglomerados y areniscas; tras éstos,
en el primer estadio se reconocen facies de subambiente de canal (packstones fitoclásticos laminados) y posteriormente de barrera-cascada con desarrollo de cuevas (boundstones de briofitas, tallos
colgantes y espeleotemas), estas últimas con fenómenos de colapso (conglomerados desorganizados de bloques). Aguas abajo las facies de barrera-cascada se relacionan con margas masivas y
limos con gasterópodos, correspondientes a un subambiente de represamiento. En el segundo estadio, el acrecimiento del sistema tobáceo aparece jalonado por incisiones menores con depósitos de
conglomerados, areniscas y rudstones fitoclásticos (Fig. 13.3B) e incluye distintos subambientes interdigitados: palustres (boundstones de tallos verticales; Fig. 13.3D), de canal fluvial (rudstones de
oncolitos con estratificación cruzada planar y packstones bioclásticos con laminación), de barreracascada (boundstones de musgos Fig. 13.3A, de tallos colgantes y espeleotemas) y de represamiento
(boundstones de carofitas; Fig. 13.3C).
Aguas arriba de La Requijada, en el Lugar Nuevo, una plataforma tobácea establece el enlace
entre las tobas del rı́o Piedra y de Los Bancales (Fig. 13.1). En este barranco lateral, el depósito
(Fig. 13.4) tiene una potencia máxima de 18-20 m y representa la sedimentación tobácea asociada
a un episodio de difluencia del rı́o Piedra. Se identifican pequeños saltos con montı́culos de musgos, boundstones de tallos en empalizada y rudstones fitoclásticos, llegando a constituir barreras
176
13. EL ENTORNO DEL MONASTERIO DE PIEDRA: UN ESPACIO TOBÁCEO SINGULAR
EN EL SISTEMA IBÉRICO
con cascadas subverticales formadas por tapices de musgos y estromatolı́ticos (Fig. 13.4A y B).
La progradación de estos dispositivos de barrera dio lugar a cortinas de tallos colgantes y algunas
cavidades basales con crecimientos espeleotémicos. Entre las zonas de barrera-cascada se originaron depósitos de represamiento (Fig. 13.4C) de geometrı́as lenticulares con bases cóncavas donde
se diferencian limos margosos, packstones bioclásticos y floatstones bioclásticos de gasterópodos,
localmente laminados y, en menor medida, boundstones de empalizadas de tallos y rudstones de
oncolitos.
Figura 13.3: Esquema del afloramiento de La Requijada en el que se diferencian dos estadios de desarrollo tobáceo y
se muestra la distribución de facies: A) Boundstone de briofitas, B) Arenas y rudstones fitoclásticos, C) Boundstone
de carofitas y D) Boundstone de tallos verticales.
2.3.
MARCO CRONOLÓGICO
Desde el punto de vista cronológico, la actividad tobácea tiene lugar, principalmente, durante el
Pleistoceno medio-superior y Holoceno. Se ha intentado precisar la edad de estos edificios mediante
el uso de varios métodos de datación (series de desequilibrio de U/Th, Luminiscencia Ópticamente
Estimulada, Racemización de aminoácidos y Radiocarbono) (Vázquez Urbez, 2008; Sancho et al.,
2010). Aunque resulta dificultoso obtener datos cronológicos de alta precisión, con la información
disponible es posible establecer un marco cronológico fiable. La información analı́tica pormenorizada
se puede consultar en las referencias anteriores.
La edad más antigua obtenida (341
16 ka) se ha registrado en un edificio localizado aguas
abajo del Monasterio de Piedra (Fig. 13.1). En el afloramiento de La Requijada se diferencian dos
estadios superpuestos de desarrollo tobáceo. Se ha obtenido una edad de 238 27 ka para el inferior
(estadio 1) y edades comprendidas entre 195
28 ka y 143
29 ka para el superior (estadio 2)
(F13.1). A la vista de estos resultados, y considerando que las acumulaciones de Los Arcos y Los
Bancales corresponden a mecanismos de difluencia fluvial ocasionados por dos barreras diferentes,
es posible establecer una primera etapa de difluencia en el estadio MIS-7 (Martinson et al., 1987)
±
±
±
±
177
LAS TOBAS EN ESPAÑA
(depósitos del estadio 1 de La Requijada y del Barranco de Los Arcos) y otra segunda que se
iniciarı́a en el MIS-7 y perdurarı́a hasta bien entrado el MIS-6 (Martinson et al., 1987) (depósitos
del estadio 2 de La Requijada y de Los Bancales). Por último, el techo del edificio de La Ermita
tiene una edad comprendida entre 104 3 y 80 1 ka (Fig. 13.1).
±
±
Figura 13.4: Esquema del afloramiento de Los Bancales en el que se muestra la relación espacial entre asociaciones
de barrera (A y B), con facies laminadas estromatolı́ticas, y de represamiento (C), con predominio de rudstones
y packstones fitoclásticos y floatstones de gasterópodos. La leyenda de sı́mbolos es la misma que la de la Figura
13.3.
Además de estos edificios pleistocenos, se han reconocido registros holocenos de encharcamiento
en el Arco de la Yedra (2,7 ka BP) (Fig. 13.1). Esta zona represada pudo mantenerse hasta tiempos
recientes, momento en el que se abre de manera artificial la barrera correspondiente. La prolongación
de la actividad tobácea reciente viene confirmada por las edades obtenidas en cascadas subactuales
(Cola de Caballo) (0,9 ka BP) y en depósitos de la terraza inferior (Piscifactorı́a) (0,8 ka BP) del
rı́o Piedra en el interior del Parque.
En general, y a pesar de las imprecisiones cronológicas, parece evidente que las etapas diferenciadas coinciden con picos de frecuencia de acumulación de tobas a escala peninsular (Durán,
1989a) y con los Estadios Isotópicos Marinos MIS 9, 7, 5 y 1 (Martinson et al., 1987), a nivel
global (Henning et al., 1983), indicadores de condiciones interglaciares cálidas. Además de la relación existente con interestadiales globales, destaca la formación de tobas durante el estadio frı́o
MIS-6, indicando condiciones paleoclimáticas menos rigurosas en el Sistema Ibérico favorecidas,
probablemente, por la posición latitudinal de la Peninsula Ibérica. En este escenario mediterráneo,
la influencia de la disponibilidad hı́drica en un contexto geológico dominado por formaciones carbonatadas mesozoicas, conformarı́a paisajes kársticos caracterizados por suelos bien desarrollados
y una cobertera vegetal consolidada. Como consecuencia, el incremento de las descargas de agua
subterránea ricas en HCO- 3 y Ca2+ favorecerı́a la dinámica sedimentaria tobácea.
Las fases de sedimentación tobácea registradas en el Monasterio de Piedra parecen tener una
amplitud regional, como se deduce de las cronologı́as establecidas en los valles de los rı́os Añamaza
(Arenas et al., 2010a; Vázquez Urbez et al., 2011b), Martı́n (Lozano et al., 2004; Valero Garcés et
al., 2008b), Matarraña (Martı́nez Tudela et al., 1986) y Mijares (Peña et al., 2000), dentro de la
Rama Aragonesa del Sistema Ibérico.
2.4.
ISÓTOPOS ESTABLES DE CARBONO Y OXÍGENO
La composición mineralógica de diferentes muestras analizadas, correspondientes a los depósitos
de La Requijada, Los Arcos, Los Bancales, interior del Monasterio de Piedra y Arco de la Yedra,
178
13. EL ENTORNO DEL MONASTERIO DE PIEDRA: UN ESPACIO TOBÁCEO SINGULAR
EN EL SISTEMA IBÉRICO
es calcita baja en Mg (el contenido medio de MgCO3 es de 1,6 % molar), con trazas de cuarzo y,
ocasionalmente, filosilicatos. Por otro lado, se han analizado isotópicamente (δ13 C y δ18 O) diferentes
facies carbonatadas (Osácar et al., 2002 y Vázquez Urbez, 2008 y 2011a). Todas las muestras se
agrupan en un campo sin variaciones significativas entre las facies, con valores promedio de δ13 C
de -6,90 0,75 y de δ18 O de -7,61 0,52
PDB (Fig. 13.5). Tanto los valores obtenidos como
la escasa variabilidad son tı́picos de tobas fluviales y fluvio-lacustres de edad reciente (Andrews et
al., 1997).
±
‡
±
‡
Figura 13.5: Composición isotópica
de tobas fósiles (La Requijada, Barranco de los Arcos, Los Bancales,
interior del Monasterio de Piedra y
Arco de la Yedra) y sedimentos actuales (entre 2001 y 2006).
3.
DINÁMICA ACTUAL
Aunque la funcionalidad de los sistemas tobáceos actuales parece estar muy limitada a nivel
europeo (Goudie et al., 1993) y peninsular (Ordóñez et al., 2005), en el Parque del Monasterio
de Piedra perdura una intensa formación de tobas. De cara a cuantificar la sedimentación se han
utilizado técnicas volumétricas, basadas en el uso de un microerosiómetro, sobre tabletas de caliza
fijadas al sustrato tobáceo que sirven de soporte sobre el que se acumula el sedimento (Vázquez
Urbez et al., 2010). De manera adicional, se han analizado las caracterı́sticas del sedimento y del
agua. Los puntos de monitorización semestral se distribuyen en el interior del Parque considerando
los diferentes subambientes fluviales existentes. Se dispone de datos correspondiente al perı́odo
comprendido entre los años 1999 y 2010.
3.1.
SUBAMBIENTES DE SEDIMENTACIÓN Y FACIES
El rı́o Piedra en su recorrido por el Parque (Fig. 13.2) salva un desnivel de 100 m (incluyendo
los saltos de La Caprichosa con 18 m y la Cola de Caballo con 35 m) mediante un conjunto de
canales y cascadas escalonadas, de diferente magnitud, con caudales y velocidades de flujo variables,
y asociaciones biológicas distintivas que conforman un entramado de subambientes sedimentarios
con diferentes tipos de facies tobáceas (Vázquez Urbez et al., 2010):
a) Áreas de flujo rápido, que incluyen pequeños saltos (hasta 2 m de alto) (Fig. 13.6B). En
los rápidos la profundidad del agua no supera los 10 cm y la velocidad media máxima supera los
200 cm/s. El sedimento consiste en toba laminada densa, de tipo estromatolı́tico (Fig. 13.7), com179
LAS TOBAS EN ESPAÑA
puesta mayoritariamente por tubos subperpendiculares a la superficie de acumulación que evocan
las formas microbianas precursoras, en ocasiones con disposición en abanicos. La laminación, de
espesor milimétrico a 2 cm, está asociada con diferencias de color, porosidad, tamaño de cristal y
componentes biológicos.
Figura 13.6: Subambientes actuales de sedimentación: A) Áreas de flujo lento y pequeños saltos, B) Áreas de flujo
rápido, C) Cascadas con caı́da vertical (Cola de Caballo) y D) Cascadas escalonadas.
Figura 13.7: Aspecto de la superficie de una tableta y detalle del registro sedimentario acumulado en un subambiente de flujo rápido (desde noviembre de 1999 hasta marzo de 2003) en el que se observa la laminación de la
toba.
b) Áreas de flujo lento y remansos. Aparecen aguas arriba y abajo de cascadas y pequeños
represamientos a lo largo del cauce (Fig. 13.6A). El flujo del agua es muy lento (entre 30 y 60
cm/s) e incluso aparecen condiciones palustres. La profundidad del agua oscila entre 10 y 30 cm.
En estas zonas se forma toba masiva densa o porosa compuesta por fango carbonatado, fitoclastos
180
13. EL ENTORNO DEL MONASTERIO DE PIEDRA: UN ESPACIO TOBÁCEO SINGULAR
EN EL SISTEMA IBÉRICO
milimétricos-centimétricos con envueltas de calcita, intraclastos, gasterópodos y restos vegetales. Se
reconocen filamentos de cianobacterias, diatomeas y otras algas filamentosas. También se originan
pequeños oncolitos aguas arriba de las cascadas y boundstones de tallos en empalizada en las áreas
palustres.
c) Pequeñas cascadas y barreras transversales (de hasta 3 m de altura). Constituyen pequeñas
rupturas en el perfil longitudinal del rı́o Piedra. Aparecen colonizadas por musgos, plantas enraizadas, algas filamentosas, cianobacterias y otras bacterias. En puntos soleados se han identificado
los musgos Fissidens crassipes y Palustriella commutata.
d) Cascadas escalonadas localizadas en los lados del canal principal (Fig. 13.6D). La altura
alcanza los 8 m y presentan una fina lámina de agua. Se desarrollan espesos tapices de musgos
(Fissidens crassipes, Eurhynchium hians y Palustriella commutata), ası́ como cianobacterias, algas
filamentosas y plantas herbáceas.
e) Cascadas con caı́das verticales (entre 10 y 35 m de altura) (Fig. 13.6C) y grutas asociadas.
Donde el flujo no es fuerte las cortinas de herbáceas colgantes se incrustan rápidamente junto
con tapices de musgos. El conjunto crece en el sentido del flujo con gran rapidez favoreciendo el
desarrollo de grutas alargadas (Gruta Iris). Estas áreas son poco luminosas, con gran cantidad de
agua de infiltración y goteo, en las que se desarrollan musgos (Fissidens grandifrons, Eurhynchium
hians, Cratoneuron filicinium), hepáticas (Pellia endiviifolia) y tapices de microbios.
En los subambientes de cascadas verticales la facies consiste mayoritariamente en toba porosa
pero endurecida, de aspecto esponjoso, con abundantes musgos, filamentos de algas y tapices de
cianobacterias impregnados o envueltos por micrita y esparita y algunos fitoclastos y diatomeas.
En las grutas y áreas protegidas, detrás y por debajo de las cascadas, la facies espeleotémica dominante consiste en micrita y esparita laminada densa, de escala micro-milimétrica. El recubrimiento
calcı́tico de las plantas colgantes favorece el desarrollo de pseudoestalactitas en el techo de las
cavidades.
3.2.
ISÓTOPOS ESTABLES DE CARBONO Y OXÍGENO
Mineralógicamente, y al igual que sucede con los depósitos carbonatados cuaternarios, el sedimento tobáceo reciente de diferentes subambientes fluviales consiste invariablemente en calcita
con bajo contenido en magnesio. Por otro lado, los valores de δ13 C y δ18 O de estos sedimentos se
encuentran dentro del rango de los de otras formaciones tobáceas españolas (Ordóñez et al., 1997a;
Andrews, 2006). La composición media (
PDB) de δ13 C es -8,1, oscilando entre -6,0 (perı́odo
fresco) y -8,9 (perı́odo cálido). El valor medio de δ18 O es -8,3 y varı́a entre -7,1 (perı́odo freco) y
-9,3 (perı́odo cálido) (Vázquez Urbez et al., 2010 y 2011a). De manera sistemática, los valores de
δ18 O de los perı́odos cálidos son menores que los de los frescos (Fig. 13.5), de manera similar a lo
que ocurre en depósitos semejantes con estacionalidad marcada (Chafetz et al., 1991). La variación
de la temperatura puede ser, al menos parcialmente, responsable de esta diferencia. En cuanto
al δ13 C, no se han observado pautas claras de variación. El tipo de subambiente fluvial tampoco
aparece reflejado en las variaciones de δ18 O y δ13 C.
‡
3.3.
HIDROQUÍMICA
Los principales caracteres composicionales de las aguas del rı́o Piedra a su paso por el Parque
se mantienen relativamente constantes (Fig. 13.8), si bien parecen reconocerse algunas tendencias
estacionales (Vázquez Urbez et al., 2010 y 2011a). Se trata de aguas de tipo bicarbonatado-cálcicas,
pH básico (entre 7,0 y 8,7), con valores de conductividad entre 554 y 707 S/cm, alcalinidad
(HCO3- ) entre 239 y 310 mg/L y calcio disuelto entre 75-105 mg/L. Los valores calculados de CID
(carbono inorgánico disuelto) varı́an entre 47 y 81 mg/L y las aguas se encuentran en un estado de
constante sobresaturación respecto a la calcita a lo largo de todo el recorrido, con valores de ı́ndice
de saturación (log PAI/K(T)) positivos (+0,7 y +1,2), casi siempre muy próximos a la unidad y
sin una correlación estacional evidente (Vázquez Urbez et al, 2011a).
µ
181
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Figura 13.8: Perfil longitudinal del rı́o Piedra en el Parque del Monasterio y distribución espacial de datos hidroquı́micos correspondientes a junio y diciembre de 2002 (unidades expresadas en ppm).
La temperatura del agua muestra variaciones estacionales marcadas. Los valores medios de los
semestres frescos y cálidos son respectivamente 9,8 y 17,2 C.
En general, aunque entre puntos sucesivos de control hidroquı́mico no se observan variaciones
concluyentes, entre la entrada y la salida del Parque se aprecian pequeños pero normalmente sistemáticos descensos en la alcalinidad, CID y en la concentración de Ca2+ , ampliables también a
las principales discontinuidades morfotopográficas atravesadas por el rı́o (cascadas Caprichosa y
Cola de Caballo) (Fig. 13.8). Esta pauta descendente es más acusada en verano que en invierno, lo
que indicarı́a que las tasas de precipitación carbonatada son más elevadas en los perı́odos cálidos.
Los valores de pH muestran cierta pauta creciente, tı́pica de los procesos dominantes de pérdida
de CO2 (desgasificación mecánica) que se producen en los saltos. Esta tendencia puede aparecer
atenuada posiblemente debido al elevado caudal del rı́o Piedra o a la compensación producida por
la precipitación de calcita.
Los cálculos de balance de masa realizados a partir de las diferencias hidroquı́micas existentes
entre las aguas a la entrada y a la salida del Parque (Vázquez Urbez et al., 2010) indican la existencia
de una precipitación extensiva de calcita y una desgasifición a lo largo del tramo estudiado. La masa
media de calcita precipitada serı́a mayor en los semestres cálidos (21,58 mg/L) que en los frescos
(13,68 mg/L) (Vázquez Urbez et al., 2010 y 2011a).
º
3.4.
TASAS DE SEDIMENTACIÓN
La cuantificación de la tasa de sedimentación se ha establecido mediante el método volumétrico
propuesto por Drysdale y Gillieson (1997). Consiste en instalar tabletas de caliza de 25x15x2 cm
(Fig. 13.7) paralelas al sustrato tobáceo que sirven de soporte para la acumulación de sedimento.
Utilizando un marco rectangular que se apoya sobre la tableta y que permite definir una malla de
50 nodos (1,5x1,5 cm) y un calibre digital es posible medir el espesor de sedimento acumulado en
cada punto. Los medidas se realizaron semestralmente, a finales del perı́odo cálido (septiembre) y
del perı́odo fresco (marzo) entre 1999 y 2010, utilizando hasta 17 tabletas situadas en diferentes
subambientes fluviales.
La tasa de sedimentación media registrada en el Parque del Monasterio de Piedra (7,87 mm/año)
es similar a las tasas medidas en otros sistemas tobáceos actuales de alta actividad: 10 mm en
182
13. EL ENTORNO DEL MONASTERIO DE PIEDRA: UN ESPACIO TOBÁCEO SINGULAR
EN EL SISTEMA IBÉRICO
Plitvice, Croatia (Emeis et al., 1987), 4,15 mm en Louie Creek, Australia (Drysdale y Gillieson,
1997), 1-5 mm en Huanglong Ravine, China, (Liu et al., 1995; Yoshimura et al., 2004) y 2,2 mm
en Bad Urach, Germany (Merz-Preiß and Riding, 1999). No obstante, los métodos utilizados, las
condiciones de monitorización y los patrones climáticos, hidrológicos e hidroquı́micos son diferentes
para cada caso.
3.4.1.
TASAS DE SEDIMENTACIÓN Y VARIACIONES AMBIENTALES
Las medidas obtenidas (Vázquez Urbez et al., 2010 y 2011a) señalan variaciones importantes en la tasa de sedimentación teniendo en cuenta los parámetros ambientales del subambiente
considerado. Algunas observaciones destacables son:
a) Las tasas se incrementan con la velocidad del flujo y la turbulencia del agua. Las zonas con
flujo de agua rápido en el canal principal del rı́o Piedra registran las tasas mayores, con valores
comprendidos entre 13,27 y 16,45 mm/año (valor medio de 15,28 mm/año). Por el contrario, en las
zonas con flujo lento las tasas oscilan entre 1,16 y 6,10 mm/año (valor medio de 3,34 mm/año).
b) En cascadas escalonadas y pequeñas barreras transversales las tasas oscilan entre 7,82 y 13,16
mm/año (valor medio de 10,47 mm/año) y responden a un flujo de agua variable en el tiempo y se
asocian con el crecimiento mayoritario de musgos.
c) Las tasas correspondientes a zonas de goteo y spray cerca de cataratas son las más bajas
(1,34 a 0,82 mm/año).
d) En la Gruta Iris, desarrollada a favor de la cascada de la Cola de Caballo, con menor
luminosidad, intenso goteo y spray, la sedimentación carbonatada es prácticamente nula (0,03
mm/año).
En general, estos datos sugieren que las tasas de sedimentación están claramente controladas
por la velocidad del agua y la turbulencia, en relación con los distintos ambientes sedimentarios,
que favorecen la desgasificación mecánica (Lorah and Herman, 1988; Liu et al., 1995; Drysdale and
Gillieson, 1997; Merz-Preiß and Riding, 1999; Lu et al., 2000; Chen et al., 2004).
3.4.2.
VARIACIONES ESTACIONALES DE LAS TASAS DE SEDIMENTACIÓN
Las tasas de sedimentación obtenidas muestran una marcada diferencia entre perı́odos cálidos
y frescos, independientemente del subambiente fluvial considerado (Fig. 13.9). La tasa media para
los perı́odos cálidos es 5,51 mm (con variaciones entre 3,72 y 8,41 mm) y para los frescos es 2,36
mm (oscilando entre 0,67 y 5,33 mm). Esta tendencia general se confirma también al considerar las
tasas de manera individual para la mayorı́a de las tabletas a lo largo del tiempo de monitorización.
En ocasiones se han registrado valores negativos que señalan la existencia de procesos de erosión
importantes, particularmente relacionados con avenidas y picos de descarga de agua.
Las variaciones estacionales de la tasa de sedimentación parecen estar controladas por los cambios en la temperatura. En efecto, el comportamiento estacional observado en algunas caracterı́sticas
hidroquı́micas del rı́o Piedra indica que la temperatura afecta de manera importante a la solubilidad de la calcita y del CO2 (Stumm & Morgan, 1996; Pentecost, 2005) y, como consecuencia, a la
velocidad de precipitación de la calcita. No obstante, resulta necesario considerar como un factor
adicional, de manera complementaria, el mayor desarrollo biológico y el incremento de la actividad
fotosintética durante los perı́odos cálidos (Merz-Preiß and Riding, 1999; Emeis et al., 1987; Arp et
al., 2001; Yoshimura et al., 2004; Shiraishi et al., 2008a y 2008b).
SÍNTESIS Y CONSIDERACIONES FINALES
El rı́o Piedra en el entorno del Parque Natural del Monasterio de Piedra constituye un sistema
fluvial tobáceo de obligada referencia temática y regional. En este sector es posible analizar los
factores y procesos que controlan el desarrollo tobáceo en regiones mediterráneas debido a la infor-
183
LAS TOBAS EN ESPAÑA
mación complementaria suministrada por los edificios tobáceos fósiles y por la dinámica tobácea
actual.
Figura 13.9: Valores medios semestrales (perı́odos frescos y cálidos) de sedimentación tobácea correspondientes al
perı́odo de monitorización (1999-2010) en el Monasterio de Piedra.
El estudio de las formaciones fósiles cuaternarias permite sintetizar las siguientes propuestas:
1) existe una etapa principal de desarrollo tobáceo, coincidente con los estadios MIS 9, 7, 6 y 5, y
otra secundaria, encajada en la anterior, durante el MIS-1, que estarı́an influenciadas, básicamente, por la disponibilidad hı́drica tanto en perı́odos interglaciares como en el estadio MIS-6; 2) se
trata de sistemas fluviales escalonados de alto gradiente integrados por dispositivos consecutivos de
barreras-represamientos, nucleados a favor de discontinuidades morfotopográficas; 3) en estos ambientes se acumulan rudstones fitoclásticos, boundstones de musgos, estromatolitos, tallos verticales
y carofitas, floatstones bioclásticos de gasterópodos y, minoritariamente, rudstones de oncolitos; y
4) los datos cronológicos y cartográficos evidencian fenómenos de difluencia fluvial.
Por otro lado, es posible formular una serie de consideraciones derivadas del análisis de la
dinámica actual: 1) el agua se encuentra permanentemente sobresaturada en calcita; 2) los valores
de las tasas medias de sedimentación, basadas en métodos volumétricos, son 7-8 mm/año; 3) estas
tasas presentan una alta variabilidad en función del subambiente fluvial considerado, de manera que
las tasas mayores corresponden a tramos de canal con flujo rápido y cascadas escalonadas laterales
al cauce principal; 4) la sedimentación carbonatada está directamente relacionada con la velocidad
del flujo y la desgasificación mecánica; y 5) las tasas de sedimentación y los valores de δ18 O indican
variaciones estacionales importantes, relacionadas con la temperatura, en la dinámica del sistema
tobáceo actual asociado con el rı́o Piedra.
AGRADECIMIENTOS
Este trabajo es una contribución de los proyectos REN2002-03575, CGL2006-05063 y CGL2009-09216/CLI del
Ministerio de Economı́a y Competitividad (y denominaciones anteriores) y de los grupos de investigación Paleoambientes del Cuaternario, Análisis de Cuencas Sedimentarias Continentales y Modelización Geoquı́mica del Gobierno
de Aragón-Universidad de Zaragoza. Agradecemos la colaboración de John Hellstrom (Universidad de Melbourne),
Edward Rhodes (Universidad de California, Los Angeles) y José Eugenio Ortiz (Laboratorio de Estratigrafı́a Molecular de la Escuela Superior de Ingenieros de Minas de Madrid) en la obtención de datos geocronológicos, ası́ como
el interés y disposición de la Dirección y personal del Parque del Monasterio de Piedra en la realización del trabajo
de campo.
184
14. LAS TOBAS DEL ALTO TAJO
M.J. González Amuchastegui1
1. Departamento de Geografı́a, Prehistoria y Arqueologı́a, Universidad del Paı́s Vasco, Tomas y Valiente s/n, 01006
Vitoria-Gasteiz mj.gonzaleza@ehu.es
INTRODUCCIÓN
En este capı́tulo se analizan las principales acumulaciones tobáceas de la cuenca alta del Tajo,
abarcando una superficie que incluye el espacio ocupado por el Parque Natural del Alto Tajo
(Fig. 14.1). La zona se inserta en el ámbito morfotectónico de la Rama Castellana de la Cordillera
Ibérica constituida por un sistema de grandes pliegues de dirección NW-SE y SW-NE. A excepción
de algunas estrechas estructuras anticlinales, el conjunto está dominado por sinclinales de amplio
radio que conforman grandes muelas cretácicas; éstas fueron arrasadas por una extensa superficie
de erosión finiterciaria, responsable del paisaje de mesas y parameras que ofrece esta región. Esta
superficie (1.200-1.300 m), desarrollada fundamentalmente sobre litologı́as calizas y dolomı́ticas de
edad mesozoica, ha sufrido una intensa karstificación caracterizándose morfológicamente en su parte
cimera por una serie de depresiones, dolinas y poljes avenados por una densa red endokárstica.
La red hidrográfica presenta un escaso desarrollo como corresponde a un dominio eminentemente kárstico y se organiza a partir del eje principal constituido por el rı́o Tajo y sus principales
afluentes Gallo, Cabrillas, Bullones, Arandilla, etc. El componente estructural se revela en el paisaje tanto en el trazado de la red, nı́tidamente controlado por los accidentes tectónicos, como en
la morfologı́a de unos valles que conforman profundas hoces y cañones al atravesar los roquedos
calizos y de areniscas mientras que otros ensanchan sus perfiles cuando discurren sobre materiales
más deleznables como las arcillas y margas triásicas o las arenas del Albiense. También, la dinámica
kárstica está condicionada por estas circunstancias estructurales que se manifiestan en la reiterada
presencia de afloramientos de muy baja permeabilidad (facies Keuper) que componen un extenso acuitardo debajo de las parameras jurásicas; comportamiento similar ejercen las facies Utrillas
dispuestas infrayacentemente bajo las amplias muelas calizas cretácicas. Con frecuencia, estos dispositivos litológicos conforman un tipo de karst colgado o autogénico, en el que el nivel de base
fluvial se ha encajado en aquellos, individualizando una serie de acuı́feros que quedan separados
por profundos cañones donde la incisión fluvial supera, en ciertos casos, los 300 m. (Fig. 14.2).
Las acumulaciones tobáceas son muy numerosas en los diferentes valles que avenan este sector
ibérico y presentan una tipologı́a variada vinculada a dos grandes contextos geomorfológicos: el
dominio de las laderas y el de los fondos de valle. Han sido objeto de distintos estudios con perspectivas diferentes; algunos se han centrado en el propio valle del rı́o Tajo (López Vera y Martı́nez
Goytre, 1989; González Amuchastegui y González Martı́n, 1993; González Amuchastegui. 1993a;
Guerrero, 2000; Guerrero y González Martı́n, 2000); otros en sus principales afluentes como el rı́o
Cabrillas (Weijermars et al., 1986), el rı́o Gallo (González Amuchastegui y González Martı́n, 1989)
o en ciertas formaciones, como las emplazadas en el entorno de la laguna de Taravilla (Valero et al.,
2004 y 2008a); además otros trabajos han insistido en el elevado valor patrimonial de las tobas de
este ámbito (Carcavilla et al., 2008; Carcavilla y Ruiz, 2008). Todas estas aportaciones, aunque con
variados objetivos, han mostrado la trascendencia de las acumulaciones tobáceas como indicadores
de la evolución geomorfológica regional.
185
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Figura 14.1: Localización de la zona de estudio y de sus principales acuı́feros: 1. Pizarras, cuarcitas (Paleozóico);
2. Conglomerados, areniscas (Trias); 3. Arcillas, yesos (Trias); 4. Calizas, margas (Jurásico); 5. Arenas, areniscas
(Cretácico); 6. Calizas, dolomı́as (Cretácico); 7. Conglomerados (Terciario); 8. Calizas (Terciario); 9 Principales
conjuntos tobáceos: A. Huertapelayo. B: Puente San Pedro. C: Fuente La Parra. D: Corduente. E: Castilnuevo;
10. Cabalgamiento; 11. Falla; 12. Sinclinal; 13. Anticlinal; 14. Surgencia; 15. Acuı́fero; 16. Reborde de muela o
paramera.
1.
TOBAS ASOCIADAS A SURGENCIAS O VINCULADAS A COLECTORES FLUVIALES SECUNDARIOS QUE DRENAN ACUÍFEROS
Constituyen la tipologı́a más importante con desarrollos espectaculares en algunos parajes, como
la Peña Horadada, La Escareruela, el Puente de San Pedro, el Ojo de la Cárquima o el entorno de
la localidad de Huertapelayo. Su ubicación casi siempre se emplaza en la vertiente izquierda del rı́o
Tajo, asociada a la descarga de los distintos acuı́feros kársticos. Estas acumulaciones presentan dos
localizaciones prioritarias, una en las laderas al pie de surgencias kársticas más o menos funcionales,
y otra se relaciona con una serie de formaciones más complejas, situadas en los tramos finales de
valles colectores del Tajo; generalmente constituyen valles colgados respecto al talweg principal con
el que enlazan mediante importantes cascadas; son, por tanto, una tipologı́a intermedia entre los
edificios tobáceos de ladera, propiamente dichos y los de fondo de valle asociados a las grandes
arterias fluviales de drenaje.
186
14. LAS TOBAS DEL ALTO TAJO
Figura 14.2: Vistas de diferentes ámbitos tobáceos en el valle del Alto Tajo. A: Cañón del Tajo. B: Acumulaciones
tobáceas en las proximidades de Peralejos de las Truchas. C: Detalle del muro del edificio de Huertapelayo. D:
Laguna de Taravilla represada por una barrera tobácea.
1.1.
EDIFICIOS TOBÁCEOS ASOCIADOS A LAS SURGENCIAS EN LAS
LADERAS
Se trata de un conjunto de formaciones de distinta magnitud que se vinculan a los manantiales que avenan las unidades kársticas del Alto Tajo y en las que frecuentemente los procesos de
precipitación de carbonatos son activos estacional y/o esporádicamente. Se emplazan en aquellos
segmentos de las laderas donde tiene lugar el contacto entre materiales litológicos de distinta permeabilidad; su magnitud, complejidad y grado de funcionalidad ofrecen notables contrastes aunque,
por lo general, se trata de formaciones tobáceas que salvan desniveles importantes, próximos o superiores a 60 m en algunos puntos. Se vinculan a surgencias kársticas relictas o de funcionamiento
eventual y cuya evolución ha estado dirigida por el progresivo encajamiento de la red fluvial del
Tajo que, a su vez, ha determinado la evolución de la dinámica kárstica de la zona (Fig. 14.4).
Entre los numerosos edificios tobáceos de ladera que salpican todo el área, sobresalen los emplazados en las inmediaciones de: la Fuente de la Toba en el cañón del Tajo; la resurgencia Boca Negra,
en Poveda; la cueva Hoya del Castillo, en Taravilla; la Fuente de la Parra; paraje del Hundido de
Armallones y Aguaspeña en Checa. También sobresale por su espectacularidad el edificio de la
Escareruela (cerca del Puente San Pedro) que tiene su origen en la fuente homónima (Puch, 1988);
sus carbonatos se emplazan en el tramo final del Barranco de Ciño Negro que salva un desnivel
superior a los 100 m y, además, sirve de desagüe a un pequeño arroyo donde concurren las aguas
procedentes de diversas surgencias ubicadas en la zona culminante de la plataforma calcárea de
la Muela de Alcorón y Mesa neógena de Zaorejas. Por lo general, la surgencia de la Escareruela
dispone de un caudal nulo o escaso; pero cuando descienden flujos tras aguaceros muy intensos
se propician los procesos de precipitación tobácea y formación de viseras en los grandes saltos de
agua que cubren los frentes tobáceos, con una dinámica que más que favorecer la precipitación de
carbonatos, induce a su erosión (Fig. 14.4).
187
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Figura 14.3: Evolución fluvial y de los edificios
tobáceos de ladera en el cañón del Alto Tajo.
Figura 14.4: Edificio tobáceo asociado a la fuente
de la Escareruela, vertiente occidental del Tajo,
aguas arriba del Puente San Pedro.
188
14. LAS TOBAS DEL ALTO TAJO
1.2.
CONJUNTOS TOBÁCEOS ASOCIADOS A LAS DESEMBOCADURAS
DE ARROYOS TRIBUTARIOS DEL TAJO: LOS EJEMPLOS DEL PUENTE SAN PEDRO Y HUERTAPELAYO
Además del morfotipo anterior, en el Alto Tajo existen otras acumulaciones que destacan por su
magnitud y complejidad; se trata de edificios de contornos cuneiformes situados en las proximidades
de las desembocaduras de pequeños arroyos tributarios de los rı́os principales y que desarrollaron
importantes cascadas tobáceas en sus tramos próximos a sus desembocaduras. Actualmente, algunos
de estos arroyos siguen enlazando con el cauce principal mediante destacados saltos de agua en los
que se han formado cascadas tobáceas; son los casos de los arroyos de Valdelacasa y del Val en las
proximidades de Corduente, en el valle del Gallo, del Arroyo Campillo cerca del Puente San Pedro
y del Arroyo de la Vega en Huertapelayo.
La organización interna de estos edificios tobáceos resulta complicada ya que se disponen a
modo de notables graderı́as donde se adosan varios cuerpos que, a techo, ofrecen una morfologı́a
generalmente muy aplanada y que conectan lateralmente mediante cascadas tobáceas desarrolladas
en los antiguos saltos de agua. Esta organización dificulta el establecimiento de modelos evolutivos
pues es frecuente que unos escalones tobáceos se encajen en otros sin que, en muchas ocasiones,
sea visible ni el muro del edificio, ni su sustrato geológico. Se han observado distintas situaciones:
en unos casos, cada replano corresponde a diferentes etapas genéticas (Puente San Pedro, Corduente); en otros, el edificio tobáceo se adapta a las antiguas rupturas de pendiente de la ladera,
constituyendo, por tanto, una misma unidad (Huertapelayo) (Fig. 14.5).
Figura 14.5: Detalle de las facies tobáceas de distintos edificios del Alto Tajo. A: Facies estromatolı́ticas. B: Molde
de piña en el interior del edificio superior de Huertapelayo. C: Conjunto de oncolitos rellenando las paredes de un
antiguo cauce. d: Molde de hoja.
La estructura de estos edificios está formada fundamentalmente por capas de musgo que permiten reconstruir la progradación de las antiguas cascadas y donde puede advertirse cómo unas
capas fosilizan lateralmente a otras a consecuencia de los progresivos avances del frente tobáceo.
En su seno abundan múltiples cicatrices erosivas, recubrimientos de calcita parietal o dispositivos
estalactı́ticos fosilizados, una y otra vez, por una acreción lateral asociada a nuevos saltos de agua.
189
LAS TOBAS EN ESPAÑA
También son frecuentes las morfologı́as en viseras, penachos y flecos que testimonian generalmente
una ralentización o paralización de los procesos de construcción tobácea; este fenómeno, a su vez,
puede estar relacionado con una disminución de los caudales o una migración lateral de los saltos
provocada por cambios en la dirección de los flujos de agua. Asimismo, en el seno de la masa tobácea
abundan los conductos kársticos revestidos por espeleotemas.
El conjunto tobáceo del Puente San Pedro constituye uno de los mejores ejemplos de la Penı́nsula; se sitúa próximo a la confluencia del rı́o Gallo en el Tajo y se asocia al tramo final del Arroyo de
la Cañada o Campillo, en cuya desembocadura salva un desnivel próximo a los 60 m, punto en el
que desarrolla una importante cascada tobácea plenamente funcional. Este arroyo está alimentado
por la surgencia de Campillo que avena el acuı́fero de la Muela cretácica de Villanueva de Alcorón
ası́ como las mesas cenozoicas de Zaorejas. Este conjunto fue estudiado por López Vera y Martı́nez
Goytre (1988 y 1989) con el objetivo de conocer su cronologı́a absoluta y abordar el análisis de sus
isótopos estables; posteriormente fue objeto de un detallado reconocimiento geomorfológico de sus
estructuras (González Amuchastegui y González Martı́n, 1993a y González Amuchastegui, 1998 y
1999).
Figura 14.6: Conjunto tobáceo del Puente San Pedro. Posición geomorfológica y estructuras sedimentarias.
Morfológicamente, el conjunto está formado por tres enormes replanos (Fig. 14.6), con una organización en graderı́a compuesta por varios cuerpos tobáceos de techos extraordinariamente tendidos
y separados por taludes que coinciden con antiguas cascadas tobáceas. Se trata de auténticas cuñas
deposicionales bioconstruidas generadas por la progradación de capas de musgos, que en algunos
casos supera los 600 m y que finalizan en su parte distal mediante importantes saltos y cascadas.
El origen del desnivel ofrecido por estos escalones es complejo, dado que no son visibles ni el muro,
ni el sustrato. Sin embargo, la diferente morfologı́a del techo de estos escalones permiten asignar
190
14. LAS TOBAS DEL ALTO TAJO
a cada cuerpo una edad diferente (González Amuchastegui y González Martı́n, 1993): el replano
más alto se presenta intensamente karstificado con mogotes residuales aislados por fenómenos de
hundimiento y colapso, mientras que los techos de los edificios medio e inferior ofrecen morfologı́as
muy planas y bien conservadas (Fig. 14.6). El encajamiento de los distintos escalones fue controlado
por la progresiva incisión del cauce del rı́o Tajo que, a su vez, conllevó un coetáneo descenso de
los niveles de base kársticos. De esta manera, se han distinguido tres generaciones tobáceas: dos
asociadas al Pleistoceno y otra al Holoceno, en un modelo evolutivo reflejado en la Figura 14.7.
Figura 14.7: Modelo evolutivo del conjunto tobáceo del Puente San Pedro; la cronologı́a (U/Th) fue obtenida por
López Vera y Martı́nez Goytre, 1989. 1. Grandes escarpes sobre roquedos mesozoicos; 2. Escarpes en edificios
tobáceos; 3. Taludes de origen fluvial; 4. Valle colgado; 5. Valle de fondo plano; 6. Valle de fondo plano incidido; 7.
Depósitos crioclásticos LGM; 8. Sentido de progradación de las cascadas tobáceas; 9. Tobas actuales; 10. Edificios
tobáceos Campillo I; 11. Edificios tobáceos Campillo II; 12. Edificios tobáceos Campillo III; 13. Edificios tobáceos
fluviales +18-20 m.; 14. Edificios tobáceos fluviales +10-12 m.; 15. Surgencia del Campillo.
En las proximidades de la localidad de Huertapelayo (Fig. 14.8), y asociado a la desembocadura del Arroyo de la Vega en el cauce del Tajo, se ha desarrollado otro magnı́fico y complejo
edificio donde alternan estructuras tobáceas y sedimentos de naturaleza detrı́tica, si bien son las
primeras las que alcanzan un mayor protagonismo. En este caso, a diferencia de lo que ocurrı́a en
191
LAS TOBAS EN ESPAÑA
el Puente San Pedro, la presencia de distintos escalones tobáceos indica la adaptación de las capas
a las rupturas de pendiente del pretérito perfil longitudinal del Arroyo de la Vega, de modo que
cada uno de ellos se asocia con una misma etapa paleoambiental: ası́ lo sugiere la continuidad de
las antiguas capas tobáceas generadas por los musgos, o la presencia de calcarenitas al pie de las
antiguas cascadas donde, además, son abundantes los restos detrı́ticos resultado de eventos hidrodinámicos esporádicos. En él han sido definidas tres fases de crecimiento tobáceo remontándose dos
al Pleistoceno y una última al Holoceno, coincidiendo con las establecidas en el Puente San Pedro
(González Amuchastegui y González Martı́n, 1993).
Figura 14.8: El conjunto tobáceo de Huertapelayo. Esquema del conjunto sedimentario, A: Arenas. B: Margas C:
Calizas bioclásticas. D: Calizas. E: Dolomı́as y calizas dolomı́ticas. F: Calizas nodulosas. 1: Bloques y derrubios
gravitatorios. 2: Edificio tobáceo de cascada. 3: Derrubios estratificados. 4: Edificio tobáceo, facies de musgos y
calcarenitas. 5: Coluvión solifluidal. 6: Tobas de fondo de valle.
1.3.
OTROS EDIFICIOS: LA LAGUNA DE TARAVILLA
En la pista que bordea el Tajo, entre Peralejos de las Truchas y la localidad de Taravilla, se sitúa
esta espectacular laguna tobácea (Fig. 14.2-D) colgada sobre el valle del rı́o Tajo; sus dimensiones
son modestas (2,11 ha) y presenta una profundidad media de 11 m ası́ como un fondo plano relleno
por distintos niveles sedimentarios (Valero Garcés et al, 2004 y 2008a). Su origen se vincula a
la existencia de una gran barrera tobácea que actúa como represa de las aguas procedentes de
un manantial kárstico; tiene una alimentación mixta, superficial y subterránea, con un sistema
hidrológicamente abierto ya que presenta un arroyo afluente superficial y un emisario que drena la
laguna hacia el rı́o Tajo.
Se han diferenciado dos conjuntos tobáceos: uno situado en su margen izquierda y que constituye
un antiguo edificio cuyo espesor supera los 15 m y ofrece una estructura formada principalmente por
facies biogénicas entre las que destacan las de musgos, a partir de las cuales pueden reconstruirse
algunas de las antiguas cascadas. Se aprecian abundantes sı́ntomas de karstificación y su techo,
que se sitúa a +45 m sobre el cauce, debió tener originariamente una morfologı́a plana, hoy muy
desfigurada por la presencia de resaltes tobáceos residuales. De este conjunto parte, en dirección
al Tajo, una gran cascada que pudo servir de desagüe en el pasado; su salto fue posteriormente
aprovechado por las aguas constructoras de otros edificios más jóvenes; génesis y funcionamiento
por tanto polifásicos, con agradación de formaciones tobáceas correspondientes a distintas épocas
(González Amuchastegui, 1993a).
El segundo gran edificio conforma el cierre frontal de la laguna y coincide con una barrera que
las aguas salvan mediante un gran salto articulado por múltiples escalones y cascadas. A través
de ella se produce el desagüe del humedal que es especialmente caudaloso en perı́odos de fuertes
precipitaciones.
192
14. LAS TOBAS DEL ALTO TAJO
Estos edificios fueron datados hace unos años (Valero et al., 2004 y 2008a), observándose las
fases de máximo crecimiento tobáceo en la transición entre el MIS 6 y el MIS 5 (139.7 3.1 ka)
para el edificio alto; por su parte la génesis del edificio frontal serı́a posterior y se emplazarı́a en el
intervalo Tardiglaciar-Holoceno temprano, MIS 2-1 (11-7 ka). De igual modo se abordó el estudio
del relleno sedimentario del lago estableciendo un modelo evolutivo de los cambios paleohidrológicos
y paleoambientales acontecidos durante los tiempos más recientes; ası́ se detectó un incremento de
la superficie de la lámina de agua ocupada por la laguna después del siglo XV; a este hecho, hay que
añadir una mayor presencia de las facies arenosas vinculadas a episodios de avenidas correlacionados
con la Pequeña Edad de Hielo. La posterior reactivación de los procesos de sedimentación tobácea
ası́ como ciertos cambios en la vegetación fueron interpretados como la respuesta a un incremento
de la humedad después de la Pequeña Edad de Hielo. En la actualidad, los procesos de precipitación
tobácea continúan siendo activos tanto en el manantial que alimenta la laguna como en la cascada
adaptada a la vertiente septentrional del Tajo.
±
2.
LAS TOBAS DE FONDO DE VALLE
Los perfiles longitudinales de los cursos del Alto Tajo, y alguno de sus afluentes como el rı́o Gallo,
ofrecen de modo jalonado una serie de edificios tobáceos asociados tanto al funcionamiento pretérito
como actual de los cursos de agua: sus muros y techos se sitúan a distintas alturas respecto al nivel
del cauce actual, sugiriendo cambios en el funcionamiento hidrológico de los rı́os a lo largo del
Cuaternario y del Holoceno. Estas acumulaciones guardan grandes semejanzas con otros ejemplos
situados aguas abajo, en el área de Trillo y Cifuentes (Ordoñez, González Martı́n y Garcı́a del Cura,
1987a; Ortiz et al., 2009), ası́ como en otros valles del Sistema Ibérico, tanto de su Rama Castellana
como de la Aragonesa (Sancho et al., 1997; Peña et al., 2000) o en otros dominios peninsulares.
Estos edificios tobáceos pueden asimilarse a verdaderas terrazas fluviales y se asocian a los
tramos de los rı́os (Fig. 14.9), en los que el perfil longitudinal es muy suave, tan sólo interrumpido
por la presencia de pequeñas rupturas de pendiente, generalmente de origen estructural y donde la
alimentación hı́drica es muy regular. Pueden llegar a superar los 15 m de espesor en algunos parajes
y ofrecen una variada tipologı́a. Destacan por su presencia, y a veces por su notable magnitud,
los edificios de barrera. Junto a ellos coexisten otras acumulaciones tobáceas de apariencia más
plana y que morfológicamente no alcanzan la esbeltez de aquellas. Estos dispositivos más rasos
fueron definidos, hace algún tiempo, como “acumulaciones tobáceas de retención”, no existiendo
una frontera morfológica nı́tida entre uno y otro tipo, aunque ciertamente son formaciones, en
muchos casos coetáneas, que han seguido una evolución semejante en los lechos fluviales; su génesis
se asocia a la presencia de pequeñas rupturas de pendiente de orden decimétrico en el perfil del
rı́o, factor que decide el origen de los procesos de precipitación carbonatada y, por tanto, del
edificio tobáceo que al crecer en la vertical produce un represamiento parcial de las aguas del
rı́o. En ocasiones, este represamiento ha sido consecuencia de la existencia de grandes derrumbes
gravitatorios que han desalojado importantes masas coluvionares hacia el fondo del valle (caso
de la Umbrı́a de Valdenarros) y que pudieron cerrar el cauce. Precisamente, el emplazamiento de
estas acumulaciones tobáceas, en trechos de fuerte agitación de las aguas, señala la importancia
que en la génesis de estos edificios han tenido los procesos de precipitación fı́sico-quı́mica, luego
incrementados por los de origen biológico.
Estos edificios carbonáticos se prolongan hacia aguas arriba a través de importantes depósitos
calcarenı́ticos (Fig. 14.10) sedimentados en tramos del cauce donde las aguas fluyen más lentamente,
bien por situarse en trechos de tendido perfil del rı́o, o porque coinciden con parajes donde las aguas
han quedado parcialmente retenidas como consecuencia de la presencia de un edificio de barrera.
En este caso, los procesos de precipitación carbonatada difieren notablemente de los asociados a
los edificios de barrera y retención dominando las facies detrı́ticas de baja energı́a, calcarenitas y
lutitas de origen tobáceo.
193
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Figura 14.9: Modelo de organización de los edificios tobáceos de barrera y retención y acumulaciones calcarenı́ticas
en el Alto Tajo.
Figura 14.10: Acumulación calcarenı́tica en el valle
del Tajo en las proximidades de la Fuente de la
Parra.
Las acumulaciones de fondo de valle del Alto Tajo ofrecen rasgos caracterı́sticos y especı́ficos
en lo que respecta a su morfologı́a, a la complejidad de sus facies carbonáticas y a los diferentes ambientes deposicionales. Junto a las tipologı́as anteriormente señaladas, hay otras complejas
estructuras tobáceas cuya originalidad y especificidad impide incluirlas dentro de los modelos deposicionales carbonáticos propuestos para los medios fluviales, como las descritas por primera vez en
sectores próximos a la localidad de Peralejos de las Truchas (Guerrero y González Martı́n, 2000);
se trata de grandes edificios tobáceos en los que dominan carbonatos precipitados en grandes cuñas
deposicionales de tipo progradante y con crecimiento hacia aguas abajo generando edificios de
grandes dimensiones que, en ocasiones, superan los 200 m de longitud y 20 m de espesor. En ellos
abundan las estructuras biogénicas aunque son frecuentes las intercalaciones detrı́ticas (intraclast
and phytoclast tufa) y las facies de encharcamiento con tallos (vertical tube facies).
Desde el punto de vista evolutivo debe considerarse como los diferentes morfotipos pretéritamente desarrollados en el fondo del valle del Tajo se escalonan a distintas alturas sobre el talweg
194
14. LAS TOBAS DEL ALTO TAJO
actual. Se han distinguido, al menos, cuatro generaciones de edificios tobáceos de fondo de valle,
aunque su representación varı́a mucho según la etapa del Cuaternario a la que se asocia cada una
de ellas. Por otro lado, el estudio del dispositivo morfológico en el que se inscribe cada una de estas
generaciones, permite una aproximación a las condiciones dinámicas y de deposición en las que se
produjo la génesis de los edificios, ası́ como al conocimiento de una serie de cambios altimétricos
y de movilidad lateral del cauce, que tuvieron lugar en el valle del Tajo a lo largo de su historia
geológica reciente. En ausencia de datos cronológicos precisos pueden considerarse las siguientes
etapas de construcción fluvial de tobas (Fig. 14.11):
Figura 14.11: Sı́ntesis esquemática de los
niveles fluviales del Alto Tajo (sector
Cabrillas-Puente San Pedro).
Acumulaciones tobáceas del Pleistoceno inferior. Sólo se ha encontrado un testigo de esta
generación en la margen derecha del cañón del Tajo, en el sector conocido como el Majadal
Bajero (González Amuchastegui, 1997) y localizado a unos 200 m sobre el cauce actual del
rı́o. Forma un extenso replano (500x700 m) que ofrece un espesor cercano a los 15 m (Fig.
14.12) y lo compone un conjunto de capas tobáceas, muy diagenetizadas y karstificadas,
cuyas estructuras permiten asimilarlas a una gran barrera tobacea. Este conjunto constituye
uno de los primeros testigos de la acción precipitadora de las aguas del Tajo; del mismo
modo con su incisión se dio paso, desde entonces, a una prolongadı́sima etapa caracterizada
por el encajamiento del rı́o que solo se interrumpió, de modo parcial, durante los pequeños
lapsos temporales que coincidieron con las acumulaciones detrı́ticas y la construcción de las
posteriores generaciones tobáceas.
Acumulaciones tobáceas del Pleistoceno medio-reciente. Corresponde a un reducido número
de edificios tobáceos situados a distintas alturas (T+60 y T+35-40 m) sobre el talweg del rı́o
195
LAS TOBAS EN ESPAÑA
que fosilizan antiguos niveles detrı́ticos de origen aluvial. Su interpretación resulta compleja
debido al elevado grado de diagénesis de sus capas, ası́ como su interferencia con depósitos
coluvionares.
La generación más moderna se asocia a tiempos holocenos y jalona reiteradamente ambas
márgenes del cañón del Tajo, desde Peralejos de las Truchas hasta aguas abajo de Valtablado
del Rı́o. Su localización está directamente relacionada con la morfologı́a del valle, asociándose
a los tramos con pequeñas rupturas de pendiente. Su techo suele situarse entre 8 y 12 m sobre
el talweg actual del rı́o y, en ciertos casos, aparece desdoblada en un segundo nivel, cuya coronación también incidida, se dispone a tan solo unos 5 m sobre el cauce (Peralejos-Taravilla).
Se trata de una generación que se ajusta con mucha precisión al modelo de edificios de barrera y retención, descritos anteriormente, y donde sus estructuras alternan con acumulaciones
calcarenı́ticas en cuyo interior es frecuente encontrar niveles detrı́ticos con cantos y gravas
de origen coluvionar y aluvial, ası́ como numerosas cicatrices erosivas ilustrando las variadas
dinámicas (sedimentación/incisión) registradas a lo largo de la génesis de estos edificios. Sus
caracterı́sticas denotan una edad muy próxima para la mayor parte de estas acumulaciones ya
que constituyen la terraza inferior y fosilizan frecuentemente depósitos estratificados de ladera
(Fig. 14.13) asociados a los testigos coluvionares correlativos al Último Máximo Glaciar; este
nivel ha sido corroborado isotópicamente como holoceno en las proximidades del Puente San
Pedro (López Vera y Martı́nez Goytre, 1988 y 1989).
Figura 14.12: Evolución del cañón del Tajo en el sector del Majadal Bajero. A: Morfologı́a hipotética del valle del
Tajo durante la edificación de la gran barrera tobácea del Pleistoceno Inferior. B: Posición actual colgada de esta
barrera tobácea +200 m.
Figura 14.13: Esquema geomorfológico de las acumulaciones tobáceas del Alto Tajo emplazadas en su fondo de
valle actual. Los depósitos estratificados de vertiente (grèzes litées) han sido asignados al MIS-2.
196
14. LAS TOBAS DEL ALTO TAJO
La red tributaria del Tajo ha desarrollado en este sector otras importantes acumulaciones
tobáceas como las situadas en el rı́o Cabrillas (Weijemars, 1986), Bullones o Arandilla. Destacan las emplazadas en el valle del rı́o Gallo (González Amuchastegui y González Martı́n, 1989),
sector Los Tobares, conformando un único nivel cuyo techo se sitúa a 5-8 m y que está incidido
por el cauce actual; también sobresalen las acumulaciones del arroyo Salado, afluente del Gallo,
que ofrece un conjunto de edificios tobáceos asociados a tres fases distintas, en las proximidades de
Castilnuevo.
3.
GÉNESIS ACTUAL DE FORMACIONES TOBÁCEAS
En el Alto Tajo, la karstificación es en la actualidad un proceso todavı́a bien activo. La naturaleza caliza y dolomı́tica de sus roquedos, determina las caracterı́sticas fı́sico-quı́micas de sus aguas
de tipo bicarbonatado cálcico/magnésico (González Amuchastegui et al., 1995). En ellas se constata también la existencia de sulfatos, cloruros y sodio, iones aportados fundamentalmente desde
los materiales del Trias superior; la presencia de los mencionados sulfatos propicia el “efecto ión
común” tan favorable para la precipitación fı́sico-quı́mica de las tobas. No obstante, los procesos de
precipitación de carbonatos son mucho menos eficaces que los que se dieron en los tiempos pasados,
aunque la actividad sigue hoy registrándose tanto en los fondos de valle donde se insertan rupturas
del gradiente como en las cascadas de las surgencias kársticas (Escareruela, Campillo, Laguna de
Taravilla, Fuente de la Toba. . . ). También son activos en los pequeños arroyos que se forman al pie
de algunas surgencias (Arroyo de La Toba en Huertapelayo o el Arroyo del Val en Corduente).
Los carbonatos precipitados en la actualidad en las aguas del Tajo se caracterizan por una
importante contribución de musgos y abundantes diatomeas. Entre las especies mejor representadas ha sido señalada la existencia de Barbula tophacea, Ctenidium molluscum, Barbula convoluta,
Cratoneuron commutatum y Barbula gallax (Ordoñez et al., 1992; González Amuchastegui, 1993a),
pudiendo establecerse una diferenciación entre los tramos de hidrodinámica más intensa (saltos de
agua asociados a cascadas) y los depósitos acumulados en zonas de remanso fluvial. Respecto a los
primeros, destaca la existencia de musgos Barbula gallax (Heaw ) y numerosas diatomeas; mientras
que en las acumulaciones asociadas a rupturas de pendiente del lecho fluvial, la estructura es compleja combinándose en ellas colonias algáceas, oncolitos y clastos de caliza y cuarzo, ası́ como tobas
de musgo propiamente dichas, con moldes orientados por la corriente y sobre los que se desarrollan
algas epifitas que dan lugar a estructuras estromatolı́ticas. Por su parte, los depósitos asociados a
los parajes de remanso presentan una mayor heterogeneidad estructural con abundantes restos de
musgos en los que se ha identificado Barbula tophacea (Brid) y Bryum sp, laminares que sirven de
base a formas coloniales tipo Rivularia sp. y que contienen también colonias algáceas arborescentes
(Ordoñez et al .,1992).
La magnitud de los edificios tobáceos, ası́ como la exigencia de conocer el perı́odo de tiempo
necesario para su construcción, plantea el problema de la velocidad de crecimiento de estas acumulaciones; esta es una cuestión poco estudiada en el Tajo, y aunque la funcionalidad de los depósitos
tobáceos peninsulares es limitada (Ordoñez et al., 2005), las velocidades obtenidas en acumulaciones tobáceas de crecimiento puntual, próximas a este sector, indican una rápida edificación que
estarı́a comprendida entre unos 7-8 mm/año (Vázquez Urbez et al., 2010) y unos 2-14 cm (Ordoñez
y González Martı́n, 1979; Weijemars et al., 1986)1 .
CONSIDERACIONES FINALES
Los conjuntos tobáceos del Alto Tajo forman parte de las numerosas acumulaciones que de esta
naturaleza existen en la Rama Castellana del Sistema Ibérico; constituyen un valioso indicador de la
evolución geomorfológica regional y han desempeñado un papel muy importante en la evolución de
todo este sector. Su ubicación en dos contextos geomorfológicos bien diferenciados, el ámbito de las
1
Véase capı́tulo 1, apartado 3.3 sobre Tasas de Precipitación.
197
LAS TOBAS EN ESPAÑA
laderas y los fondos de valle, se relaciona con factores estructurales: la localización de formaciones
tobáceas asociadas a surgencias kársticas se vincula al emplazamiento de los manantiales en el
contacto entre litologı́as permeables e impermeables; por su parte, los edificios de barrera y retención
de fondo de valle encuentran su origen en la presencia de pequeños resaltes estructurales que sirven
como elemento incitador de los procesos fı́sico-quı́micos de precipitación de carbonatos.
Sin embargo, si el factor estructural desempeña un papel importante en la ubicación y génesis
de los depósitos tobáceos, es el significado paleoclimático y el valor como geoindicadores ambientales de estas acumulaciones los que han permitido establecer distintas etapas morfosedimentáreas.
Se pueden distinguir hasta cuatro fases genéticas a lo largo del Cuaternario, siendo los edificios
asociados al Pleistoceno reciente y al Holoceno los que ofrecen mayor representatividad. En cualquier caso, las escasas dataciones realizadas señalan los estadios interglaciares, MIS-5 y 1, como los
momentos idóneos para la formación de depósitos tobáceos. Destacan las llevadas a cabo por López
Vera y Martı́nez Goytre (1989) en el Puente San Pedro, donde identifican varios episodios generalizados de crecimiento tobáceo: uno situado entre los 110 y los 140 ka (aunque su techo cronológico
podrı́a llegar a los 200 ka) coincidiendo las edades con las obtenidas en los edificios asociados a la
laguna de Taravilla (139,7 3.1 ka) por Valero Garcés y otros (2004 y 2008a); un segundo conjunto
tobáceo, encajado en el anterior, fue datado entre los 80 y 90 ka y finalmente, un tercer nivel cuya
edad es inferior a los 10.000 años y que se corresponderı́a con el edificio frontal de cierre (11-7 ka)
de Taravilla (Valero Garcés et al., 2004 y 2008a).
±
198
15. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS
DE LA SERRANÍA DE CUENCA
T. de Torres y J. E. Ortiz
Grupo de Estudios Ambientales. Dpto. de Ingenierı́a Geológica. E.T.S.I. Minas. Universidad Politécnica de Madrid.
C/Rı́os Rosas, 21. 28003 Madrid. trinidad.torres@upm.es, joseeugenio.ortiz@upm.es.
1.
ANTECEDENTES
Los antecedentes sobre estudios de los travertinos de la zona de Priego son escasos y sólo cabe
destacar los trabajos de Virgili y Pérez González (1970), Madurga (1973) y Torres et al., (1994,
1995). En el primero se hace una descripción geomorfológica y estratigráfica detallada de la zona,
con una relación de flora y fauna, especialmente dulceacuı́cola y un análisis geoquı́mico de algunas
terrazas; carece de dataciones numéricas, aunque establece una cronologı́a relativa provisional basada en criterios paleoclimáticos. Madurga (1973) describe el contenido malacológico. En las tres
últimas aportaciones se realiza la topoestratigrafı́a y datación por métodos radiométricos del área
de Priego y la correlación de estos datos con análisis de racemización de aminoácidos, verificando la
bondad de este último método. Más recientemente, en Torres et al., (2005) se efectúa una sı́ntesis
que establece los perı́odos de generación de las terrazas travertı́nicas que estarı́an vinculados a
episodios cálidos (estadios impares del oxı́geno marino). Posteriormente, los depósitos travertı́nicos
de la zona de Priego se incluyen en el contexto general común de la zona del Alto Tajo y Serranı́a
de Cuenca (Ortiz et al., 2009).
2.
TIPOLOGÍA Y POSICIÓN GEOMORFOLÓGICA DE LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS
Las acumulaciones tobáceas de la Serranı́a de Cuenca se sitúan en los márgenes de los rı́os Guadiela, Escabas y Trabaque, en las proximidades de Priego (Cuenca), entre la Sierra de Bascuñana
y la Alcarria, pertenecientes al Sistema Ibérico y al relleno de la Depresión Intermedia respectivamente. Los materiales aflorantes corresponden al Mesozoico calcáreo, Cenozoico y Cuaternario.
En esta zona se han establecido seis niveles de terrazas (T1-T6) en función de su altura respecto
al cauce actual (Fig. 15.1). En la Figura 15.2 se ha representado la posición de las localidades
identificándolas según el nivel en el que se sitúan. Cada una se nombró en función del rı́o al cual
corresponde (rı́o Trabaque-TR; rı́o Escabas-ES; rı́o Guadiela-GU), el nivel (T1-T6), y la posición
dentro del mismo nivel aguas abajo. Por ejemplo, el nivel TR4.2 corresponde a la segunda (2)
sección localizada aguas abajo del cuarto nivel de terrazas del rı́o Trabaque (T4).
Como se puede observar la altura relativa de los niveles diferenciados en el rı́o Trabaque no
coincide exactamente con la de los niveles similares en los rı́os Escabas-Guadiela. Ello se explica
por la diferente dinámica fluvial: el rı́o Trabaque es afluente del rı́o Escabas y éste, a su vez,
es tributario del rı́o Guadiela. Para correlacionar los niveles de terrazas de los tres rı́os se han
empleado las secciones TR3.1, TR4.4 y ES3.1, ya que se sitúan en la confluencia de los rı́os Escabas
y Trabaque. En el rı́o Trabaque (Fig. 15.4A) se han diferenciado cinco niveles (T1 a T5), mientras
que en los rı́os Escabas-Guadiela se han distinguido cuatro (T3 a T6) (Fig. 15.2). El nivel más
199
LAS TOBAS EN ESPAÑA
bajo (T6) no está representado en el rı́o Trabaque, posiblemente porque el rı́o no haya incidido
totalmente la última llanura aluvial que construyó.
Figura 15.1: Niveles de terrazas establecidas en la zona de Priego con su altura relativa respecto a los rı́os Trabaque
y Escabas-Guadiela. Modificado de Torres et al. (2005).
Figura 15.2: Situación de las terrazas terrazas travertı́nicas para los rı́os Trabaque (TR), Guadiela y Escabas (ES)
en la zona de Priego, separadas en función de su altura sobre el nivel del thalweg actual. Modificado de Torres et
al. (2005).
200
15. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS DE LA SERRANÍA DE CUENCA
Los depósitos travertı́nicos del área Priego se engloban dentro del modelo fluvial de Pedley
(1990): rı́os bien desarrollados, principalmente braided y ocasionalmente meandriformes, en los
que el aporte extraclástico puede ser temporalmente dominante, junto con barras constituidas por
intraclastos, fitoclastos y biohermos de origen vegetal (Torres et al., 2005). En gran parte de las
terrazas (Fig. 15.3) se observan biorruditas procedentes de la erosión de bioconstrucciones previas,
junto con acumulaciones de cuerpos arenosos y “gravelosos” de naturaleza extraclástica, que indican
pulsaciones de cierta energı́a (Fig. 15.4B, C y G). En ocasiones, la generación de barreras locales dio
paso a encharcamientos, como indican los niveles con fitoclastos en posición de vida (Fig. 15.4D) y
estromatolitos (Fig. 15.4C, E, F, H). Esto también produjo el desarrollo de niveles de base locales
que controlaron la altura de las terrazas a lo largo del mismo perfil.
Figura 15.3: Secciones estratigráficas de diferentes niveles de terrazas fluviales de los rı́os Escabas y Trabaque.
Tobas de tallos en posición de vida (Pht), tobas estromatolı́ticas (Pbt); tobas fitoclásticas (Pct), toba oncolı́tica
(Ont), toba intraclástica (Int), Micritic tufa (Mct); depósitos kársticos (K), depósitos extraclásticos (Ecl), gyttja
y sapropel (Gyd). Modificado de Torres et al. (2005).
Para la formación de los depósitos travertı́nicos se propone (Fig 15.5A) un perfil en “doblecuña” para cada evento de acumulación de travertinos fluviales. Un extremo se encuentra aguasarriba, en la salida de un cañón, donde las caracterı́sticas del flujo favorecen la sedimentación de
extraclastos y no de travertinos. El otro extremo se encuentra aguas abajo, donde la cantidad
de bicarbonato cálcico disponible es reducida y solamente se produce una sedimentación detrı́tica
de escasa potencia. La mayor cantidad de depósitos travertı́nicos se produce en la zona central,
donde se dan las condiciones ambientales más favorables (bicarbonato disuelto, turbulencia del
agua, temperatura). Las construcciones travertı́nicas actuaron como trampas donde se acumuló el
201
LAS TOBAS EN ESPAÑA
sedimento (extraclástico e intraclástico). Reactivaciones posteriores destruyeron parcialmente facies
framestone (plantas o sus moldes en posición de vida) produciendo bioclastos que se transportaron
aguas abajo, donde se acumularon.
Figura 15.4: A: Panorámica
de los niveles travertı́nicos del
rı́o Escabas. B: Detalle de
los depósitos de la localidad
ES6.2 en los que el depósito tobáceo ha sido erosionado durante un perı́odo de aumento de energı́a del sistema
reflejado por la presencia de
gravas polimı́cticas, con niveles estromatolı́ticos a techo.
C: Estromatolitos de la localidad ES 6.2, D: Travertinos de tallos en posición de
vida de la localidad TR3.1
sobre un nivel de material
extraclástico. E: Estromatolitos de la localidad TR4.3;
F: Bioconstruccciones algales con laminación estromatolı́tica; G: Depósito tobáceo
englobando extraclastos de
cuarzo; H: Bioconstrucciones
algales de cf. /emphRivularia.
En el rı́o Trabaque (Fig 15.5B) el modelo es algo más complicado debido a la existencia de
cambios abruptos en el nivel de base del rı́o vinculados a la existencia de barreras. La destrucción
de estas barreras afectará en gran medida a la altura de los nuevos depósitos. Las terrazas destruidas
y nuevas se pueden considerar sincrónicas de acuerdo con los ratios de racemización obtenidos en
ostrácodos.
202
15. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS DE LA SERRANÍA DE CUENCA
Figura 15.5: Modelo de sedimentación para cada evento de acumulación de travertinos fluviales a lo largo del
perfil longitudinal de los rı́os Escabas y Guadiela (A) y Trabaque (B). Modificado de Torres et al. (2005).
3.
EDAD DE LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS
La edad de las terrazas travertı́nicas de la zona de Priego se obtuvo principalmente mediante el
método de racemización de aminoácidos. Asimismo se seleccionaron cuatro muestras que se dataron
mediante U/Th.
3.1.
DATACIÓN POR RACEMIZACIÓN DE AMINOÁCIDOS
Se realizaron un total de 108 análisis cromatográficos de muestras de conchas de ostrácodos
y gasterópodos, en los que se identificaron los aminoácidos isoleucina, leucina, ácido aspártico,
fenilalanina y ácido glutámico, aunque solamente se presentan los resultados obtenidos de los análisis
de ostrácodos, ya que abundan en todos los niveles y dieron mejores resultados debido a la excelente
preservación de aminoácidos en las valvas (Kaufman, 2000).
En la mayor parte de los casos únicamente se seleccionaron valvas de la especie Herpetocypris
reptans (Baird). En los niveles donde los individuos de Herpetocypris reptans no eran abundantes
también se recogieron valvas de Candona neglecta Sars y Candona angulata Müller o de Ilyocypris
bradyi Sars que tienen una cinética de racemización similar ya que pertenecen a la misma Familia.
Para datación de los niveles se utilizaron los valores de racemización de los ácidos glutámico
y aspártico. Esta elección se basó en la fiabilidad medida para estos aminoácidos que se dedujo
del análisis multivariante de los ratios D/L de los diversos aminoácidos identificados (Torres et al.,
2005), siendo el coeficiente de correlación entre D/L Asp y D/L Glu de 0.943 (nivel de significación
inferior a 0.001). En la Tabla 15.1 se recoge el valor medio y desviación estándar de los ratios D/L
Asp y D/L Glu de los ostrácodos del área de Priego.
Para la obtención de las edades numéricas (Tabla 15.1) se emplearon los algoritmos de cálculo
de edad establecidos por Ortiz et al. (2004) a partir de los ratios de racemización de ostrácodos
de la zona central y sur de la Penı́nsula Ibérica. Para muestras jóvenes, con valores del ratio
de racemización del ácido aspártico inferior a 0.401 y del ácido glutámico menor que 0.140 se
emplearon ecuaciones diferentes (Ortiz et al., 2004) calculadas a partir de ostrácodos de la especie
Herpetocypris reptans (Baird) debido, fundamentalmente, a que la racemización es un proceso que
no se comporta de manera lineal debido a que la tasa o velocidad de racemización desciende con
el tiempo (Goodfriend, 1991). El modelo general de racemización, expuesto anteriormente, consta
de la combinación de al menos dos funciones con diferentes pendientes. Como consecuencia de este
comportamiento, la obtención de algoritmos para distintos tramos de la función que modeliza la
racemización serı́a el procedimiento correcto de cálculo de edades.
203
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Tabla 15.1: Valor medio y desviación estándar de las relaciones D/L Asp y D/L Glu de los ostrácodos de las
terrazas tobáceas del área de Priego. Se incluye la edad de los depósitos ası́ como el estadio isotópico marino
(MIS) al que pertenecen.
Localidad
TR.1.1
TR2.1
TR3.1
TR4.1
TR4.2
TR4.3
TR4.4
TR5.1
TR5.2
ES3.1
ES4.1
ES4.2
ES6.1
ES6.2
n
3
6
6
3
3
6
9
3
3
3
3
3
3
3
D/L
0.559
0.484
0.491
0.333
0.365
0.375
0.482
0.334
0.426
0.403
0.327
0.332
0.189
0.184
Asp
0.001
0.001
0.010
0.002
0.001
0.001
0.014
0.002
0.001
0.001
0.001
0.002
0.001
0.002
±
±
±
±
±
±
±
±
±
±
±
±
±
±
D/L
0.348
0.219
0.238
0.117
0.128
0.122
0.228
0.115
0.159
0.136
0.111
0.129
0.049
0.048
Glu
0.001
0.000
0.000
0.001
0.001
0.008
0.001
0.002
0.001
0.001
0.002
0.000
0.001
0.001
±
±
±
±
±
±
±
±
±
±
±
±
±
±
Edad (años BP)
407.566 12.543
253.636 10.188
273.765 9.530
107.856 8.685
138.483 8.661
134.624 15.480
260.784 14.423
105.781 4.480
172.156 6.137
189.890 23.971
98.654 2.804
123.229 31.928
11.249 6.364
10.253 5.377
±
±
±
±
±
±
±
±
±
±
±
±
±
±
MIS
11
7c
7c
5c
6/5e
6/5e
7c
5c
7a
7a
5c
5e
1
1
Los valores de los ratios D/L del ácido aspártico y ácido glutámico medidos en ostrácodos de
la zona de Priego se introdujeron en los algoritmos de cálculo de edad (Tabla 15.1). La edad de
cada localidad se calculó como la media de los valores obtenidos para cada valor del ratio D/L de
cada aminoácido en cada muestra de una localidad. El error de la edad para cada localidad es la
desviación tı́pica de los valores de edad calculados a partir de cada valor del ratio D/L obtenido en
las muestras analı́ticas de cada corte.
3.2.
DATACIÓN POR U/TH
Además de las dataciones obtenidas mediante racemización de aminoácidos, se contó con los
valores de edad de Torres et al. (1994, 1995) obtenidos mediante datación radiométrica (U/Th) de
algunas terrazas del área de Priego (Tabla 15.2).
Tabla 15.2: Cálculo de las edades de las localidades del área de Priego mediante el método de U/Th (Torres et
al., 1994, 1995).
NIVEL
TR1.1
TR4.1
TR4.3
ES6.3
U (ppm)
0,41
0,45
0,17
0,49
232 Th
0,06
0,41
234 U/238 U
1,06
1,51
1,50
1,52
±0,05
±0,04
±0,03
±0,06
230 Th/234 Th
1,06
0,65
0,81
0,16
±0,08
±0,03
±0,02
±0,01
230 Th/232 Th
23,458
±2,664
-
1,418
±0,088
EDAD BP (ka)
>350
105,132 7,648
156,005 7,970
18,196 1,382
±
±
±
Comparando los valores que aparecen en las tablas 15.1 y 15.2 cabe destacar la similitud entre
las edades obtenidas aplicando el método de racemización de aminoácidos y las que aparecen en
Torres et al. (1994, 1995) a partir de las dataciones radiométricas (U/Th).
De acuerdo con los resultados obtenidos, la formación de los depósitos tobáceos de Priego se
agrupa en distintos perı́odos ligados a episodios isotópicos marinos impares (MIS 11, 7c, 7a, 5 y 1);
es decir, a fases cálidas, ası́ como al tránsito entre el MIS 6 y 5e. Dentro de un contexto general, se
observa una correlación, no sólo con otros depósitos tobáceos cercanos (Alto Tajo), sino de otras
localidades españolas y europeas (Ortiz et al., 2009).
La formación de los travertinos estuvo vinculada a perı́odos de pluviosidad reducida en la que las
aguas subterráneas se saturaron rápidamente de Ca (HCO3 )2 y la temperatura más elevada propició
204
15. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS DE LA SERRANÍA DE CUENCA
el desarrollo de biomasa acuática capaz de disminuir la presión parcial del CO2 del agua. En los
perı́odos frı́os con una mayor pluviosidad las aguas más frı́as propiciaron la incisión y destrucción
de los edificios travertı́nicos.
En cualquier caso, la acción de las cianobacterias debió jugar un papel muy importante: en
algunos casos, grandes edificios estromatolı́ticos columnares desarrollados sobre barras de grava
en perı́odos de baja competencia fluvial, fueron inicio del desarrollo de los edificios tobáceos (Fig.
15.4B, C y E).
AGRADECIMIENTOS
El presente trabajo está dedicado a la memoria del Dr. Glenn Goodfriend. El Laboratorio de Estatigrafı́a Biomolecular ha sido financiado por la Empresa Nacional de Residuos Radiactivos.
205
16. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS
EN LA ALCARRIA Y ÁREAS IBÉRICAS
ADYACENTES
J. A. González Martı́n1 , M. A. Garcı́a del Cura2,4 y S. Ordóñez3,4
1. Departamento de Geografı́a, Universidad Autónoma de Madrid, Francisco Tomas y Valiente 1, 28049 Madrid.
juanantonio.gonzalez@uam.es
2. IGEO (CSIC,UCM). Facultad de Geologı́a, angegcura@ua.es
3. Departamento de Ciencias de la Terra y del Medio Ambiente. Universidad de Alicante. salvador@ua.es
4. Laboratorio de Petrologı́a Aplicada. Unidad Asociada Universidad de Alicante-CSIC.
INTRODUCCIÓN
La región alcarreña se extiende por las provincias de Guadalajara, Cuenca y Madrid y presenta,
como elemento morfológico más caracterı́stico una serie de páramos miocenos bien destacados en su
paisaje cuyas cimas planas alcanzan más de 1000 m en el sector oriental, mientras que, en el occidental, descienden casi hasta los 700 m en los alrededores de Colmenar de Oreja y Chı́nchón (Madrid).
Litológicamente dominan roquedos muy diversos (areniscas, conglomerados, calizas, margas, arcillas, bancos de sı́lex), dispuestos en estratos más o menos horizontales con cambios laterales de
facies que, hacia el techo se hacen más homogéneas coincidiendo con los materiales correspondientes
a las etapas finales de la Unidad Intermedia y de la Unidad Superior del Mioceno, principalmente
carbonáticos y donde no faltan testigos de naturaleza tobácea.
El rı́o Tajo y los tributarios de su red fluvial (Henares, Dulce, Tajuña, etc.) se han encajado
profusamente, a lo largo del Cuaternario, en los materiales cenozoicos de este sector de la Cuenca
de Madrid, dando lugar a un relieve tabular notablemente incidido en cuyas vertientes y campiñas
suelen localizarse diversas acumulaciones tobáceas. Éstas se han formado, en su mayor parte, a
partir de acuı́feros calizos colgados y sus aguas, con moderados tiempos de residencia en aquellos,
fueron responsables de la génesis de este tipo de depósitos en el pasado ya que, en la actualidad, la
formación de toba sólo acontece en parajes muy concretos.
La Alcarria fue uno de los territorios peninsulares donde más temprano se advirtió la presencia
de tobas. Desde entonces y sobre todo en las últimas décadas, estas acumulaciones han sido identificadas (Fig. 16.1) en diversos lugares de la comarca (Gladfelter, 1971; Ordóñez and Garcı́a del
Cura, 1977; Ordóñez y González, 1979; Ordóñez et al., 1979, 1980, 1987a, 1990; González Martı́n,
1986; González Martı́n et al., 1989a; Pedley et al., 2003; Torres et al., 2005; Bardajı́ et al., 2008;
Ortiz et al., 2009), disponiéndose también en su periferia, pero ahora alojadas en valles modelados
sobre roquedos de la orla mesozoico-paleógena, vinculada a la Rama Castellana del Sistema Ibérico
(Gladfelter, 1972; Ordóñez et al., 1981; Preece, 1991; Howell, 1995; Benito, 1998; Ruiz Zapata et al.,
2002 y 2008; Torres et al., 2005; Ortiz et al., 2009). Algunos de estos trabajos incorporan dataciones elaboradas con diversos métodos cronológicos, mientras que el estudio de los isótopos estables
en las tobas de este sector ha ofrecido, desde hace tiempo, valores semejantes a los obtenidos en
acumulaciones de otras regiones españolas y europeas (Ordóñez and Garcı́a del Cura, 1983; Ortiz
et al., 2009).
207
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Figura 16.1: Mapa de localización de las principales acumulaciones tobáceas en el borde nororiental de la Alcarria.
(1) Terrazas tobáceas pleistocenas; (2) y (3) Edificios de surgencia pleistocenos y holocenos respectivamente (4)
Sistemas barrera-humedal holocenos; (5) Formación “campiña” (Holoceno); (6) Cascadas fluviales con tobas.
Modificado de: Cartografı́a Geológica 1/1.000.000. I.G.M.E., (1994). S.I.Geologica Continua: SIGECO IGME
1.
LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS EN LA ALCARRIA
Se localizan de modo preferencial en su borde oriental -provincia de Guadalajara- (Fig. 16.1)
debido a que en él los estratos calizos, que coronan los páramos, ofrecen mayor espesor y, por
tanto, constituyen acuı́feros de volumen más elevado. Los depósitos tobáceos de origen aluvial
son frecuentes emplazándose en variadas posiciones: unas veces colgadas sobre los fondos de valle
sugiriendo, por tanto, distintas edades pleistocenas y otras, en las mismas vegas al vincularse a los
tiempos holocenos. Los corredores fluviales del Henares, del Dulce (entre Aragosa y Mandayona),
del Tajuña, de los rı́os Cifuentes y Ruguilla, ası́ como el propio Tajo, aguas arriba y abajo de Trillo,
cuentan con abundantes dispositivos carbonáticos. A destacar también, en este último gran valle,
el conjunto emplazado en la localidad de Almonacid de Zorita, más allá del Embalse de Bolarque
donde su techo sirve de emplazamiento a un castillo medieval. Menor representación ofrecen los
edificios desarrollados en las vertientes y alimentados por surgencias; los más espectaculares se
disponen en el valle del Tajuña existiendo algún que otro en la cabecera del rı́o Badiel, ası́ como
en los alrededores de la localidad de Pajares, en un tributario de aquél.
1.1.
LOS EDIFICIOS TOBÁCEOS DE SURGENCIA EN LA VERTIENTE
SEPTENTRIONAL DEL VALLE DEL TAJUÑA
Este valle presenta dos tramos con edificios tobáceos adosados a sus vertientes y desarrollados a
partir de manantiales kársticos, en su mayor parte hoy no funcionales. El más importante se sitúa
en el trecho comprendido entre Masegoso y Brihuega (Ordóñez y González, 1979; Ordóñez et al.,
208
16. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS EN LA ALCARRIA Y ÁREAS IBÉRICAS
ADYACENTES
1979; González Martı́n et al., 1989a, Pedley et al., 2003). El otro se dispone aguas abajo en las
inmediaciones de Orusco -provincia de Madrid- (González Martı́n et al., 1994).
En el primer ámbito, las acumulaciones tobáceas son profusas (Fig. 16.1) y se apoyan en la
vertiente septentrional sin que exista testigo de ellas en la otra margen. Su localización se alinea
por debajo de antiguas surgencias que, a lo largo del Pleistoceno, fueron desarticulandose de modo
progresivo conforme descendı́a el nivel de base general, vinculado al encajamiento del cauce del
Tajuña; otros edificios se acomodan al pie de pequeños valles de fondo plano que también descienden
por la ladera y que, por el motivo anterior, quedaron bruscamente colgados sobre su actual vega
(Ordóñez y González, 1979; Ordóñez et al., 1979; Pedley et al., 2003; Bardajı́ et al., 2008).
La geometrı́a de estos cuerpos adopta una planta en forma de abanico mientras que su alzado
muestra un perfil cuneiforme. En él sobresalen por un lado, unos segmentos cimeros, más o menos
dilatados, pero extraordinariamente planos (o ligeramente convexos); por ellos discurrı́an pequeños
cauces cuyos flujos engendraron diversas acumulaciones con oncolitos en los lechos y márgenes, a
la vez que trasferı́an notable humedad a estas plataformas, favoreciendo el desarrollo de numerosos
elementos higrófilos. Por otro, unos segmentos ahora verticales (Fig. 16.2-A) con desniveles superiores a los 10-15 m, delimitan distalmente los techos y por ellos, en su dı́a, se despeñaban las aguas
dando lugar a saltos y cascadas colonizadas por briofitas, conformando fitohermos bien cementados
(Pedley et al., 2003). Su progradación hacia el valle fue responsable tanto del crecimiento de los
edificios (al aumentar la superficie de la plataforma) como del incremento de la altura de los saltos
de agua.
Figura 16.2: Edificios tobáceos de surgencia en el entorno de Cı́vica, aguas arriba de Brihuega. A: Frente de un
edificio pleistoceno donde se ubican sus relictos saltos de agua. B: Cascada en uno de los escasos parajes del valle
del Tajuña donde todavı́a son funcionales los procesos de precipitación de carbonatos.
Los edificios se emplazan de modo escalonado jalonando el perfil de la ladera a diferentes cotas
sobre el cauce (>+100 m; +80-70 m; +55-50 m; +30-20 m; +15-10 m) y en su génesis también
participaron las numerosas rupturas de pendiente, modeladas por los procesos de erosión diferencial
en las distintas litologı́as aflorantes en las laderas (González Martı́n, 1986). Su contrastado grado
de conservación, ası́ como la existencia de varias generaciones de derrubios coluvionares en su
base, sugieren su correspondencia con diferentes etapas cuaternarias. Los conjuntos más antiguos
se asientan en los segmentos superiores de la ladera; muestran un aspecto muy degradado (a veces
ruiniforme), debido a los procesos de karstificación posterior que han dado lugar a oquedades y
pequeñas cavidades abiertas por la disolución y, más o menos, colmatadas o parcheadas por rellenos
y cortezas parietales de calcita. También son frecuentes los conductos fósiles de agua, de desigual
209
LAS TOBAS EN ESPAÑA
sección y diámetro, modelados en el seno de la masa tobácea; muchos de ellos desarticularon
la funcionalidad de los edificios para conformar, a su pie, otros nuevos adventicios (Ordóñez et
al., 1979). Tampoco faltan pequeños abrigos en los antiguos frentes de agua donde abundan los
revestimientos (coats) calcı́ticos ası́ como abundantes espeleotemas.
En el presente, sólo son funcionales algunos pequeños conjuntos como los existentes cerca de
Cı́vica (Fig. 16.2-B) y otros parajes aguas abajo. Su tasa de crecimiento actual fue establecida en
unos 2-3 cm/año en pequeños saltos dominados, como en otros muchos manantiales petrificantes,
por musgos como Cratoneurum commutatum que, de modo general, ofrecen las incrustaciones
más notables y Eucladium verticillatum casi siempre menos calcificado (Ordoñez y González 1979;
Ordoñez et al., 1979; González Martı́n et al., 1989a).
El otro tramo con tobas se dispone fuera de la provincia de Guadalajara, concretamente en
ambas vertientes del Tajuña, en los alrededores de la localidad madrileña de Orusco. A destacar
la existencia de varias generaciones, la más antigua con relictas cascadas coronando un cerro troncocónico colgado a varias decenas de metros sobre la vega; estructuras tobáceas, quizás de la misma
generación o de otra posterior, fosilizaban retazos de una terraza +20 m del Tajuña y también testigos crioclásticos (grèzes litées) muy anteriores al MIS-2 que es el mejor representado entre los
coluviones del valle. Una datación por Uranio/Torio confirió a este conjunto tobáceo una edad de
90.300 ka BP (González et al., 1994), asimilable al MIS-5. Este interesante afloramiento ha sido
desmantelado casi totalmente por la reciente expansión del casco urbano de Orusco.
1.2.
CONJUNTOS TOBÁCEOS DE ORIGEN ALUVIAL
Se distribuyen por diversas cuencas ubicándose las acumulaciones más relevantes en los valles
del Tajo y de sus afluentes, Henares, Tajuña, etc. En ellos el carácter puntual y diseminado que
ofrecen sus emplazamientos es el factor común que peculiariza su reparto espacial. Sin embargo, y
como excepción, despuntan los valles de los rı́os Cifuentes y Ruguilla donde sus depósitos mantienen
una notable continuidad.
1.2.1.
LAS ACUMULACIONES EN LOS VALLES DEL CIFUENTES Y RUGUILLA
Los rı́os Cifuentes y Ruguilla son dos cortos emisarios del Tajo que discurren paralelos desde
sus respectivas cabeceras por su vertiente septentrional. En su evolución geomorfológica hay que
constatar cómo la erosión remontante del primero desarticuló la alimentación de los flujos kársticos
del segundo, procedentes del cercano borde Ibérico. Este fenómeno es confirmado por la ubicación
de los testigos pleistocenos más antiguos en el valle del Ruguilla, mientras que éstos son inexistentes
en la depresión del rı́o Cifuentes que, sólo a partir del momento de la captura de manantiales, pudo
desarrollar notorios conjuntos tobáceos con edades más recientes (Ordóñez, et al., 1987a; González
Martı́n et al., 1989a).
Las acumulaciones tobáceas del Ruguilla ofrecen un prolongado nivel que corona un conjunto de
cerros y lomas merced a unas estructuras carbonáticas notablemente consolidadas y diagenetizadas,
con espesores de hasta 15 m (Fig. 16.3-A), desarrolladas en cauces con aguas muy oxigenadas y
con flujos que se desplazan lentamente. Morfológicamente, aquellas topografı́as pueden asimilarse a
auténticos relieves aluviales invertidos (Fig. 16.3-B) que han quedado colgados a varias decenas de
metros sobre los talwegs, al haber sido incididos por la erosión de los cauces. El segmento final de
este nivel enlazarı́a con el techo de otro elevado cerro invertido –Cerro del Tobar- cuya cima se alza
a +130 m (Fig. 16.4) sobre el inmediato cauce del rı́o Tajo (Ordóñez et al., 1987a). Existen retazos
de una generación tobácea posterior con techos colgados unos pocos metros sobre el talweg de este
tributario. Por su parte, los depósitos del rı́o Cifuentes se desarrollaron tras la citada captura y, por
ello, sus techos ofrecen posiciones altimétricas inferiores, conformando terrazas +10-15 m y +3-5
m, al sedimentarse con niveles de base mucho más bajos del Tajo.
210
16. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS EN LA ALCARRIA Y ÁREAS IBÉRICAS
ADYACENTES
Figura 16.3: Acumulaciones tobáceas del valle del rı́o Ruguilla. A: Vista de una de las secciones de mayor potencia
con predominio de tobas laminadas bien cementadas. B: Morfologias troncocónicas invertidas modeladas por
la erosión diferencial: en el techo, las consolidadas tobas que coronan estos niveles yaciendo sobre arcillas y
conglomerados de abanicos miocenos. Al fondo otro cerro coronado por el mismo nivel tobáceo.
Figura 16.4: Posición geomorfológica del cerro del Tobar en la vertiente septentrional del Tajo. 1: Sustrato paleógeno. 2: Abanicos aluviales neógenos. 3 y 4: Acumulaciones tobáceas pleistocenas. 5: Acumulaciones tobáceas
de fondo de valle (Holoceno). 6: Terrazas cuaternarias del valle del Tajo.
Aplicando criterios exclusivamente geomorfológicos se les aplicó, hace unas décadas, una cronologı́a relativa asignada a una etapa “prewürmiense” (Ordóñez et al., 1987a). Posteriormente, se
llevaron a cabo dataciones por diversos métodos (Ordóñez et al., 1990; Ortiz et al., 2009) cuyos resultados se contrastan en la Tabla 16.1. A destacar la presencia de algunas manifestaciones tobáceas
todavı́a funcionales como la existencia de una laguna, represada por tobas, en las inmediaciones de
Gárgoles de Arriba y de una cascada fluvial en la desembocadura del rı́o Cifuentes, en Trillo.
Las formaciones tobáceas de ambos valles son de naturaleza fluvio-palustre como es propia
de aquellos lechos con escaso gradiente longitudinal, reducida profundidad y donde la carga hidroquı́mica disuelta es abundante. De aquı́ que, en ausencia de pretéritas barreras y lagunas asociadas,
dominen las tobas laminadas bien cementadas (Fig. 16.5-A y 16.5-B), unas veces en lechos planos y
otras, describiendo sendas inflexiones coincidiendo con pretéritas rupturas en el perfil longitudinal
del cauce (Fig. 16.6 y 16.7). Las secciones estratigráficas de Ruguilla y Cifuentes consisten principalmente en pequeños fitohermos con estromatolitos y construcciones de tallos y otros componentes
en menor proporción (limos y arenas con intraclastos). Al igual que en otros sistemas análogos son
frecuentes los cambios laterales de unas facies a otras (Fig. 16.6) destacando el hecho de que, salvo
211
LAS TOBAS EN ESPAÑA
en el muro de algunas secciones, no hay sedimentos correlacionables con eventos de alta energı́a.
Una descripción más detallada de las distintas facies carbonáticass, incluidas en las tobas de estos
valles, puede seguirse en Pedley et al., (2003).
Tabla 16.1: Dataciones de las acumulaciones tobáceas de los valles Ruguilla y Cifuentes por el método de Uranio/Torio (Ordoñez et al., 1990) y Racemización de Aminoácidos (Ortiz et al., 2009).
UNIDAD GEOMORFOLOGICA
EDAD U/Th
EDAD RACEMIZACIÓN
(Ordoñez et al., 1990)
AMINOÁCIDOS
(Ortiz et al., 2009)
Terraza tobácea +40 m. Valle del Ruguilla
>350 ka
301 ka
Terraza tobácea +10 m Valle del Ruguilla
226 ka
120 ka
Terraza tobácea +15-20 m. Valle del
91 ka
121 ka
Cifuentes (tras fenómeno de captura)
111 ka
105 ka
102 ka
Pequeñas barreras tobáceas. Valle del Tajo
54 ka
32 ka
40 ka
Entorno de la actual laguna tobácea de
–
14 ka
Gárgoles de Arriba
Figura 16.5: Detalles de las estructuras tobáceas del conjunto de Ruguilla: A: Lechos planos y ondulados. B: Facies
de tallos.
1.2.2.
LAS PEQUEÑAS BARRERAS DESARTICULADAS EN EL ACTUAL CAUCE DEL RÍO TAJO
Las famosas Tetas de Viana, cerros residuales sobrealzados (1165 m) y coronados por materiales tobáceos de edad finicenozoica indeterminada, dominan un valle del Tajo donde destaca su
trazado espectacular protagonizado con amplios meandros encajados, labrados en abanicos aluviales miocenos. Sus aguas que, en el tramo superior fueron generadoras de espectaculares formaciones
tobáceas1 de múltiples edades, aquı́ sólo han sido capaces de conformar apenas una decena de dispositivos con reducida entidad y en cronologı́a muy reciente. Su emplazamiento aguas abajo de la
localidad de Trillo, lugar donde confluye con el rı́o Cifuentes, sugiere el papel fundamental ejercido
por el caudal y, sobre todo, la carga hidroquı́mica de este tributario.
El interés de estas acumulaciones radica en que, casi todas, coinciden con retazos de barreras,
conjuntos relativamente raros en trechos fluviales de grandes rı́os si además no se localizan en su
1
212
Ver Capı́tulo 14: Las tobas del Alto Tajo.
16. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS EN LA ALCARRIA Y ÁREAS IBÉRICAS
ADYACENTES
cabecera. Se asimilan a antiguos estribos (Fig. 16.8) emplazados y relegados a las orillas del lecho
actual, tras la destrucción llevada a cabo en sus pretéritos paramentos por las aguas del Tajo.
Como es habitual, estos testigos se desarrollaron en parajes donde son visibles pequeñas rupturas
de pendiente adecuadas para incrementar en su dı́a la turbulencia y, con ello, la eficacia de los
procesos de precipitación.
Figura 16.6: Perfiles longitudinal y transversal del conjunto tobáceo fluvio-palustre emplazado en el valle del rı́o
Cifuentes, aguas abajo de Gárgoles. Arriba: Progresión longitudinal de las tobas en el lecho del rı́o y sección
transversal del fondo de valle. En el centro: Distribución de las principales facies en uno de los depósitos pudiendo
advertirse la existencia de cicatrices erosivas rellenas de calizas micrı́ticas con gasterópodos recubiertos (coated
snails) resultado de acciones erosivas que desmantelaron parcialmente algunas acumulaciones tobáceas. Abajo:
Distribución de las principales facies en otro edificio adjunto y ubicación de las secciones X, Y de la Figura 16.7
(Pedley et al., 2003).
Estas represas naturales conformaron un tramo jalonado por diversos conjuntos “barrerahumedal” cuyos vasos, de escasa entidad, fueron colmatándose de modo progresivo por sedimentos
de naturaleza terrı́gena con anterioridad a la desarticulación de las barreras. Las dimensiones de
éstas eran moderadas: su longitud ofrecı́a unas decenas de metros al cerrar transversalmente el
cauce; su altura no sobrepasaba los 3-4 m y su anchura era, casi siempre, inferior a 10 m. Están
constituidas por capas de musgo con suave inflexión basal y con ángulos más acentuados en su coronación. En ellas dominan las facies mı́crı́ticas más o menos grumelares, existiendo ciertos términos
de tobas estromatolı́ticas con caráceas; igualmente, se advierte la presencia de facies de tallos ası́ como rellenos detrı́ticos –cantos, gravas, arenas- testigos de arrastres enérgicos coetáneos al desarrollo
de las barreras (Ordoñez et al., 1987a; González Martı́n et al., 1989).
La edad de las barreras es incierta: su datación por Uranio/Torio suministró una edad -40
ka- considerada como envejecida (Ordóñez et al., 1990), debido a la presencia de abundante Torio
detrı́tico. Más recientemente, y con técnicas de racemización de aminoácidos, se ha establecido
(Tabla 16.1) una cronologı́a similar (Ortiz et al., 2009). Por nuestra parte, y aunque sólo apoyados
en criterios geomorfológicos, seguimos sugiriendo una edad más reciente para estas manifestaciones,
quizás del inicio del Holoceno. Esta hipótesis se sustenta por un lado, en la presencia de otras
barreras semejantes en tramos más altos y, por otro, en un emplazamiento al borde del cauce
actual lo que presupondrı́a que la altura de las aguas del Tajo, hace 40.000 - 30.000 años, fuese casi
idéntica a la actual sin que, desde entonces, su lecho hubiera desarrollado el más mı́nimo trabajo
incisivo.
213
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Figura 16.7: Secciones efectuadas en las acumulaciones de toba fluvio-palustre en los valles de los rı́os Cifuentes (X,
Y) y Ruguilla (Sección Z). En el muro puede apreciarse la existencia de facies detrı́ticas siliciclásticas coetáneas
de corrientes tractivas enérgicas que, progresivamente, hacia arriba dan paso a sedimentos tobáceos acumulados
en ambientes de naturaleza palustre.
1.2.3.
LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS DEL RÍO DULCE EN LA CUENCA
DEL HENARES
Las primeras descripciones de tobas en la cuenca fluvial del Henares datan de finales del siglo
XIX (Castel, 1881). Casi una centuria después comenzaron a ser analizadas en el valle de uno de sus
afluentes, el rı́o Dulce, en cuyo seno se identificó la existencia de varios niveles de terrazas (T+4050 m, T+25 m, T+14-15 m) que, además de gravas y arenas, contenı́an estructuras tobáceas, casi
siempre, dispuestas en el techo de estas unidades geomorfológicas (Gladfelter, 1971 y 1972; Ordóñez
and Garcı́a del Cura, 1977).
Las acumulaciones más sobresalientes se localizan en ambas márgenes del valle a la altura de
Mandayona, localidad con caserı́o emplazado sobre tobas. Conforman sendas terrazas colgadas a
+40-45 m y, desde el punto de vista cronológico, su edad sobrepasa los 400 ka (Ordóñez et al.,
1990). Aguas arriba existen retazos de una terraza baja, con las mismas caracterı́sticas a las ya
descritas y testigos más modernos (Holoceno), unas veces en forma de barrera, como la situada
por debajo de Aragosa (Pedley, 2009) y otras, como materiales detrı́ticos y tobáceos (Fig. 16.9-A)
ocupando la actual campiña (Castel, 1881; Gladfelter, 1971). En ella, y a mediados del siglo XIX,
se explotaron dos capas de turba (1 m de espesor) que incluı́an abundantes moluscos de agua dulce
-Lymnea- y otros terrestres -Bulimus, Helix . . . .- (Yegros, 1863). La vega, a su vez, se halla incidida
por un cauce donde todavı́a acontecen algunos procesos de precipitación en pequeños saltos de agua
(Fig. 16.9-B).
De igual modo, a finales de la década de los 70, se constató, la presencia (Ordóñez y Garcı́a del
Cura, 1980 y Ordóñez and Garcı́a del Cura, 1983) por un lado de revestimientos estromatolı́ticos,
con diferentes comportamientos estacionales, adosados a las paredes de una canalización para riego
con solera de hormigón y por otro, de acumulaciones de oncolitos que fueron objeto de una intere214
16. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS EN LA ALCARRIA Y ÁREAS IBÉRICAS
ADYACENTES
sante filmación (verano 2009), tanto en el lecho del rı́o como en acequias de tierra (Nieves López,
M Eugenia Arribas y Blanca Pérez Uz).
ª
Figura 16.8: A: Vista del estribo de una barrera tobácea (1) en la margen izquierda del rı́o Tajo, aguas abajo
de Trillo (Guadalajara). Al fondo acumulaciones detrı́ticas (2) que colmataron el antiguo receptáculo donde se
remansaban las aguas. B: Detalle del paramento de aguas abajo.
Figura 16.9: A: Vista de la “Formación Campiña” (Holoceno-Subactual) en las inmediaciones de Mandayona; B:
Salto de agua con atenuada precipitación de carbonatos en el cauce ordinario del rı́o Dulce.
2.
LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS DE LA PERIFERIA ALCARREÑA
Se emplazan fuera del ámbito estructural de la Cuenca de Madrid y su génesis se vincula a
aguas provenientes de los acuı́feros conformados por los roquedos kársticos del Borde Ibérico.
Uno de los ejemplos con acumulaciones más notables se halla cubierto hoy por las aguas del Tajuña retenidas en el Embalse de La Tajera, en el entorno de Cifuentes y, por su interés, se abordan
aquı́ sus caracterı́sticas. Consistı́a en una serie de dispositivos tobáceos holocenos sedimentados en
humedales represados por pequeñas barreras desarrolladas en tramos inmediatos, muy encajados y
con un gradiente longitudinal escalonado (Ordóñez et al., 1981; González et al., 1989). Su presencia
conferı́a una morfologı́a extraordinariamente plana al fondo de valle, cuyo techo se ofrecı́a incidido
entre 3-8 m. Su edad reciente era sugerida, además, por el hecho de que sus carbonatos fosilizaban espesos coluviones formados por pequeños gelifractos estratificados (grèzes litées), asignados
entonces al Würm (Asensio y González, 1976) y, posteriormente, al MIS-2 (González Martı́n et al.,
2000b).
Aquellos sedimentos tobáceos descansaban sobre un continuo nivel turboso (Fig. 16.10), con
espesor de 4-5 m, que incluı́a abundantes gasterópodos. En ellos destacaba un conjunto detrı́tico
215
LAS TOBAS EN ESPAÑA
integrado por abundantes y heterométricos fragmentos (gravas, arenas y lutitas) de toba (“toba
detrı́tica” o intraclast and phytoclast tufa). Se estructuraban en secuencias de grano selección positiva, estratificación flaser, advirtiéndose la presencia de pequeñas rizaduras de corriente. Fueron
el resultado de acciones de erosión y transporte llevadas a cabo por las aguas del Tajuña durante eventos de cierta energı́a. A destacar también la relativa presencia de arenas (0,15-0,7 mm de
diámetro), fundamentalmente de naturaleza cuarzosa.
Figura 16.10: Columnas y secuencias de las acumulaciones holocenas emplazadas en el fondo del valle del rı́o
Tajuña, inmediaciones de la actual Presa de La Tajera. La secuencia-tipo estaba caracterizada por la existencia
de rasgos de edafización (marmorización), después, carbonatos bioconstruidos in situ y sobre ellos, tobas detrı́ticas
(intraclast y phytoclast tufas) de granulometrı́a gruesa pasando a más fina.
En su seno, unas veces se intercalaban ciertos niveles de variable espesor con abundante materia
orgánica sedimentados en ámbitos encharcados, mejor o peor comunicados entre si, y donde, con
carácter local, se desarrollaron ciertos regı́menes diastróficos capaces de originar turba. Y otras,
de modo predominante, diferentes lechos de carbonatos “bio-construidos” in situ y asociados a los
elementos vegetales que colonizaban unos cauces y orillas por donde discurrı́an flujos lénticos a
consecuencia del represamiento de las aguas ejercido por pequeñas barreras. Ciertas variedades de
gasterópodos como Succinea elegans, Limnaea limosa, Ancylus fluviatilis. . . (Álvarez Ramis et al.,
1982), confirmaban este modelo sedimentológico. Desde el punto de vista textural, los carbonatos
ofrecı́an un predominio de las facies estromatoliticas, tanto de tipo laminar como arborescente, siendo frecuente tanto la presencia de partı́culas micrı́ticas cementando elementos vegetales incrustados,
como de carbonatos “organogénicos” de naturaleza vegetal (algas) o faunı́stica (gasterópodos).
Tres tipos de subfacies protagonizaban estos lechos, aunque su distribución espacial era ciertamente irregular puesto que pasaban sin solución de continuidad de unas a otras:
una, vinculada a tubos verticales y coincidente con moldes pertenecientes a antiguos tallos con
diámetros de hasta 5-6 cm, de los géneros Juncus, Phragmites y Typha. Ofrecı́an una gruesa
216
16. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS EN LA ALCARRIA Y ÁREAS IBÉRICAS
ADYACENTES
envuelta estromatolitica, con textura arborescente dominante. En ella podı́an advertirse la
presencia de bolas algáceas y bioclastos de la misma estructura (1,5 x 1 mm) ası́ como ciertos
granos de cuarzo (≈0,20 mm).
otra, donde concurrı́a una compleja red de tubos cruzados asociada a moldes de caráceas
(diámetro <0,5 cm), con una inclinación neta y siempre orientada en el sentido de la paleocorriente. Destacaba su reducidı́simo potencial de preservación debido a su enorme fragilidad
textural. Esta facies se caracterizaba por la existencia de secciones de restos vegetales incrustrados por estructuras de tipo estromatolitico (fundamentalmente laminar) y carbonato
micrı́ticos, sin estructura netamente definida; conteniendo ostrácodos, restos algáceos e indicios de terrı́genos. En los huecos, que representaban con frecuencia más del 80 % del conjunto,
se desarrollaba una fase calcı́tica cementante de naturaleza esparı́tica, con pequeño tamaño
de cristal que solı́a tapizar dichas oquedades.
la última variedad, aunque con una representación muy reducida, estaba compuesta por ciertas
tobas de estructura compleja donde se entremezclaban carbonatos vinculados a moldes de
plantas superiores, restos de hojas, etc.
En sı́ntesis, este conjunto holoceno se habrı́a acumulado en un sistema fluvial muy estable, de
tipo braided, con escasa actividad erosiva y reducida competencia como sugiere la escasez de materiales terrı́genos. No obstante, el lecho conocerı́a episodios de pequeñas crecidas periódicas que
destruirı́an las frágiles materiales tobáceos acumulando sus fragmentos como sedimentos detrı́ticos
en su fondo. El notable desarrollo de algas cianofı́ceas epifitas sugiere medios con escasas profundidades ası́ como buena insolación y oxigenación en los flujos de agua. En su génesis se han invocado
condiciones climáticas muy semejantes a las actuales, a la vista de la notable coincidencia existente
entre las biocenosis fósiles detectadas en estas acumulaciones carbonáticas y las actuales (Alvárez
Ramis et al., 1982).
El otro ejemplo se dispone al norte, en el valle del Henares modelado en materiales mesozoicos, especialmente triásicos y jurásicos. En él aparecen numerosas tobas conformando “terrazas
travertı́nicas” en cuyas estructuras carbonáticas (facies de tubos cruzados y verticales, algales,
oncolitos, láminas bandeadas donde alternan calcita fibrosa y micrita) aparecen materiales detrı́ticos vinculados a eventos con corrientes tractivas (Benito et al., 1998). Estas terrazas (Fig. 16.11)
se emplazan en distintas posiciones geomorfológicas y siempre colgadas sobre el cauce (Alcuneza:
T+22 m; El Molar: T+50 m, T+33 m y T+22 m; en Horna: T+33 m, T+22 m y T+13 m). Cronológicamente, el nivel más antiguo con tobas corresponde a T+30 en Horna, pues se remonta a
444 ka BP (234 U/238 U); el nivel T+22 de Alcuneza tendrı́a más de 200.000 años (243 ka ó 202 ka
BP) con edades semejantes obtenidas por racemización de aminoácidos -283 ka BP- (Ortiz, 2009);
finalmente, el más bajo de Horna (T+13) se habrı́a desarrollado hace unos 135 ka – 103 ka BP
(Howell et al., 1995; Benito et al., 1998) que se remontarı́an hasta 158 ka - 132 ka BP (Ortiz et al.,
2009).
Junto a estas acumulaciones pleistocenas hay mencionar los sedimentos acumulados en los
fondos del valle, denominados entonces “terraza-campiña” (Gladfelter, 1971). Entre estos niveles
más bajos sobresale la terraza T+6 m de Baides que suministró, por Carbono 14, primero una edad
de 6,5 ka BP (Gladfelter, 1971) y, después, una cronologı́a asimilable ya que el muro fue datado
en 9,9 ka BP y el techo en 6,2 ka BP (Preece, 1991; Benito et al., 1998). Paleoambientalmente,
los análisis malacológicos y palinológicos aquı́ realizados determinaron un medio caracterizado por
un paisaje abierto con humedales de escasa profundidad, rodeado de Pinus (80 %) y, en menor
proporción, de Salix, Betula, Fraxinus y Alnus (Preece et al., 1991).
CONSIDERACIONES FINALES
En esta región peninsular, se ha constatado la presencia de diversos conjuntos tobáceos, principalmente acumulados en ambientes fluviales y fluvio-palustres avenados por cauces casi siempre
217
LAS TOBAS EN ESPAÑA
poco profundos y por los que discurrı́an flujos de baja energı́a. Junto a ellos, señalar la existencia
de algunos dispositivos desarrollados en las vertientes y alimentados por el agua de surgencias que
ofrecen, como elemento de interés añadido, la conservación de masas coluvionares pertenecientes a
distintas fases crioclásticas. La edad de los edificios tobáceos se asocian a varias etapas cuaternarias
remontándose la más antigua a una edad (U/Th) superior a 350 ka BP (Ordóñez et al., 1990) y
concretada en 405 ka BP por métodos de racemización de aminoácidos, lo que situarı́a a esta generación, desarrollada exclusivamente en el valle del rı́o Ruguilla, en el MIS-11 (Ortiz et al., 2009).
Es posible que a esta etapa isotópica pudieran asimilarse los niveles más elevados (T+40-45 m) del
rı́o Dulce (Ordóñez et al., 1990) ası́ como los niveles T2 (+40-45 m) del Henares y T3 (+30-35) de
Horna, con una edad de 444 ka BP (Benito et al., 1998).
Figura 16.11: Ubicación de las acumulaciones tobáceas en los valles del Henares y tributarios. (1) Terrazas tobáceas
pleistocenas; (2) Edificios pleistocenos de surgencia; (3) Formación campiña Modificado de: Cartografı́a Geológica
1/1.000.000. I.G.M.E., (1994). S.I.Geologica Continua: SIGECO IGME
Con posterioridad acontecieron otras etapas de sedimentación tobácea detectadas tanto morfológica como mediante técnicas de cronologı́a absoluta en los valles del Henares (Benito et al.,
1998) y del Cifuentes (Ordóñez et al., 1990 y Pedley et al., 2003). Su desarrollo coincidió con etapas presididas por una activa karstificación y por una notable fitoestabilidad en las vertientes que
podrı́an vincularse a episodios correlacionables con las “Aminozonas” 2 (264 ka BP), 3 (189 ka
BP), 4 (130 ka BP), 5 (101 ka BP), 6 (32 ka BP), 7 (14 ka BP) y 8 (6 ka BP) (Ortiz et al., 2009).
218
17. LOS CONJUNTOS TOBÁCEOS EN
UN ENTORNO EXCEPCIONAL: EL PARQUE NATURAL DE LAS LAGUNAS DE
RUIDERA EN EL CAMPO DE MONTIEL
J. A. González Martı́n1 , S. Ordóñez2,4
M. A. Garcı́a del Cura3,4 y H. M. Pedley5
1. Departamento de Geografı́a. Universidad Autónoma de Madrid. 28049.- Madrid. juanantonio.gonzalez@uam.es
2. Departamento de Ciencias de la Tierra y del Medio Ambiente. Universidad de Alicante. salvador@ua.es
3. GEO.CSIC-UCM. Facultad de Geologı́a, agcura@geo.ucm.es
4. Laboratorio de Petrologı́a Aplicada. Unidad Asociada Universidad de Alicante-CSIC.
5. Departament of Geography. University of Hull. U.K. h.m.pedley@hull.a.c.u.k
INTRODUCCIÓN
Las Lagunas de Ruidera configuran un sistema fluvio-lacustre originado por los procesos de
precipitación de carbonatos asociados a la evolución hidroquı́mica y bioquı́mica de las aguas del
Alto Guadiana y de algunos tributarios, desde finales del Pleistoceno. Lo componen cerca de veinte humedales, algunos ya desaparecidos, y bien conocidos mundialmente al escoger Cervantes su
entorno para una de las fantásticas aventuras de Don Quijote de La Mancha. No obstante, el excepcional interés natural y cientı́fico de Ruidera radica en la extensión lineal y espectacularidad
de unas lagunas bordeadas por depósitos de tobas holocenas y pleistocenas, protagonizados por
notables barreras (Fig. 17.1). Se edificaron sobre todo durante los últimos perı́odos templados del
Cuaternario coincidiendo con los estadios isotópicos del Oxigeno impares (MIS-1, 3, 5 y 7). El
paisaje de Ruidera ofrece grandes analogı́as con otros ámbitos de similar naturaleza y belleza como
es el caso de los Lagos de Plitvice o del valle del Krka, en Croacia.
Todas estas peculiaridades constituyen el principal motivo por el que las Lagunas de Ruidera
fueron declaradas como “Sitio Natural de Interés Nacional” en 1933 para pasar, casi medio siglo
después, a ser amparadas por la figura de Parque Natural (13/07/1979). Posteriormente, han sido
incluidas en el Convenio Ramsar (21/10/2011). La calidad de los paisajes reunidos en este gran
humedal, la naturaleza tobácea de sus lagos y la biodiversidad desarrollada en su seno, merecerı́a
una protección asimilable a la de Parque Nacional. Sin embargo, existe una notoria diferencia entre
estas lagunas y aquellos excepcionales lagos europeos donde las lluvias son notorias: Ruidera se
emplaza como un oasis en un territorio del centro peninsular dominado por ambientes caracterizados
por una acentuada sequedad que se manifiesta no sólo estacionalmente, sino también en forma de
frecuentes y prolongadas sequı́as interanuales. Éstas, y una intervención antrópica a veces nefasta
en los últimos decenios sobre-explotando las reservas de agua subterránea, ha provocado el descenso
de los niveles piezométricos hasta tal punto que determinadas lagunas han mostrado repetidamente
sus fondos secos durante varios años. Bajo estas circunstancias, las aguas del Alto Guadiana y sus
ecosistemas asociados, ası́ como las acumulaciones tobáceas, se han visto sometidas a un grave
stress del que parecen haberse recuperado en estos últimos tiempos.
La presencia de tobas en Ruidera fue mencionada hace más de un siglo. El primer corte geológico
data de mediados del siglo XIX (Naranjo y Garza, 1850) y en él se incluyó a las tobas en diferentes
219
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Figura 17.1: Vista de las barreras tobaceas que represan las aguas de las
Lagunas Batana (en primer plano) y
Santos Morcillo (al fondo). Fuente:
Dirección del Parque Natural de Las
Lagunas de Ruidera.
posiciones geomorfológicas en el valle del Alto Guadiana. Posteriormente, desde los inicios de la
pasada centuria, las Lagunas de Ruidera atrajeron la atención de los naturalistas de la época, sobre
todo de Hernández Pacheco (1934). Dos décadas más tarde, nuevas contribuciones cientı́ficas fueron
aportadas a este espacio (Planchuelo, 1944 y 1954; Solé Sabarı́s, 1952; Dupuy de Lôme, 1954; Corchado, 1971). Todas ellas mencionaron la existencia de tobas pero no advirtieron la trascendencia
de las barreras tobáceas a la hora de interpretar la génesis de sus humedales; prevalecieron las
interpretaciones vinculadas a procesos de disolución o a motivos tectónicos que fueron aplicadas a
unos lagos que se alojarı́an en ciertas morfologı́as kársticas -uvalas y poljes- modeladas en las carniolas jurásicas, sugiriéndose para ciertas lagunas (M.O.P.U.) desproporcionadas profundidades (>
40 m); sin embargo, ya desde el siglo XVIII, se conocı́a cómo aquellas no sobrepasaban los 20 m, en
informes destinados a aprovechar la pesca en sus aguas (Marı́n Magaz, 2007). Sólo Jenssen (1946)
abordó de modo más profuso la importancia de las acumulaciones carbonáticas en el fondo del valle
del Alto Guadiana. La devaluación, efectuada por aquellos investigadores, del papel fundamental
de las barreras a la hora de conformar el sistema lacustre de Ruidera, tuvo sus consecuencias en
las inapropiadas e insuficientes medidas de protección medioambiental propuestas en la década de
los ochenta.
A partir de entonces, el análisis sistemático de las acumulaciones tobáceas del Alto Guadiana, y más concretamente de las Lagunas de Ruidera, fue llevado a cabo por numerosos estudios
geomorfológicos, petrológicos y sedimentológicos cuya publicación se prolonga hasta la actualidad
(Ordóñez et. al., 1986a, 1986b, 1996 y 2005; González Martı́n et al., 1987 y 2004; Pedley et al.,
1996; Pedley, 2009; Garcı́a del Cura et al., 1997a; 1997b; 2000 y 2011; Andrews et al., 2000; Souza
Egipsy et al., 2006). De modo coetáneo, las aguas, tanto subterráneas como las superficiales, fueron
profusamente analizadas en lo que respecta a sus caudales y caracterı́sticas hidroquı́micas (Torrens
et al., 1976; Niñerola y Torrens, 1979; Ordoñez et al., 1988 y 1985; Montero, 1994 y 2000; Plata
y Pérez Zabaleta, 1995; Grande Pinilla, 1997; González Martı́n et al., 1997; Álvarez Cobelas et
al., 2007). También lo fueron las cubiertas vegetales de las vertientes o incluidas en su lámina de
agua (Velayos, 1983 y 1991; Cirujano et al., 2002). De aquellas fechas data también la aplicación de
métodos isotópicos, tanto de isótopos estables, para el conocimiento de las condiciones medioambientales en las que se desarrollaron las tobas, como radiogénicos para establecer la cronologı́a de
sus etapas constructivas (Martı́nez Goytre et al., 1988; López Vera, 1989; Ordóñez et al., 1997a y
2005; Andrews et al., 2000; Garcı́a del Cura et al., 2011). Además, las Lagunas de Ruidera constituyen uno de los “ecosistemas microbiolı́ticos” de agua dulce más importante del mundo (Foster
220
17. LOS CONJUNTOS TOBÁCEOS EN UN ENTORNO EXCEPCIONAL: EL PARQUE
NATURAL DE LAS LAGUNAS DE RUIDERA EN EL CAMPO DE MONTIEL
et al., 2011) y sus dispositivos estromatolı́ticos, mayoritariamente constituidos por cianobacterias,
ofrecen una notable variedad (Santos et al., 2010). Por otro lado, este ámbito fluvio-lacustre tobáceo
ha sido considerado como uno de los más destacados sumideros de carbono en Europa (Ordoñez et
al., 2005).
El avance de los conocimientos fue acompañado por un lado, de una profusa labor de divulgación
acerca de la vulnerabilidad de los materiales tobáceos de Ruidera y del excepcional valor de su
patrimonio natural (Garcı́a del Cura et al., 1991b) y por otro, de estudios dedicados a temas de
conservación (González Martı́n et al., 1989b y 1997; Garcı́a del Cura et al., 1999; González Martin
et al., 2007 y 2008). La evolución temporal de los paisajes de este humedal, desde los tiempos
protohistóricos hasta épocas muy recientes ası́ como los distintos usos que se ha hecho de sus suelos
y aguas, fue otro objetivo planteado por numerosos autores (Jiménez Ramı́rez y Chaparro, 1989;
Martı́nez Alfaro y López Camacho, 1989; Jiménez Ramı́rez, 1994; Rico Sánchez et al., 1997; Valle
Calzado, 1997; González Martı́n y Rubio, 2000; Marı́n Magaz et al., 2004 y 2008; Marı́n Magaz,
2007; González Martı́n y Fidalgo, 2010). Hoy todos estos datos sirven de sustrato cientı́fico para una
adecuada protección de su frágil entorno natural dificultada por el hecho de una legislación muy
antigua, responsable de que lagunas, barreras y orillas estén, todavı́a, en manos de la propiedad
privada. No obstante, recientemente se han declarado de dominio público al considerarse ubicadas
en un ámbito fluvial: el rı́o Alto Guadiana.
1.
MARCO MORFOESTRUCTURAL y LA NATURALEZA DEL ACUÍFERO KÁRSTICO
El valle del Alto Guadiana, y el conjunto fluviolacustre de Ruidera alojado en su fondo se
emplaza en el Campo de Montiel (Fig. 17.2), altiplano constituido por roquedos mesozoicos y
cuyas cimas (900-1100 m), cepilladas por varias superficies de erosión cenozoicas (Pérez González,
1982), se alzan de modo bien destacado sobre las planicies terciarias circundantes: La Mancha al
oeste y al norte y los Llanos de Albacete, al este. Por el sur, el valle del rı́o Jardı́n delimita su borde
meridional de los contrafuertes serranos pertenecientes a los relieves prebéticos. El armazón litoestratigráfico de este altiplano le asimila a un gran acuı́fero libre y colgado con un acuitardo basal
determinado por los materiales trı́ásicos (facies Keuper) sobre el que se apoya un techo constituido
por roquedos carbonatados jurásicos.
Su alimentación, suministrada exclusivamente por las lluvias, motiva que la descarga de sus
aguas subterráneas se efectúe por los bordes y por algunos valles, como el del Alto Guadiana,
del rı́o Azuer, del Jabalón, del Cañamares etc., los dos primeros adaptados a importantes lı́neas
de fractura (Rincón et al., 2001a y 2001b). Ello ha dado lugar a que numerosas acumulaciones
tobáceas se dispongan en estos valles o se ciñan a los diferentes confines geográficos del altiplano,
especialmente en su borde occidental y meridional.
El valle, donde se disponen las Lagunas de Ruidera (Fig. 17.3), conforma un encajado corredor modelado por la incisión del Alto Guadiana como sugiere la existencia de diversos vestigios
geomorfológicos colgados -fundamentalmente, acumulaciones detrı́ticas de origen fluvial y lateral
vinculadas a glacis- (González Martı́n et al., 2004). En los segmentos inferiores de sus vertientes
se emplazan distintos tipos de acumulaciones tobáceas, también colgadas entre + 4 m y +40 m,
que cronológicamente se remontan a los MIS-7, 5 y 3. Las correspondientes al MIS-1 se ubican en
el mismo fondo de valle y entre ellas dominan los edificios de barrera que represan las aguas de un
rosario de distintas lagunas conformando un tendido perfil en graderı́a (Fig. 17.4). Las dimensiones
de estos humedales son, salvo algunas excepciones (Lagunas del Rey, Colgada y Conceja), reducidas
y con perı́metros sobre todo, elongados (con eje fundamental adaptado al trazado del valle). Sus
vasos se alimentan tanto de caudales de superficie como subterráneos: sólo la barrera que retiene
las aguas de la Laguna Tomilla ofrece un comportamiento totalmente impermeable (Plata y Pérez
Zabaleta, 1995).
221
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Figura 17.2: Acumulaciones tobáceas en tres sectores del Campo de Montiel. Arriba: Alhambra-Lagunas de Ruidera, en el centro: valles del Azuer y Cañamares, abajo: valles del Jabalón y Villanueva. Cartela: Puntos negros:
¿Pleistoceno inferior?. Puntos grises: ¿Pleistoceno medio-superior?; S: Edificios de surgencia policı́clicos.
222
17. LOS CONJUNTOS TOBÁCEOS EN UN ENTORNO EXCEPCIONAL: EL PARQUE
NATURAL DE LAS LAGUNAS DE RUIDERA EN EL CAMPO DE MONTIEL
Como consecuencia de que el perı́odo de residencia del agua en el acuı́fero no es excesivamente
largo (unos pocos meses), los volúmenes de agua almacenados, ası́ como los caudales descargados, fluctúan notablemente. Ello motiva que durante las etapas de prolongada sequı́a, como ya se
ha comentado, ciertas lagunas lleguen a secarse totalmente a consecuencia del descenso del nivel
freático.
Figura 17.3: Esquema geomorfológico de las Lagunas de Ruidera.
Figura 17.4: Bloque diagrama con el perfil longitudinal del Alto Guadiana: disposición escalonada y profundidad
de las Lagunas de Ruidera.
Hidroquı́micamente, las aguas de las lagunas tienen todas un pH por encima del valor neutro
(7,66 0,25). Por su parte, las cifras de conductividad son bastante variables. En su carga iónica
destacan (Ordóñez et al., 1985 y 2005): Ca2+ (62,5 10,2 mg/L); Mg2+ (25,1 3,4 mg/L); Na+
(24,1 2,6 mg/L); K+ (2,2 0,4 mg/L); HCO3 (149,5 32,1 mg/L); SO4 2- (95,6 7,7 mg/L) y
Cl (49,3 10,2 mg/L).
±
±
2.
±
±
±
±
±
±
LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS HOLOCENO-ACTUALES
En el entorno inmediato de las lagunas se han conformado diversas acumulaciones tobáceas que
han sido asignadas al MIS-1 y representadas, sobre todo, por barreras, replanos estromatolı́ticos y
otros depósitos sedimentados en los receptáculos lacustres. Conforman un espeso relleno carbonático, constatado por numerosos sondeos (Plata y Pérez Zabaleta, 1995) y otros métodos geofı́sicos
223
LAS TOBAS EN ESPAÑA
(Pedley, 2009) que, a veces, alcanza más de 50 m de espesor y se asienta sobre un modelado de disección previo, labrado sobre las carniolas del Jurásico y también, en cierto tramos, sobre las facies
Keuper triásicas. Los análisis de isótopos estables, obtenidos en las acumulaciones que afloran en
su techo, muestran valores de δ18 OPDB comprendidos entre -5,9/ y -4,1 (Ordóñez et al., 1997a
y 1997b), semejantes a los detectados en los mismos sedimentos, y en otros, unos años después
(Andrews et al., 2000; Garcı́a del Cura et al., 2011). Estos datos, a su vez, son también similares
a los obtenidos en estromatolitos desarrollados entre 1947 y 1997 en una pequeña poza no siempre
cubierta de agua: las variaciones anuales de δ13 CPDB oscilaron entre -6,16
y -9,37
mientras
18
que los valores de δ OPDB fluctuaron entre -5,65 y -6,78 (Garcı́a del Cura et al., 1997d). Los
altos valores de δ13 CPDB y δ18 OPDB corresponden a etapas de sequı́a plurianual y fueron asociados
a momentos con elevada evaporación y baja cantidad de carbono orgánico en el suelo. Todos estos
parámetros isotópicos se correlacionaron bien con los registrados en las aguas de las Lagunas de
Ruidera en la década de los años 90 (Plata y Pérez Zabaleta, 1995).
Cronológicamente, este espeso conjunto tobáceo parece haberse desarrollado desde finales del
Pleistoceno. El posible inicio de la sedimentación pudo tener lugar en época tardiglaciar apoyándose esta hipótesis en dos hechos: por un lado, los numerosos sondeos efectuados (C.E.D.E.X.) han
detectado, casi siempre, materiales coluvionares separando el substrato mesozoico del muro del
relleno tobáceo; estos coluviones pudieran corresponderse con los abundantes crioclastos que regularizan las laderas del valle y pertenecientes al MIS-2 (González Martı́n et al., 2004); por otro lado,
se obtuvo, por U/Th, una edad de 16,5 ka. BP (Ordóñez et al., 2005) en una muestra asimilada a
un pretérito salto de agua ubicado en el muro del relleno a 45 m de profundidad (Fig. 17.5).
‡
‡
Figura 17.5: Bloque diagrama
del entorno de la cola de la Laguna de La Lengua y de la barrera de La Redondilla. Espesor
del relleno tobáceo holoceno actual y edad de algunas acumulaciones (U/Th para carbonatos
en barreras y 14 C para niveles de
materia orgánica en sedimentos
lacustres) y posición de los coluviones del MIS-2. Adviértase en
la ladera la presencia de edificios
tobáceos colgados de edad pleistocena (45 ka BP) que, a su vez,
fosilizan crioclastos de una etapa
anterior (¿MIS-4?).
224
‡
‡
‡
‡
17. LOS CONJUNTOS TOBÁCEOS EN UN ENTORNO EXCEPCIONAL: EL PARQUE
NATURAL DE LAS LAGUNAS DE RUIDERA EN EL CAMPO DE MONTIEL
2.1.
BARRERAS TOBÁCEAS
Constituyen el elemento geomorfológico más trascendental en el paisaje de Ruidera pues su
existencia promueve el funcionamiento de un ámbito fluviolacustre que sirve de soporte a diferentes
ecosistemas. Su emplazamiento coincide con aquellos tramos donde el valle estrecha sus confines, o
donde aumenta el gradiente de su perfil longitudinal, incentivando los procesos de desgasificación
fı́sico-quı́mica en las aguas. Las dimensiones de los edificios de barrera son muy variables desde
escalas centimétricas hasta hectométricas: los mayores (Fig. 17.6) pueden ofrecen paramentos de
más de 300 m de longitud, 50-100 m de anchura y una altura visible superior a 20 m.
Figura 17.6: Barrera de la Laguna de la Redondilla: A la izquierda, paramento de aguas arriba en una época
(inicios de la década de los años 90) cuando su vaso quedó completamente seco. A la derecha, un detalle de sus
recubrimientos estromatolı́ticos parietales.
Entre los principales conjuntos carbonáticos que conforman las estructuras de las barreras hay
que señalar:
Un fitohermo, de mayor o menor anchura, constituido por capas de briofitas dispuestas de
modo ondulado en la base aumentando progresivamente su inclinación hacia el techo hasta
hacerse allı́ muy verticalizadas. En algunas barreras sondeadas (Fig. 17.7) se ha identificado
la existencia en su seno de numerosas estructuras laminares de naturaleza estromatolı́tica.
No siempre, aunque con cierta frecuencia, adosado al fitohermo y tras un cambio lateral de
facies, se apoya una prolongada cuña, con perfil similar al de los denominados “espaldones” de
las presas romanas. Está compuesto por facies detrı́ticas (calcarenitas y lutitas) tobáceas (intraclast tufa) dispuestas en estructuras subtabulares entre las que se interestratifican delgados
y discontinuos niveles y parches con facies de tallos.
En aquellas barreras donde la erosión o procesos de colapso, como el acontecido en 1545 en
la represa de la Laguna del Rey que conformó el paraje conocido como “El Hundimiento”
(Fig. 17.8), han hecho desaparecer o hundir parcialmente la cuña o espaldón, el paramento
de aguas abajo muestra un perfil muy verticalizado donde se emplazan cascadas por las que
caen las aguas que desbordan la coronación. Estos saltos, con diferentes caudales y energı́as
a lo largo de las estaciones y de los años, dan lugar a flecos y cortinas estalactı́ticas (con
crecimientos laterales que pueden ser superiores a 1 cm/año) que, en ocasiones, generan
pequeñas cavidades con techo en voladizo (Fig. 17.9). Adicionalmente pueden desarrollarse,
tanto en el lecho de los cauces que se abren paso por la coronación, como en los emplazados al
pie, o en las inmediaciones de los saltos de agua, un micromodelado muy irregular compuesto
por pequeñas pozas, gutters y reducidos domos hemi-esferoidales vinculados todos ellos a
crecimientos estromatolı́ticos.
225
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Figura 17.7: Estructuras y espesor de las acumulaciones tobáceas (fitohermo y “espaldón”)
que componen la barrera de la Laguna del Rey.
Figura 17.8: Saltos de agua –funcionales (A) y esporádicos (B)- ubicados en el paraje de “El Hundimiento”: la
caı́da de aguas y el crecimiento de las cortinas estalactı́ticas tuvieron su principio tras el colapso acaecido en esta
barrera en el siglo XVI.
Figura 17.9: Microformas emplazadas al
pie de los saltos asociados la barrera de
la Laguna del Rey. En: Pedley et al.,
2003
226
17. LOS CONJUNTOS TOBÁCEOS EN UN ENTORNO EXCEPCIONAL: EL PARQUE
NATURAL DE LAS LAGUNAS DE RUIDERA EN EL CAMPO DE MONTIEL
2.2.
DEPÓSITOS LACUSTRES
Ocupan las cubetas que alojan las diferentes lagunas y, esencialmente, pueden establecerse dos
variedades en función de los subambientes donde se desarrollaron controlados por su posición y su
profundidad en un marco de condiciones oligotróficas de las aguas.
2.2.1.
LOS REPLANOS ESTROMATOLÍTICOS
Se trata de morfologı́as aterrazadas, en el momento actual emergidas parcialmente, que ofrecen
espesores visibles de hasta 10-12 m y son poco frecuentes en la bibliografı́a dedicada a las acumulaciones tobáceas. Sin embargo, en Ruidera, orlan con gran espectacularidad (Fig. 17.10A y 17.10B)
las orillas de sus denominadas “Lagunas Altas” (Lengua, Tomilla, Tinajas, San Pedra, Redondilla. . . ). Incluyen dos segmentos bien diferenciados (Fig. 17.10C) y con distintas facies tobáceas:
Por un lado, un techo muy plano alzado hasta la misma altura a la que se eleva la coronación
de la represa tobácea más o menos inmediata. Este enrase altimétrico sugiere que su desarrollo
vertical ha estado dirigido, en un pasado muy próximo, por el crecimiento de las barreras y por
el consiguiente ascenso progresivo del nivel de las aguas. Este techo, cuando está sumergido,
se cubre de extensos tapices algáceos que, en ocasiones, construyen pequeñas y estrechas
crestas estromatolı́ticas de planta circular (Fig. 17.10D). Los sitios con menor insolación,
o dispuestos en la misma orilla, son colonizados por los órganos de una macrovegetación
higrófila revestidos por tapices algáceos que precipitan carbonatos en forma de anillos. Allı́
donde son visibles sus estructuras internas, cercanos al techo del replano (margen izquierda
de la Laguna Tinaja), puede advertirse también la presencia de sedimentos calcarenı́ticos de
origen tobáceo organizados en lechos tabulares y, donde puntualmente, aparecen discontinuos
parches con facies de tallos en posición vertical originadas en antiguos lugares encharcados.
Por otro, y delimitando bruscamente el segmento anterior hacia el vaso lacustre, se dispone un
reborde acantilado muy irregular. Se halla revestido por múltiples franjas verticalizadas (2-3
cm de espesor) asociadas a estromatolitos parietales, producto de la colonización bacteriana.
Su crecimiento lateral, y centrı́peto hacia el eje de la laguna, es responsable del sinuoso
trazado del perfil con salientes convexos y entrantes cóncavos (Fig. 17.10E) cuyo trazado se
vincula a la continua evolución vertical (estacional, anual y plurianual) de la lámina de agua.
Otros detalles petrográficos y sedimentológicos pueden seguirse en Pedley et al., (1996). Al
pie de estos replanos, se adosan numerosos estromatolitos pinaculares y con otras morfologı́as
(Fig. 17.11) que crecen en función de las variaciones actuales de la lámina de agua en las
lagunas. En general, estas estructuras empinadas, adosadas a los replanos y en ocasiones a
los paramentos verticalizados de aguas arriba de algunas barreras (impermeabilizando sus
pantallas), pueden ofrecer, en conjunto, grosores métricos y su desarrollo lateral ha jugado
un papel no desdeñable en el progresivo alzamiento de la coronación de las barreras, dada su
función de constreñir y reducir el volumen de agua del vaso lacustre.
La ausencia de buenos cortes ha impedido tener, hasta el presente, una visión nı́tida de las fases
evolutivas que han conocido estos replanos holocenos. Sin embargo, ciertas observaciones y los
perfiles levantados de sus estructuras (Fig. 17.12) mediante técnicas de georadar (González Martı́n
et al., 2006), parecen confirmar las hipótesis iniciales planteadas hace algún tiempo (Ordóñez et al.,
1986a; Pedley et al., 1996). En efecto, el examen de las estructuras detectadas permite constatar la
existencia de ciertos dispositivos estromatolı́ticos, de morfologı́a domática o pinacular, en diversas
posiciones en el interior de los replanos. Su silueta ofrece notables semejanzas con las morfologı́as
apreciables en algunos de los conjuntos aislados (Fig. 17.11) que jalonan las orillas en la cola de
algunas lagunas con diámetros y alturas superiores a 1 m (Ordóñez et al., 1996). Se trata de
construcciones cuyo crecimiento vertical habrı́a sido guiado por la demanda de luz de sus biofilms
en el seno de una lámina de agua que se elevaba poco a poco, conforme progresaba en altura la
227
LAS TOBAS EN ESPAÑA
barrera tobácea. En las prospecciones de georadar también se observa el trazado más o menos
horizontal de sus estructuras internas, perturbadas por algunos posibles cambios de facies y, en los
bordes, por la disposición curvada de los estromatolitos parietales que se ciñen a los acantilados
lacustres.
Figura 17.10: Replanos estromatoliticos de las Lagunas altas. 17.10A y 17.10B. Vista general y detalle de la orilla
oriental de la Laguna de la Lengua. 17.10C. Esquema de los replanos tobáceos: segmento lateral y crecimiento
centrı́peto de sus estructuras estromatolı́ticas. 17.10D. Superficie superior de un replano cubierto por las aguas
en la Laguna Redondilla. 17.10E. Perfil cóncavo en visera en el segmento que delimita el replano de la Laguna
Tomilla.
Figura 17.11: Diferentes morfologı́as de estromatolitos en las orillas de la Laguna de La Lengua.
228
17. LOS CONJUNTOS TOBÁCEOS EN UN ENTORNO EXCEPCIONAL: EL PARQUE
NATURAL DE LAS LAGUNAS DE RUIDERA EN EL CAMPO DE MONTIEL
Figura 17.12: Estructuras detectadas mediante prospección geofı́sica (georadar) en uno de los replanos de la
Laguna de La Lengua. Arteaga, C. y Gascón, E.: En: González Martı́n et al., 2006.
Junto a estos replanos instalados en las orillas, se desarrollan, ahora, en los bordes sumergidos
y hasta 2-4 m de profundidad unas repisas que ofrecen la misma morfologı́a. No obstante, su
techo y su talud subacuático son sede donde enraı́zan numerosos dispositivos higrófilos siempre
cubiertos por abundantes carbonatos (Fig. 17.13-A y 17.13-B) en vı́as de estudio con miembros del
equipo Gemosclera. Parece evidente que ambos dispositivos carbonáticos perilagunares ofrecen un
origen común, aunque estamos analizando los posibles pasos evolutivos de unos a otros, ası́ como
los efectos que, en los procesos de precipitación de carbonatos, pudieran ocasionar los estados de
emersión parcial y temporal de estos dispositivos.
Figura 17.13: Imágenes del fondo de la Laguna Conceja. A y B: Vista del techo de una repisa sumergida a 2
m de profundidad y de su borde. En ambas imágenes, tomadas en invierno destacan los abundantes carbonatos
precipitados e incrustados alrededor de los órganos de los macrofitos. C y D: pradera discontinua de Chara y
bioturbaciones asociadas a la actividad de la ictiofauna en los sedimentos lacustres del fondo. Fuente: Grupo
Gemosclera.
229
LAS TOBAS EN ESPAÑA
2.2.2.
SEDIMENTOS DEL FONDO DE LAS LAGUNAS
Consisten esencialmente en lutitas blanquecinas (Fig. 17.13-C y 17.13-D) o de color crema (apenas litificadas y con baja cohesión) y que ofrecen una acentuada laminación milimétrica (Ordóñez
et al., 1986a; Pedley et al., 1996) e interrumpida, a veces, por pequeños canales erosivos (Pedley,
2009). Suelen ocupar los fondos de las lagunas (Fig. 17.14) y con frecuencia se hallan colonizadas
por praderas de caráceas (Fig. 17.13-C) pudiendo alcanzar espesores que sobrepasan los 25-30 m
en algunas lagunas.
Figura 17.14: Modelo del relleno lacustre de la Laguna de La Redondilla y cronologı́a 14 C de algunos niveles
orgánicos (Pedley et al., 1996). La homogeneidad sedimentológica de los niveles cortados por sondeo, dominada
por barros blanquecinos entre los que se intercalan niveles orgánicos, parece sugerir mı́nimos cambios en lo que
respecta a la profundidad de esta laguna con el paso del tiempo. La existencia de arenas carbonáticas en el tramo
de techo del relleno se vincula a material liberado y caı́do desde los replanos estromatolı́ticos adyacentes.
Hace años, y aprovechando que el fondo de algunas lagunas –Redondilla, Lengua y otras- quedó
completamente seco, se hicieron algunos pequeños sondeos que alcanzaron hasta unos 10 m de
profundidad. En su seno, además de las citadas lutitas, donde no faltaban frecuentes restos de
restos de Chara y abundantes diatomeas, fue destacable la presencia de aragonito en la superficie
emergida, entonces, de las áreas depocentro que, posiblemente, proviniese del aporte biológı́co
derivado de la gran cantidad de bivalvos (Unio sp.) que se concentraban entre los limos en momentos
de desecación lacustre. También, se constataron algunos niveles con abundante materia orgánica
aunque con un registro polı́nico apenas preservado. En ellos se efectuaron dataciones por 14 C
(Pedley et al., 1996) que suministraron edades de 4570 BP y 3010 BP a unos 9,5 m y 7,5 m,
respectivamente, de profundidad. No se descartó que su edad pudiera ser algo más reciente debido
a una posible contaminación isotópica.
Hace unos años, en enero de 2007, los sedimentos lacustres que rellenan el vaso de la Laguna
Santos Morcillo se vieron afectados por un conjunto de grietas (Navarro et al., 2012 y Albarracı́n et
al., 2012) que, al poco tiempo, incrementaron su número y ensancharon sus dimensiones. Su estudio
geofı́sico ha determinado un origen vinculado a fenómenos de hundimiento de cavidades internas o
de colapso vinculados a una evolución de tipo sinkhol.
230
17. LOS CONJUNTOS TOBÁCEOS EN UN ENTORNO EXCEPCIONAL: EL PARQUE
NATURAL DE LAS LAGUNAS DE RUIDERA EN EL CAMPO DE MONTIEL
2.3.
DEPÓSITOS DESARROLLADOS EN LOS LECHOS DE LOS CAUCES
QUE ALIMENTAN LAS LAGUNAS
Construcciones tobáceas de menor entidad se desarrollan también en el lecho y en las orillas de
los pequeños cauces que enlazan los diferentes receptáculos lacustres. Su gradiente longitudinal y
sus acentuadas oscilaciones de caudal son los principales responsables de la aparición de diversos
conjuntos morfológicos, algunos en vı́as de estudio:
Pequeñas barreras embrionarias con paramentos de longitud inferior al metro y altura de
unos pocos centı́metros, como las que jalonan el cauce de la Cañada de las Hazadillas (Fig.
17.15-A, 17.15-B y 17.15-C).
Conjuntos estromatolı́ticos con distinta morfologı́a (domáticos, pinaculares, etc.), recubriendo
el lecho de los cauces, como los desarrollados en las inmediaciones del paraje de la “Plaza de
Toros” (Fig. 17.16).
Fitohermos desarrollados en pequeños saltos de agua inducidos por rupturas de escasa entidad
y que modifican su aspecto en función de la estación del año y del paso del tiempo.
Acumulaciones originadas por el arrastre de sedimentos, en su mayor parte de naturaleza
tobácea, arrancados por la erosión durante los momentos de alta energı́a, que son tapizados
por recubrimientos de nuevos carbonatos, precipitados durante la fase de decrecida del caudal
(Fig. 17.17).
Figura 17.15: Barreras embrionarias en el cauce seco (A y B) de La Cañada de las Hazadillas y con flujos de agua
(C).
3.
LAS GENERACIONES TOBÁCEAS PLEISTOCENAS
Como ya se apuntó, en el entorno de Ruidera existen acumulaciones tobáceas pleistocenas
casi todas pertenecientes a los MIS 7, 5 y 3 (López Vera et al., 1989; Pedley et al., 1996; González
Martı́n et al., 2004; Ordóñez et al., 2005), cuyos discontinuos retazos se emplazan hoy colgados (Fig.
231
LAS TOBAS EN ESPAÑA
17.5) a diferentes alturas (entre 3 y 40 m) en las vertientes del valle del rı́o Alto Guadiana y de
algunos tributarios. Su desarrollo coincidió con las etapas caracterizadas por condiciones templadas
y húmedas pero se interrumpió durante los MIS pares que dejaron numerosos testigos detrı́ticos
aluviales y coluvionares, algunos de estos últimos con nı́tidas señales crioclásticas (González Martı́n
et al., 1987 y 2004).
Figura 17.16: Entorno de la denominada “Plaza de Toros”, depresión abierta por un violento derrame (crecida
de 1947) en la rampa tobácea de la Laguna Tomilla. A. Esquema realizado durante la sequı́a de los años 1990
(septiembre de 1995). B. Flujos de agua descendiendo por la citada hoya (julio de 1996). C y D. Dispositivos
estromatolı́ticos desarrollados en el lecho de aguas arriba y abajo (junio 1996).
Figura 17.17: Recubrimientos estromatolı́ticos desarrollados en un lecho esporádico que conecta la Laguna Tomilla
y la Laguna Tinajas.
Fundamentalmente, consisten en los estribos pertenecientes a relictas barreras de notables dimensiones, aunque en algún caso (Fig. 17.18) se conserva buena parte de sus paramentos ası́ como
algunos de los distintos conjuntos diferenciados en las represas más recientes. Con frecuencia, ocupan posiciones en el valle inmediatas a donde se localizan las represas holocenas, lo que sugiere el
control que manifiestan estructuralmente ciertos tramos del valle en el emplazamiento de las barreras. Entre los edificios más sobresalientes de esta tipologı́a destacan los localizados en las márgenes
de la Laguna Tinajas (Fig. 17.19), de La Lengua (en ambas márgenes) y los ubicados aguas abajo
232
17. LOS CONJUNTOS TOBÁCEOS EN UN ENTORNO EXCEPCIONAL: EL PARQUE
NATURAL DE LAS LAGUNAS DE RUIDERA EN EL CAMPO DE MONTIEL
de la Laguna del Rey, donde la posición alzada de una de ellas –El Castillón- motivó que su techo
fuese ocupado como asentamiento en la Edad del Bronce. También se disponen en ambas orillas
del Embalse de Peñarroya y de la Cañada de Las Hazadillas.
Figura 17.18: Edificio pleistoceno de barrera colgado (1) sobre el replano estromatolı́tico (2) de la Laguna de La
Lengua.
Figura 17.19: Vista en planta y perfil de las estructuras tobáceas que componen la barrera pleistocena en el
entorno de la Laguna Tinajas. La edad de algunas de sus estructuras se estimó en 139 ka y 124 ka (López Vera
et al., 1989). Adviértase cómo su conjunto distal sirve de apoyo a los replanos tobáceos holocenos que bordean
la citada laguna. Planta (A´): Barreras actuales. Alzado (A): Barrera pleistocena; B) Cuña tobácea; Cartela:
1 y 7.- Conjuntos fitohérmicos con facies de musgos; 2. Toba detrı́tica (intraclast tufa); 3. Facies de tallos; 4.
Pequeñas construcciones fitohérmicas; 5. Suelo actual; 6. Estromatolitos parietales; 8. Replano estromatolı́tico
(Holoceno-Actual).
233
LAS TOBAS EN ESPAÑA
El resto de los vestigios se asocian a discontinuos depósitos de oncolitos (+6 m) en la orilla
derecha de Laguna Colgada, o vinculados a terrazas tobáceas (Laguna de la Morenilla), o a edificios
de surgencia que, aunque raros en el área, se concentran en las vertientes de la citada Cañada donde,
como otros, se apoyan sobre coluviones crioclásticos, ahora más antiguos al asimilarse al Pleistoceno
medio.
Cronológicamente, las edades U/Th aplicadas a diferentes muestras tobáceas de la zona permiten identificar las siguientes generaciones (Ordóñez et al., 2005; González Martı́n et al., 2004;
Garcı́a del Cura et al., 2011):
Las acumulaciones más antiguas pudieran corresponder a las tobas incluidas en edificios
de surgencia ubicados en el valle de Las Hazadillas y que fosilizan masas coluvionares con
fragmentos muy alterados que sólo se conservan debajo de los edificios tobáceos. Su edad
se remonta a 272 ka BP en un momento perteneciente al MIS-8. Al MIS-7 (190-260 ka BP)
se vincuları́an también las tobas de la base (206 ka BP) y de la coronación (230 ka BP)
de una barrera en el mismo valle tributario del Alto Guadiana. Edad no lejana (235 ka
BP) tendrı́a un depósito asociado a una terraza a tan solo +6 m sobre la Laguna Colgada,
constituido por lechos de oncolitos muy litificados, aunque conservando una cierta porosidad,
tanto interpartı́cula como intrapartı́cula correspondiente al núcleo original orgánico.
El MIS-5 estarı́a representado por las acumulaciones carbonáticas pertenecientes al muro
(92,4 ka BP) y al techo (99,0 ka BP) de la terraza tobácea que bordea la Laguna de La
Morenilla.
Al MIS-3 pertenecerı́an los depósitos emplazados en el muro y techo de los estribos de dos
conjuntos de barrera, hoy colgados a +18- 25 m por encima de los replanos estromatolı́ticos
de la Laguna de La Lengua.
No obstante, tanto en el Alto Guadiana, como en otros muchos parajes del Campo de Montiel y
de sus bordes, hay que señalar la existencia de una o dos generaciones tobáceas muy remotas, cuya
posición geomorfológica sugiere edades del Pleistoceno inferior. Ofrecen espesores medios cercanos
a los 10-12 m y máximos de 15-18 m. En ellos se constata una compleja secuencia donde, con
asiduidad, en el muro se advierten facies detrı́ticas muy cementadas de conglomerados (carniolas,
cuarcitas y algunos cuarzos) y areniscas, de origen fluvial (en muchas ocasiones pertenecientes a
abanicos aluviales) y coluvionar. Hacia el techo, dominan unos carbonatos donde no faltan estromatolitos ası́ como facies tobáceas de tallos en posición vertical u horizontal. El elevado grado de
diagenetización dificulta la identificación de las facies a la vez que mimetiza en el paisaje estas
formaciones tobáceas que pueden confundirse con las carniolas jurásicas del entorno.
Se emplazan en posiciones destacadas, cercanas a las labradas por la superficie de erosión más
reciente en el techo del altiplano y datada como Plioceno superior - Pleistoceno inferior (Pérez
González, 1982), pero siempre a escasas decenas de metros por debajo. Unas veces, las tobas se
disponen de modo lineal y discontinuo y con cotas que progresivamente pierden altura siguiendo el
antiguo trazado de flujos: es el caso del Alto Guadiana en los alrededores de la Presa de Peñarroya (Fig. 17.20-A), o del entorno de la localidad de Alhambra (875 m - 860 m); también del rı́o
Cañamares -915-850 m- aguas arriba y abajo de Carrizosa (Fig. 17.20-B); de igual modo en el rı́o
Jabalón (en el que se ubican las de mayor altitud -970-960 m) no lejos de Montiel y de su famoso
castillo emplazado en un cerro tobáceo donde son visibles grandes cascadas relictas. Mientras, las
emplazadas, también en el borde meridional (aunque algo más al oeste), ascienden en altura hacia
el sur al pasar desde 930-900 en Almedina a 950-966 m (Fig. 17.20-C), en Puebla del Prı́ncipe,
coronando siempre un conjunto de grandes mesas y cerros troncocónicos, a modo de destacados
relieves aluviales tobáceos invertidos. Su carácter residual refleja el notable vaciado provocado por
la erosión fluvial tras la sedimentación de aquellos auténticos páramos de toba.
Acumulaciones más recientes se han detectado en el valle del rı́o Villanueva, en las proximidades
de Villanueva de la Fuente (Fidalgo, 2011 y Jorge Coronado, 2013), tanto en sus vertientes (alre234
17. LOS CONJUNTOS TOBÁCEOS EN UN ENTORNO EXCEPCIONAL: EL PARQUE
NATURAL DE LAS LAGUNAS DE RUIDERA EN EL CAMPO DE MONTIEL
dedores de la Ermita de la Virgen de los Desamparados) como en las proximidades de su fondo de
valle, en la cabecera del rı́o; otras acumulaciones se emplazan en Povedilla y, especialmente, en el
ámbito suroriental donde destacan los dispositivos tobáceos existentes en la Laguna de Villaverde
y cabecera del rı́o Jardı́n.
Figura 17.20: Acumulaciones tobáceas del Pleistoceno inferior. A. Orilla oriental del Embalse de Peñarroya y
apoyadas sobre gravas fluviales. B. Valle del rı́o Cañamares en las inmediaciones de Carrizosa. C. Cerro coronado
por tobas de esta generación en los alrededores de Almedina.
CONSIDERACIONES FINALES
El papel de dispersión de aguas que ejerce el Altiplano del Campo de Montiel hacia el Norte
(Valle del Alto Guadiana), hacia el oeste (Valle del Jabalón, cuenca del Guadiana medio), hacia
el este (Rio Jardı́n, cuenca del Júcar) y hacia el sur (Cuenca del rı́o Villanueva, cuenca del Guadalquivir), motiva que sean numerosos los valles que, al alimentarse kársticamente de su acuı́fero
mesozoico, han desarrollado numerosas acumulaciones tobáceas. Éstas se adaptan a diferentes morfotipos, generados en distintas etapas cuaternarias desde el final de los tiempos cenozoicos hasta la
actualidad.
Destaca por su personalidad geomorfológica el valle del Alto Guadiana en cuyo seno se ha desarrollado, sobre todo a lo largo del Holoceno, uno de los dispositivos tobáceos más prolongados y
extensos del continente europeo, protagonizado por la existencia de grandes barreras carbonáticas
que conforman la razón de ser de este sistema fluvio-lacustre. Junto a ellas, destacan unos espectaculares replanos estromatolı́ticos, bordeando el perı́metro de diferentes lagunas, constituyendo
un elemento ciertamente excepcional en el ámbito de los distintos escenarios tobáceos de nuestro
planeta. Éstas son algunas de las propiedades por las que el entorno de Ruidera es protegido por
la figura de Parque Natural, exigiendo la vulnerabilidad de sus elementos una figura de protección
más eficiente.
Testigos de otros pretéritos “Ruideras”, con semejantes caracterı́sticas, se disponen colgados en
las laderas del Alto Guadiana y fueron modelados con otros niveles de base más elevados durante
los MIS-5 y MIS-3. Existen vestigios esparcidos en los valles de algunos tributarios que se remontan
al MIS-7 y al MIS-8. Testigos morfológicos de generaciones tobáceas anteriores, posiblemente del
235
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Pleistoceno inferior o quizás algo más antiguas(tránsito Neógeno – Cuaternario), orlan los confines
del altiplano, especialmente por su borde occidental y meridional. Se encajan unos metros por
debajo de su topografı́a culminante y no dejan de tener un origen ciertamente enigmático, que
podrá ser conocido una vez sus abundantes retazos sean cartografiados de modo preciso y sus
secuencias estudiadas. Por debajo de aquellos niveles abundan acumulaciones tobáceas cuya edad
pudiera correlacionarse con los MIS identificados en Ruidera. Entre las más interesantes destacan
las que se asientan en la vertiente septentrional del valle de Villanueva y las que se alojan en las
inmediaciones de su fondo, en las inmediaciones del cementerio de esta localidad.
AGRADECIMIENTOS
Los autores queremos agradecer todas las atenciones, facilidades y datos suministrados por los sucesivos Directores
Facultativos del Parque Natural de las Lagunas de Ruidera, Federico Grande, Marı́a Luisa Colmenero y José Antonio
Pizarro, ası́ como por José Ramón Aragón, de la Confederación Hidrográfica del Guadiana. Del mismo modo nuestra
gratitud a la guarderı́a del Parque, especialmente a Manuel López Sánchez y a nuestro amigo y gran conocedor del
entorno Salvador Jiménez. Nuestro reconocimiento al Grupo Gemosclera que, además de la obtención de muestras
en el fondo de algunas lagunas, nos ha aportado magnı́ficas imágenes subacuáticas. De igual modo agradecer los
datos aportados por Concepción Fidalgo (UAM) y Juan Vázquez Navarro (UAM) relativos a la localización de
acumulaciones tobáceas en los entornos de algunas localidades del Campo de Montiel.
236
18. EDIFICIOS TOBÁCEOS EN LA MANCHUELA DE ALBACETE
A. Fernández Fernández
Departamento de Geografı́a. UNED. afernandez@geo.uned.es
INTRODUCCIÓN
El territorio La Manchuela se inscribe en el ámbito de una pequeña fosa tectónica, la cuenca
del Júcar (Fig. 18.1), configurada por movimientos distensivos, posteriores a las fases paroxismales
alpinas, y ubicada entre grandes dominios morfoestructurales peninsulares: el Sistema Ibérico al
norte, la Meseta al oeste y los relieves de las Muelas de Carcelén y Altos de Chinchilla al sur. Aquel
recuenco sedimentario conoció, durante los tiempos neógenos, un dilatado proceso de colmatación
con roquedos de naturaleza muy variada. Ası́, sobre materiales detrı́ticos (Facies Puntal Blanco)
procedentes de las primeras fases de denudación de sus bordes mesozoicos -que afloran sobre todo
en su ámbito oriental-, descansa, con ligera discordancia, un gran paquete de calizas lacustres
pliocenas (Facies Calizas de Alcalá) con espesores que superan los 150 metros (Ordoñez et al., 1976)
y que confieren una enorme espectacularidad al paisaje de esta comarca; finalmente, se dispone una
“unidad detrı́tica superior” de edad plio-cuaternaria que constituye la última fase de relleno de esta
fosa. Todos los estratos de este potente relleno presentan una notoria disposición tabular apenas
afectada por deformaciones de origen tectónico.
Figura 18.1: Localización de las principales acumulaciones tobáceas en el valle del Júcar en La Manchuela. 1:
Edificio El Presón, 2: Edificio Los Malecones, 3: Azud de la Villa, 4: Cascada de Maldonado, 5: Barrera de
Jorquera, 6: Meandro abandonado, 7: Edificio de ladera de El Cura.
Fuente: Mapa Geológico de Sı́ntesis, 1/200.000. I.G.M.E.
Sobre este dispositivo estratigráfico y litológico, el Júcar ha desarrollado un eficaz proceso de
encajamiento que le ha permitido configurar una hoz de casi sesenta kilómetros de oeste-este. Su
trazado dibuja un acentuado y encajado diseño meandriforme, especialmente en el tramo comprendido entre las localidades de Valdeganga y Alcalá del Júcar donde, además, es muy frecuente la
237
LAS TOBAS EN ESPAÑA
presencia de testigos asociados a diversas generaciones tobáceas (Fernández Fernández et al., 1998 y
2000). Junto a ellas, el Júcar ha dejado numerosos aterrazamientos detrı́ticos (Fernández Fernández,
1996). Muchos de ellos, a pesar de ofrecer la misma edad pleistocena, se emplazan colgados a muy
diferentes alturas sobre el cauce actual, debido a la interferencia engendrada en los antiguos perfiles
por edificios de barrera y de otros de estructura más compleja. En la evolución morfológica de la
hoz hay que considerar cómo la incisión fluvial se ha visto ayudada por una activa morfogénesis
de las laderas potenciada por la verticalidad de las paredes; pero también por las peculiaridades
sedimentarias de las “Calizas de Alcalá” caracterizadas por la alternancia de bancos margosos con
otros más mı́crı́ticos que facilitan los procesos de desprendimiento de grandes paneles gravitatorios.
Además de estas manifestaciones hay que constatar la presencia en el valle de arenas eólicas y limos
de texturas loessicas (Fernández Fernández, 1996).
Pero los testigos más sobresalientes coinciden con las numerosas acumulaciones tobáceas, casi
todas de origen fluvial, y en ocasiones con notables dimensiones. Su abundancia en el tramo medio de
una cuenca fluvial de relativa extensión, como es la del Júcar, supone una peculiar y, en cierto modo,
anómala localización de estas acumulaciones carbonáticas, pues habitualmente son más frecuentes
en los tramos de cabecera de los valles labrados sobre importantes relieves kársticos. Fuera de este
ámbito, su aparición suele ser más esporádica, o nula, lo que confiere a las tobas de La Manchuela
un valor paleoambiental excepcional; máxime si se tiene en cuenta que al carácter de tramo medio
hay que añadir un escenario litológico calizo muy poco karstificado. Ello se debe en parte a la
edad muy reciente de sus roquedos calizos (Plioceno) y al actual marco climático mediterráneo
poco propicio para el desarrollo de las tobas: un escaso registro pluviométrico anual (400 mm), una
acentuada irregularidad de su régimen y la existencia de eventos pluviométricos de alta energı́a
vinculados a los efectos de “gotas frı́as” que se traducen en bruscos y repentinos cambios de caudal
con el consiguiente arrastre de terrı́genos, incompatibles con la formación de tobas. Por ello, la
existencia de abundantes y magnı́ficos edificios tobáceos en un medio, teóricamente, hostil para
su formación, sólo puede entenderse desde una perspectiva paleoclimática en la que se sucedieron
ambientes propicios y notoriamente contrastados con las condiciones actuales mediterráneas.
Destaca en el emplazamiento de estas acumulaciones cómo las distintas generaciones tobáceas
-pleistocenas, holocena y actual (Fig. 18.2)- se disponen en los mismos parajes del valle sugiriendo
el rol que ciertos factores estructurales han determinado en la turbulencia de los flujos de agua.
Las diferentes morfologı́as que adoptan los conjuntos tobáceos fluviales son resultado de la
combinación de múltiples factores que interactuaron en el lecho del rı́o, los cuales se pueden aglutinar
en dos grupos: uno protagonizado por el caudal, las caracterı́sticas quı́micas de sus agua ası́ como su
grado de saturación carbonática; otro que integra las condiciones del medio local donde se emplazan
los conjuntos tobáceos (microtopografı́a, insolación, organismos vegetales, etc.).
1.
PROCESOS Y FORMAS CARBONÁTICAS ACTUALES EN EL LECHO DEL RÍO
En la actualidad, los procesos de precipitación de carbonatos siguen siendo funcionales en diversos trechos del valle del rı́o Júcar como lo demuestra la presencia de ciertas acumulaciones tobáceas
que jalonan su lecho (Fernández Fernández et al., 1996; Fernández Fernández, 1999).
La formación de estos depósitos sigue determinada por los mismos factores que condicionaron
la construcción tobácea desde el Pleistoceno:
- Uno se corresponde con el marcado control hidrogeológico de la región y su consecuente aporte
de carbonatos a las aguas del rı́o Júcar a través de los acuı́feros del entorno. En efecto, en este
tramo, las aguas del Júcar conocen una recarga de bicarbonatos de origen subterráneo, tal y como
evidencian los análisis efectuados en diversos manantiales del sector. Los realizados hacia aguas
arriba, en el extremo occidental del valle, las concentraciones de bicarbonatos alcanzan valores de
40-50 mg/L, mientras que, hacia aguas abajo, en los puntos más orientales la concentración asciende
hasta 500 mg/L. A tener en cuenta cómo estos análisis hidroquı́micos detectan la existencia de
238
18. EDIFICIOS TOBÁCEOS EN LA MANCHUELA DE ALBACETE
contaminantes, especialmente de fosfatos, que ralentizan e inhiben los mecanismos de construcción
tobácea. Su presencia, junto a la entrada en juego de otros factores de intervención antrópica en el
rı́o, pueden ser hechos que expliquen la reducción de las tasas de construcción tobácea registrada
en las tres últimas décadas.
- El segundo presenta unas caracterı́sticas más locales y se relaciona con los efectos de “ión
común” provocado por los sulfatos procedentes del lavado de las formaciones yesı́feras neógenas
aflorantes en el entorno de Valdeganga.
Figura 18.2: Localización de las generaciones tobáceas en el valle del Júcar. Cartela: 1: Cauce del rı́o Júcar y
depósitos tobáceos actuales y subactuales. 2: Tobas holocenas. 3 y 4: Edificios pleistocenos. 5: Coluviones.
1.1.
CONJUNTOS TOBÁCEOS DE RETENCIÓN PARCIAL
El principal morfotipo engendrado, actualmente, por las aguas del Júcar se asocia a formas embrionarias de barreras tobáceas que no logran desarrollarse en altura, salvo en algún caso concreto.
De aquı́, que los procesos de precipitación desarrollen unas acumulaciones capaces de remansar
imperfectamente los flujos de agua –edificios de retención parcial- y caracterizadas por una morfologı́a cimera plana e irregular, siempre localizados en trechos con notable agitación de las aguas.
Esta turbulencia se asocia a pequeñas rupturas de gradiente o a irregularidades microtopográficas
introducidas en el lecho por la presencia de bloques y/o cantos arrastrados y abandonados en el
transcurso de riadas pretéritas, o caı́dos desde las laderas y alojados directamente en el cauce.
Estas construcciones tobáceas muestran una morfologı́a cuneiforme donde los carbonatos progresan longitudinalmente en el sentido de la corriente: su ángulo diedro más agudo se dispone
haciendo frente a la corriente del rı́o, mientras que el techo de la cuña ofrece una notable planitud
aunque su superficie presenta una micromorfologı́a muy irregular; ésta suele permanecer cubierta
por una delgada lámina de agua que deja pasar con facilidad los rayos del sol y, por ello, se halla
tapizada por extensos velos algáceos, siempre propensos a precipitar carbonatos. Tampoco faltan
dispositivos oncolı́ticos, en áreas del lecho bien insoladas y con cierta actividad de la corriente,
ni otras acumulaciones calcarenı́ticas constituidas, en su mayor parte, por restos y fragmentos de
origen tobáceo, que rellenan pooles y que, en ocasiones, quedan retenidas y adosadas al minúsculo
paramento de aguas arriba del salto de agua. Hacia aguas abajo se desarrollan los citados saltos, por
lo normal de escala decimétrica aunque su altura puede ser muy variable al quedar este parámetro
controlado por el propio desarrollo del edificio y por el progresivo avance de los saltos hacia aguas
abajo (Fig. 18.3). Se hallan colonizados por facies de musgos ocupando siempre los lugares donde
la turbulencia del agua es mayor. Estas pequeñas construcciones generan una cierto remanso de las
239
LAS TOBAS EN ESPAÑA
aguas lo que motiva por un lado, un ensanchamiento del lecho y, por otro, una mayor fricción de los
flujos sobre la coronación de la construcción tobácea lo que se traduce, a veces, en una erosión que
cepilla su techo. Hacia aguas abajo, el avance de esta construcción tobácea incrementa el desnivel
de los saltos. Con ello aumenta la turbulencia y se retroalimenta la precipitación de carbonatos que,
a su vez, acelera el crecimiento del salto. Del mismo modo, se acrecientan también los mecanismos
de socavación, lo que permite generar pequeñas morfologı́as como hoyas o pools, que pueden tener
un tamaño y profundidad superior a 1 ó 2 m.
Figura 18.3: Saltos de agua en la cola de un pequeño edificio de retención parcial en el fondo del cauce del Júcar.
Paraje del Azud de la Villa, aguas abajo de la localidad de Valdeganga.
Junto a ellos, en saltos de menor actividad o cerca de las orillas, suelen aparecer facies de tallos de
muy pequeña entidad y desarrollo. No lejos de este entorno fluvial aparecen domos estromatolı́ticos
hoy con su morfologı́a convexa culminante biselada por los flujos erosivos del rı́o (Fig. 18.4).
Figura 18.4: Construcciones estromatolı́ticas con techos erosionados en la orilla del Júcar.
240
18. EDIFICIOS TOBÁCEOS EN LA MANCHUELA DE ALBACETE
En el armazón de estos conjuntos se incluyen no sólo materiales tobaceos sino también pasadas
de gravas y arenas, de mayor o menor espesor, que se superponen (Fig. 18.5) o se intestratifican en
aquellos. Se trata de aluviones arrastrados eventualmente con motivo de importantes crecidas del
caudal y que adoptan estructuras diferentes según el lugar del lecho donde se sedimenten: planares,
cuando fosilizan el techo de las cuñas, o canalizadas cuando rellenan algún surco por el que fluye
la corriente.
Figura 18.5: Acumulaciones de cantos y gravas apoyadas sobre un conjunto tobáceo en el cauce del rı́o Júcar.
1.2.
BARRERAS TOBÁCEAS
Este morfotipo apenas se halla representado en el lecho del Júcar en este tramo albacetense
y que, como en otros rı́os, cierra transversalmente el cauce interfiriendo la hidrodinámica fluvial,
dando lugar a saltos de agua y reteniendo pequeños humedales hacia aguas arriba. El mejor ejemplo
coincide con un pequeño edificio localizado en el denominado paraje del Presón (Fig. 18.6), aguas
abajo de Valdeganga.
Figura 18.6: Vista de la pequeña barrera tobácea “El Presón”.
241
LAS TOBAS EN ESPAÑA
2.
CONJUNTOS TOBÁCEOS HOLOCENOS
Componen una serie de acumulaciones tobáceas no funcionales que, casi siempre, coinciden con
los estribos de antiguos edificios de barrera (Fig. 18.7) que, en la actualidad, aparecen adosados a
las paredes del valle a escasa altura sobre el cauce. Sus relictos testigos permiten reconstruir las
dimensiones de sus paramentos que, raramente, sobrepasarı́an una altura máxima de diez metros.
Estos dispositivos jalonan con notable asiduidad el trazado de la hoz, siendo idénticos en lo relativo
a su morfologı́a, génesis y funcionamiento a los que se han reconocido en otros valles mediterráneos,
como el Alto Guadiana, el Alto Tajo, el propio Júcar en su tramo conquense (Uña, La Toba, etc.),
u otros parajes de la Cordillera ibérica.
Figura 18.7: Detalle del estribo de una barrera holocena aguas abajo de Valdeganga.
Su construcción, al igual que en el caso de los edificios actuales, tuvo lugar en dos tipos de emplazamientos: por un lado, rupturas del gradiente longitudinal del rı́o o en parajes donde, previamente,
fueron abandonados importantes acumulaciones aluviales constituidas por materiales detrı́ticos de
gran tamaño que alcanzan incluso el tamaño de bloque.
La construcción de este tipo de edificios exigió, además de la participación de los factores topográficos, unas condiciones de fitoestabilidad muy precisas que solo pudieron desarrollarse bajo
unas circunstancias hidrológicas y morfoclimáticas diferentes a las actuales. Necesariamente, en
aquellos momentos de construcción tobácea, los caudales no deberı́an conocer fuertes cambios estacionales, las riadas se dilatarı́an en el tiempo y no serı́an muy voluminosas y el aporte coluvionar
desde las escarpadas paredes del valle tendrı́a que ser restringido.
3.
EDIFICIOS TOBÁCEOS PLEISTOCENOS
Los testigos de esta generación, desarrollada en diferentes etapas, son bastante numerosos a lo
largo de la hoz y ocupan diversas posiciones geomorfológicas, ahora en el dominio de las vertientes
del valle. Presentan distintas variedades entre las que puede distinguirse: edificios progradantes, de
cascada, de barrera, de surgencia y conjuntos complejos.
3.1.
EDIFICIOS PROGRADANTES
Se trata de dispositivos tobáceos generalmente de grandes dimensiones con longitudes que pueden sobrepasar el centenar de metros y alturas superiores a 8-10 m. Su voluminoso armazón se halla
242
18. EDIFICIOS TOBÁCEOS EN LA MANCHUELA DE ALBACETE
compuesto por estructuras muy complejas donde múltiples episodios constructivos, de acrecencia
lateral, han dado lugar a un complejo entramado de capas tobáceas y lechos detrı́ticos (Fig. 18.8).
Figura 18.8: Edificio progradante del paraje de Los Malecones: A.- Calizas neógenas; B.- Bloques coluvionares;
C.- Depósitos crioclásticos; D. Gravas y arenas fluviales; E.- Arenas fluviales; F.- Calcarenitas tobáceas; G.Acumulaciones tobáceas de facies de musgos; H.- Facies tobáceas mixtas; I.- Flecos estalactı́ticos en antiguos
saltos de agua.
Las de naturaleza tobácea suelen mostrar facies muy contrastadas aunque predominan los dispositivos relictos de cascadas, siempre conformados por cuerpos de musgos verticalizados de hasta
5 metros de desnivel que ofrecen una nı́tida progradación lateral hacia aguas abajo (Fig. 18.8);
ocasionalmente, se adosan a ellos cortinas estalactı́ticas más o menos desarrolladas. Por su parte,
los lechos detrı́ticos suelen estar compuestos por aluviones y coluviones gruesos (gravas y cantos),
unas veces estratificados y otras caóticamente dispuestos, ası́ como por arenas silı́ceas. Conviven
con otros de naturaleza calcarenı́tica, procedente del desmantelamiento y/o destrucción de edificios
tobáceos preexistentes a su formación y situados aguas arriba.
Los ejemplos más espectaculares de esta variedad se emplazan en los parajes de “Los Malecones”
(Fig. 18.8), “Moranchel” y “Azud de la Villa”, todos ellos situados aguas abajo de la localidad de
Valdeganga.
3.2.
EDIFICIOS TOBÁCEOS DE CASCADA
Este tipo de conjuntos es muy poco frecuente en la hoz y sus mecanismos de precipitación fı́sicoquı́mica y bioquı́mica de carbonatos han dado lugar a unos notables edificios tobáceos adosados, a
modo de gran dosel carbonático, a un notable escalón rocoso existente en el pretérito lecho fluvial y
que las aguas salvaban conformando una espectacular cascada (Fig. 18.9). El origen de esta ruptura
en el perfil del rı́o podrı́a relacionarse con cambios en el nivel de base y/o acciones remontantes del
rı́o, dada la ausencia de manifestaciones tectónicas en el entorno.
Uno de los ejemplos más sobresalientes se localiza en la pedanı́a de Maldonado, aguas arriba de
Jorquera. La facies más común corresponde a tobas de tallos cruzados que pasan a estromatolitos
en los cuales es posible identificar tobas de musgo a la mesoescala y microescala. Los estromatolitos
están formados por cristales micrı́ticos (0,5 m) dispuestos en torno a filamentos de cianobacterias.
En una etapa final del edificio se formaron cortezas calcı́ticas parietales que recubren parcialmente
la parte exterior del cuerpo principal de la antigua cascada (Fernández Fernández et al., 2000). La
cobertera de carbonatos, dispuesta a su pie, fosiliza un nivel de acumulación fluvial colgado a +24 m
(Fig. 18.9). Además de este salto, se han reconocido otros, en posiciones topográficas más elevadas y
que pertenecen a edades pleistocenas de mayor antigüedad. Su emplazamiento y una aproximación
µ
243
LAS TOBAS EN ESPAÑA
de su cronologı́a por el método U/Th ha permitido establecer la evolución geomorfológica del valle
en este sector (Fig. 18.10).
Figura 18.9: Cascada pleistocena de Maldonado (Edad 95.000 BP). 1.- Substrato rocoso “Calizas de Alcalá”;
2.- Depósitos aluviales de bloques, cantos y gravas fosilizados por carbonatos tobáceos; 3.- Materiales detrı́ticos
calcareniticos; 4.- Tobas predominantemente compuestas por facies de musgos.
3.3.
EDIFICIOS DE BARRERA
Al igual que se ha constatado la presencia de barreras en los tiempos actuales y holocenos,
el Júcar también construyó algunas represas de notable entidad morfológica a lo largo de etapas
anteriores. Sin embargo, el número de aquellos edificios pleistocenos debió ser mayor del que hoy
puede advertirse en el valle pues sólo se conservan escası́simos relictos. Sin duda, la fragilidad de sus
estructuras no pudo soportar los múltiples eventos de riada registrados pretéritamente por el cauce
del Júcar; sobre todo en etapas con precipitaciones de gran intensidad como las presentes, asociadas
hoy en ocasiones al conocido fenómeno de la “gota de aire frı́a”. Por otro lado, allı́ donde se localizan
sus restos puede advertirse cómo sus dimensiones eran mucho mayores que las consideradas en los
ejemplos pertenecientes a las generaciones más modernas.
La mayor barrera detectada se sitúa en las inmediaciones de la localidad de Jorquera y su
estricto emplazamiento denuncia un origen controlado por la existencia de grandes escalones estructurales, aunque también en los fenómenos de turbulencia asociados estuvieron presentes, de
nuevo, los provocados por el acúmulo previo de bloques en el cauce. El escalón, responsable de su
génesis, se asocia a un excepcional afloramiento local asociado a un anticlinal constituido por calizas
cretácicas (Gil et al., 2004) que emerge entre los sedimentos horizontales cenozoicos y que el rı́o
salva en un trecho de un centenar de metros. Los vestigios de esta estructura tobácea aparecen bien
conservados por situarse en la margen convexa del meandro allı́ labrado lo que ha permitido reconstruir las colosales dimensiones que tuvo originalmente (Fig. 18.11): su altura debió aproximarse a
una treintena de metros y su longitud con más de 100 m de coronación cerró completamente este
angosto paraje del valle.
244
18. EDIFICIOS TOBÁCEOS EN LA MANCHUELA DE ALBACETE
Figura 18.10: Evolución del valle del Júcar en el paraje de Maldonado. 1 y 2.- Conjuntos tobáceos de la generación
más antigua (220.000 BP); 3, 4 y 5 generación posterior (95.000 BP), correspondiendo 5 al emplazamiento de la
gran cascada de la Figura 18.9.
Figura 18.11: Vista de la gran barrera tobácea de Jorquera: A.- Sector central de su antiguo paramento y detalle.B.- Emplazamiento de su estribo en la ladera septentrional del valle.
245
LAS TOBAS EN ESPAÑA
3.4.
TERRAZAS TOBÁCEAS
A lo largo del valle del Júcar existen numerosos retazos de terrazas detrı́ticas que hacia su
techo ven sustituidos sus aluviones (cantos, gravas, arenas. . . ) por la presencia de acumulaciones
tobáceas sedimentadas en condiciones fluviales y palustres. El mejor ejemplo se sitúa a lo largo de
un meandro encajado abandonado (Fig. 18.12) cuyo tramo final coincide con el paraje de la Ermita
de San Lorenzo (aguas arriba de Alcalá de Júcar); su pérdida de funcionalidad estuvo motivada
por el estrangulamiento efectuado por la corriente del rı́o Júcar en su sinuoso trazado.
Figura 18.12: Acumulaciones tobáceas con facies de tallos verticalizados a techo (122.900 BP) sedimentadas en
ambientes palustres descansando sobre antiguos niveles fluviales detrı́ticos, alojados en un meandro encajado y
abandonado por las aguas del rı́o Júcar.
En su seno se disponen diversos testigos sedimentarios (Fig. 18.12) que han permitido considerar
varias etapas en este pretérito trecho fluvial abandonado. Dicha evolución comenzó cuando aquel
ondulante trazado acogı́a todavı́a a las aguas del Júcar como lo testifica la presencia de cantos
y gravas de caliza ası́ como de arenas ordenadas en lechos con estratificación planar y cruzada.
Sobre este muro detrı́tico se dispusieron materiales finos, también, de origen fluvial: sus arenas se
depositaron en momentos coincidentes con la apertura del nuevo cauce del rı́o en su proceso de
rectificación del meandro que, debido a la mayor pendiente y por lo tanto mayor capacidad de carga,
arrastrarı́a hacia él los sedimentos más gruesos. La progresiva pérdida de funcionalidad dio paso a
otra fase caracterizada por un brusco cambio de los procesos de sedimentación donde los materiales
arenosos fueron sustituidos por carbonatos tobáceos: primero de naturaleza calcarenı́tica (15 m)
donde se incluyen tobas de Chara y Juncáceas. Las microfacies observadas son fundamentalmente
246
18. EDIFICIOS TOBÁCEOS EN LA MANCHUELA DE ALBACETE
micrita grumelar donde cada grumo está formado por agregados de cristales anhedrales de calcita de
tamaño entre 0,1 y 0,5 m; se identifican también agujas de cristales de calcita de tamaño 18-20 m
después un episodio palustre (5 m) que desarrolló continuas formaciones con tallos verticalizados.
El techo de todo este dispositivo ofreció, por U/Th, una edad de 122.900 BP quedando colgado a
+20-25 m sobre el antiguo cauce. No deja de resultar extraña esta secuencia de agradación, de una
veintena de metros, en un meandro estrangulado que sólo parece poder explicarse si se involucra
la presencia, hacia aguas abajo, de una cercana y elevada barrera tobácea; no obstante no se
conserva ningún testigo de su hipotética presencia. Sobre todo este dispositivo -fluvial y palustredescansa una formación coluvionar (2-3 m de espesor) de origen crioclástico, cuya liberación y
fragmentación fue favorecida por el carácter muy gelivable de las Calizas de Alcalá. Entonces, el
rı́o ya habı́a abandonado completamente este trazado lo que permitió que el mencionado aporte
lateral no fuese eliminado por los procesos erosivos, a pesar de su edad muy reciente dentro del
Pleistoceno; por ello ha quedado preservado como uno de los escasos testigos de este periodo frı́o
en todo el valle, que posiblemente se asimile al MIS-2.
La evolución terminó con la apertura de un barranco que, aprovechando el antiguo trazado
meandriforme, enlaza la rambla de San Lorenzo con el Júcar.
µ
3.5.
µ
EDIFICIOS TOBÁCEOS DE LADERA
Esta variedad, genéticamente vinculada a la presencia de surgencias en las vertientes del valle,
es también muy poco frecuente en esta garganta albaceteña. Sus restos solamente se localizan en
su sector más oriental, debido a que en él la incisión del rı́o alcanza los materiales poco permeables
de las denominadas Facies Puntal Blanco (Ordoñez et al., 1976) que subyacen bajo las Calizas de
Alcalá. Esta incisión ha dejado al acuı́fero calizo de la Manchuela colgado sobre el fondo del valle y,
por ello, existen algunos manantiales por donde fluyeron abundantes aguas en tiempos pasados. Uno
de ellos generó una acumulación tobácea situada en la margen derecha del rı́o, en las inmediaciones
de la rambla de El Cura, aguas abajo de Alcalá de Júcar. Otras de muy reducida entidad pueden
encontrarse en las cabeceras de algunas ramblas alimentadas por surgencias asociadas al citado
acuı́fero.
4.
CRONOLOGÍA
El conocimiento de las edades de los edificios alojados en la Hoz del Júcar ha sido posible mediante un conjunto de dataciones realizadas por el método U/Th en el Centre d’Études et de Recherches
Appliquées au Karst (CERAK), de la Universidad de Mons (Bélgica). Aunque se recogieron numerosas muestras tobáceas, sólo pudieron ser tomadas en consideración aquellas menos contaminadas
por elementos detrı́ticos (cuarzo y filosilicatos) y que arrojaban una relación de 230 Th/232 Th al
menos superior al valor 7. Entre los conjuntos tobáceos datados se incluyen los edificios: “Azud de
la Villa”, “Maldonado”, “La Recueja” y del “Meandro Abandonado” (Fig. 18.1). Estas dataciones
nos pueden aproximar a la situación temporal de las principales fases de precipitación carbonática (coincidentes con etapas de alta fitoestabilización en las vertientes del valle y de regularidad
hidrológica) que acontecieron en la hoz del Júcar.
Todos estos edificios considerados tienen edad pleistocena. El de “La Recueja”, situado dentro de un nivel de acumulación fluvial de +24 m., es el de mayor antigüedad, 239.600 años BP
A continuación cronológicamente se situarı́a el del “Azud de la Villa”, que arroja una edad de
217.500 años BP. Después se situarı́an las tobas palustres del “Meandro Abandonado”, que ofrecen
una edad cercana a los 122.900 años BP. La datación más moderna pertenece a la cascada de
“Maldonado”, correspondiente a facies de cascada que tienen su techo a +41 m., con 95.600 años
de antigüedad. Estos datos permiten correlacionar las acumulaciones tobáceas esencialmente a los
Estadios Isotópicos del Oxı́geno -MIS-7 y 5-. Junto a ellos hay que considerar la presencia de otra generación, con carbonatos altamente contaminados por detrı́ticos, cuya edad serı́a Holoceno-Actual
al ocupar geomorfológicamente las orillas y el lecho del rı́o Júcar.
247
LAS TOBAS EN ESPAÑA
CONSIDERACIONES FINALES
Los diferentes testigos geomorfológicos emplazados en la hoz del Júcar muestran que, desde
comienzos del Pleistoceno hasta el presente, la sedimentación aluvial detrı́tica se ha visto reiteradamente interferida por la formación de notables acumulaciones tobáceas, casi todas desarrolladas
en su cauce y muy escasamente en las laderas. La presencia de estas formaciones ha condicionado
el desarrollo morfogenético de la hoz, alterando el normal funcionamiento hidrodinámico del rı́o e
influido significativamente en el tránsito de su carga. La comentada rareza de edificios asociados a
surgencias se debe al reducido grado de karstificación de las calizas de Alcalá y a una coincidencia
altimétrica del nivel de base kárstico del sector con el actual cauce del Júcar. Este último hecho
implica una localización de los manantiales y surgencias en las inmediaciones de su cauce y que
origina, en muchas ocasiones, que los manantiales se ubiquen por debajo de la cota superficial de los
aluviones actuales que rellenan el fondo de valle. A los dos motivos anteriores habrı́a que añadir la
notable estrechez del valle que impide un mı́nimo recorrido a las aguas para precipitar carbonatos
antes de alcanzar el lecho fluvial.
Estas acumulaciones tobáceas pertenecen a diferentes Estadios Isotópicos del Oxı́geno (MIS 7, 5
y 1), coincidiendo con unas condiciones de elevada fitoestabilización y régimen fluvial poco contrastado, a pesar de la inclusión de este tramo en un ámbito donde hoy son frecuentes las precipitaciones
excepcionales y los eventos de inundación. Aunque dominan las formaciones de naturaleza progradante, en cuyo seno alternan acumulaciones tobáceas y lechos de naturaleza detrı́tica, también se
constatan edificios de notable envergadura donde no falta alguna que otra barrera de excepcionales
dimensiones. La presencia de estos testigos en un emplazamiento, en principio anómalo, dota al
valle de una singular excepcionalidad.
Notable interés para el conocimiento de la evolución de los niveles de base del valle es la
presencia de cascadas asociadas a bruscos rupturas en el perfil longitudinal del rı́o. Su existencia
atestigua sendos trechos caracterizados por escalones derivados de cambios de facies en la serie
neógena, o afloramientos locales de las estructuras plegadas cretácicas en el propio lecho del rı́o.
Estos escalones, salvados por rápidos o cascadas, no habı́an sido atenuados previamente por la
incisión fluvial pero posteriormente, durante las etapas de fitoestabilización, sirvieron de puntos
de desarrollo para la construcción de conjuntos tobáceos, capaces de interferir el tránsito de los
aluviones y condicionar la sedimentación de los niveles de acumulación detrı́tica de su cauce. La
retención de estos materiales por las presas tobáceas desencadenaba un proceso de acumulación
y agradación, con dos consecuencias muy visibles: una es el anómalo espesor de los depósitos
fluviales, la otra es la dificultad de poder correlacionar el criterio altimétrico y la edad de los
niveles de acumulación fluvial. En ocasiones, niveles de la misma generación están dispuestos a
alturas diferentes y en otras, los de la misma altura presentan edades contrastadas.
La ya comentada reiteración de edificios tobáceos, desde el Pleistoceno hasta la actualidad,
tiene en común su formación en los mismos parajes del valle, sin embargo, se asiste a una progresiva reducción del tamaño de los edificios a medida que éstos son más recientes. Si los holocenos
presentan un tamaño menor que los pleistocenos, ha sido significativo constatar cómo las acumulaciones actuales son más reducidas e incluso, se ha asistido en las últimas décadas a una acusada
disminución de las tasas de precipitación carbonática, asociada más a factores antrópicos que estrictamente ambientales (Fernández Fernández, 2000). Todo ello ha determinado una sustitución
de la sedimentación tobácea que ha pasado a ser mayoritariamente detrı́tica provocando la casi
total interrupción, del crecimiento tobáceo ası́ como la erosión de las formaciones existentes hasta
decapitar su morfologı́a domática y mostrar sus estructuras concéntricas.
Finalmente, la sedimentación de tobas en este tramo medio del valle del rı́o Júcar, se vio
favorecida por el denominado “efecto ión común” provocado por la presencia de sulfatos en la
carga hidroquı́mica del Júcar, a partir de los afloramientos yesı́feros situados en el entorno de
la localidad de Valdeganga. El lavado de estos yesos por las aguas freáticas y por el propio rı́o
determina un aporte adicional de sulfatos que favorece la sedimentación carbonática.
248
19. LAS TOBAS DE LA RAMA CASTELLANA Y DEL SECTOR LEVANTINO
DEL SISTEMA IBÉRICO DE CUENCA,
CASTELLÓN Y VALENCIA
J. A. Vázquez-Navarro1 , J. E. Ortiz2 , T. de Torres2 ,
D. Domı́nguez Villar3 y Á. Vázquez1, 4
1. Dpto. de Geografı́a, Universidad Autónoma de Madrid. juan.vazquez@uam.es
2. Dpto. de Ingenierı́a Geológica, ETSI de Minas UPM. joseeugenio.ortiz@upm.es trinidad.torres@upm.es
3. CENIEH. Grupo de Investigación de Series de Uranio. david.dominguez@cenieh.es
4. Consultor en Ordenación del Territorio y Medio Ambiente. angel.vazquez.martin@gmail.com
INTRODUCCIÓN
La zona de estudio abarca los afloramientos tobáceos principales del sector oriental de Rama
Castellana–Levantina de la Cordillera Ibérica (Fig. 19.1), con la excepción del sistema TrabaqueEscabas-Guadiela que, por su dimensión, complejidad y tradición de estudio, merecen un capı́tulo
aparte. Aquı́ se recogen otros ejemplos, menos conocidos y trabajados por la bibliografı́a especializada, a pesar de ser espectaculares y muy numerosos.
Figura 19.1: Situación geológica del área de distribución de los afloramientos tobáceos comprendidos en este
capı́tulo, ubicados en la Rama Castellano-Valenciana del Sistema Ibérico (tomado de Razola Mariño, 2011).
Los patrones de distribución espacial de las tobas en España, perfilados en un capı́tulo anterior,
ya apuntan a la gran concentración de afloramientos en este sector. Siguiendo la clasificación allı́
249
LAS TOBAS EN ESPAÑA
propuesta, se bosquejan aquı́ los mejores ejemplos de la tipologı́a de depósitos: mantos tobáceos,
terrazas y rampas fluviales y depósitos colgados de manantial.
Este reconocimiento se ha realizado gracias a un trabajo de campo extensivo a lo largo de una
superficie de 16.000 km2 . La mayor parte de los grandes sistemas de tobas que se proponen son
inéditos y se describirán brevemente, en lo posible, tanto el contexto tectónico y estructural como
las caracterı́sticas cronoestratigráficas y morfológicas de cada uno de ellos.
Con este fin se ha llevado a cabo una toma de muestras en diferentes ámbitos, de material tobáceo
no cementado, para la extracción de ostrácodos para concretar dataciones numéricas mediante
racemización de aminoácidos (R.A.). También se llevaron a cabo campañas de muestreo y datación
absoluta mediante el método de U-Th. Los resultados obtenidos son preliminares y se exponen
cualitativamente. El objetivo de este trabajo es sintetizar y describir la distribución y tipologı́a
de sedimentos tobáceos en la región. Se presentan croquis simplificados de algunas localizaciones,
diagramas, bosquejos cartográficos y cortes geológicos para su mejor interpretación.
Aunque trasciende el objetivo de este capı́tulo, es fundamental reseñar adicionalmente que el
registro estratigráfico de varias cuencas neógenas internas de la Cordillera Ibérica, entre sus diversos
medios sedimentarios, alberga notablemente los fluviolacustres y lacustres someros de tipologı́a
tobácea (Fig. 19.2). En el sector de estudio son especialmente importantes. Su gran extensión hace
necesaria una adecuada interpretación paleomorfodinámica y ambiental. Destaca el relleno tobáceo
de la Fosa de Teruel, entre Libros y Casas Bajas, del Turoliense al Plioceno (Adrover et al., 1978;
Moissenet, 1983; Broekman, 1983; Kiefer, 1987 y otros). Presentan bioturbación, gasterópodos,
ostrácodos, polen y carófitas, facies de tallos en posición de vida y tobas detrı́ticas, indicando un
sistema de aguas someras, propio de sistemas deposicionales tobáceos (Anadón et al., 2000). La
cuenca de Mira, al S de Ademuz, entre Landete, Mira y Garaballa, también culmina su serie con un
paquete de calizas tobáceas, sin cronologı́a establecida, de 20 m de potencia, 14 km de recorrido y 3
km de anchura. Se encuentra ligeramente inclinado al SO lo que indica un drenaje pre-cuaternario
hacia un paleo Cabriel hasta la confluencia de los rı́os Mira y Narboneta, donde el encajamiento
de la red fluvial lo deja colgado a 250 m sobre el fondo de los valles. Este tipo de facies también
se extienden por el techo de la cuenca del Cabriel. Opdyke et al. (1997) ya observan la presencia
común de calizas tobáceas en las cuencas del Júcar, del Cabriel y en el sur de la Fosa de Teruel,
concluyendo que estos materiales se deben más a la influencia tectónica con la aparición de áreas
de descarga freática de los acuı́feros kársticos, que a factores climáticos. En la Hoya de Buñol
(una cuenca neógena del borde oriental del sector Levantino), también aparecen calizas tobáceas
masivas con oncoides y gasterópodos ası́ como con facies edáficas del Mioceno superior en el entorno
de Buñol, Chiva, Liria y Burjasot.
1.
MANTOS TOBÁCEOS
Los “mantos tobáceos” son una variedad morfológica con depósitos carbonáticos que ha recibido
poca atención. El área de estudio ofrece numerosos casos de esta tipologı́a menos conocida, que aquı́
se identifica por primera vez en varias localizaciones. La configuración tectónica del Óvalo Levantino
subsidente, reactivada en el Plioceno, ha favorecido que los acuı́feros carbonatados mesozoicos de
este sector pudieran descargar en áreas preferenciales con un fuerte gradiente hidráulico (Mejı́as et
al, 2012). El contacto de acuı́feros kársticos compuestos por calizas y dolomı́as del Mesozoico con los
yesos margas y arcillas del Triásico superior, que ejercen de acuicludo, determinan las principales
áreas de descarga. Podrı́a pensarse que estas zonas de descarga se han mantenido estables en
la mayorı́a de las localizaciones desde el Plioceno hasta el presente, dada la coincidencia en la
ubicación de depósitos en el pasado con la existencia de manantiales calcificantes en la actualidad.
La actividad diapı́rica de los yesos en algunos casos ha llegado incluso a dislocar los depósitos
tobáceos.
Los mantos cubren extensiones que superan los 10 km en frente o en recorrido, según su disposición, y alcanzan una potencia de decenas de metros. Se adaptan a la morfologı́a preexistente,
250
19. LAS TOBAS DE LA RAMA CASTELLANA Y DEL SECTOR LEVANTINO DEL
SISTEMA IBÉRICO DE CUENCA, CASTELLÓN Y VALENCIA
suavizándola y homogeneizándola, descendiendo suavemente hacia los niveles de base locales con
rupturas de gradiente en forma de cascadas de orden kilómetrico en desarrollo lineal. Tienen un
cortejo de facies muy variado, generalmente con una base de materiales detrı́ticos de alta energı́a
(conglomerados heterométricos), como primera respuesta a los eventos tectónicos que marcan el
inicio de la descarga hidrogeológica, con un cambio de facies hasta los sistemas tobáceos (Vázquez
Úrbez, 2008): gravas cementadas, carbonatos autóctonos, tobas detrı́ticas, facies de musgos, tallos
movilizados y en posición de vida, oncolitos, estromatolitos y calizas micrı́ticas. Con frecuencia, es
difı́cil distinguir las caracterı́sticas originales de estas facies, debido a los procesos de cementación
(Fig. 19.10-B) y por eso tradicionalmente se las ha identificado como calizas lacustres por su aspecto
compacto. Estas morfologı́as tienen un gran potencial como marcadores de la evolución de la red
de drenaje y de dislocaciones de la tectónica reciente, pues pueden llegar a cumplir los requisitos
propuestos por Burbank y Anderson, (2001): de geometrı́a previa a la deformación y edad conocidas
y alto potencial de preservación, aunque su datación sea aún muy difı́cil en la mayor parte de los
casos.
Figura 19.2: Croquis de la distribución espacial de los principales afloramientos tobáceos del sector oriental de la
Rama Castellana y Levantina del Sistema Ibérico. En granate de representan los afloramientos de Triásico superior
de facies Keuper (modificado de Ortı́, 1974). Las letras representan: “N” tobas neógenas; “M” mantos tobáceos;
“T” terrazas fluviales tobáceas; “S” depósitos tobáceos de manantial. Los números referencian los apartados del
texto en los que se alude a los respectivos afloramientos representados por las letras y por agrupación de letras
mediante elipses, en caso de afloramientos extensos. Las lı́neas continuas son los principales rı́os de esta vertiente
y las discontinuas son los lı́mites provinciales.
1.1.
LÓBULOS DE LA HOYA DE BUÑOL
Se disponen en un área entre Macastre, Yátova y Buñol, sobre materiales neógenos. El relleno
sedimentario de la zona de Buñol se encuentra poco sistematizado y el grueso de la investigación se ha centrado en el estudio paleontológico de los yacimientos excepcionales del Aragoniense.
Éstos contienen restos de micromamı́feros y de grandes mamı́feros en margas lacustres intercaladas con lignitos y calizas tobáceas y palustres propios de humedales someros y estacionales, con
251
LAS TOBAS EN ESPAÑA
foraminı́feros. El relleno de la Cuenca de Buñol fue descrito por Garcı́a Quintana et al. (1975),
que identificaron facies detrı́ticas heterométricas de borde asignables al Oligoceno y una sucesión
de conglomerados, margas y calizas del Mioceno inferior. A techo de las calizas se desarrolla una
discordancia angular que separa un depósito de calizas tobáceas: una sucesión imbricada de mantos
lobulados de tobas muy cementadas, de edad posible Mioceno superior a Pleistoceno inferior, relacionadas con un área de descarga de aguas kársticas de los macizos mesozoicos fracturados. Esta
sucesión de lóbulos imbricados salva un desnivel de 300 m en una distancia variable de 1 a 4 km
hasta el nivel de base del rı́o Buñol, definiendo una serie de escalones con frentes de cascada.
Posiblemente, las dislocaciones provocadas por la tectónica distensiva del Plioceno favorecieron
la surgencia masiva de agua y la formación de estos lóbulos que se extienden por una superficie de
unos 18 km2 . Cabe mencionar adicionalmente el afloramiento tobáceo donde se emplaza Buñol, de
edad estimada Pleistoceno medio o superior. Su casco histórico se emplaza en un frente de cascada
de 1300 m de ancho perteneciente a un pequeño manto tobáceo de 10 ha que salva en su caı́da 75
m de altura, descolgándose por la margen izquierda del rı́o homónimo (Fig. 19.3).
Figura 19.3: Interpretación de los afloramientos de calizas tobáceas, en la zona de Buñol-Yátova. Modificación
sobre imagen oblicua orientada al SSO tomada de Google (2011) y con una exageración del relieve de factor
3. En colores rosados están los núcleos urbanos. Los tonos morados indican la extensión de los lóbulos tobáceos
plio-cuaternarios. En tonos amarillos están los afloramientos de materiales miocenos que contienen facies tobáceas.
En tono celeste la plataforma tobácea pleistocena de Buñol. El polı́gono rayado corresponde al Manto del Rabo
de la Sartén, en El Oro (Cortes de Pallás) de edad probable pliocena. Las lı́neas gruesas marcan fallas normales,
que hunden los labios orientales y ponen en contacto materiales mesozoicos con sedimentos neógenos. Las flechas
indican la paleo-dirección de aportes.
Su núcleo urbano se encuentra al SE del contacto fallado de las calizas mesozoicas con la Hoya y
a lo largo de las fracturas aparecen varios manantiales, junto a pequeños lóbulos y abanicos tobáceos
asociados a las descargas puntuales. Cuando éstos coalescen, definen una superficie de agradación,
constreñida por las calizas mesozoicas y el Alto del Planel (un cerro testigo en materiales miocenos
que presenta también facies tobáceas). En el Holoceno se ha producido un notable encajamiento del
arroyo que recoge el drenaje de esta plataforma, individualizando un saliente en el que se ubicó la
fortaleza árabe. Además de estas acumulaciones, aparecen pequeños edificios tobáceos de probable
edad holocena en el cañón del rı́o Buñol, conocido como barranco del Carcalı́n, donde ya Fernández
Navarro y Sabater (1907) describieron un puente de roca natural formado por el sifonamiento de
la base de una barrera tobácea. Cerca de Buñol, el mejor ejemplo aún activo de lo que debieron
ser los grandes lóbulos tobáceos de la zona, lo constituye el rı́o Juanes. Su cauce salva 250 m de
desnivel en menos de 1 km de distancia, desde su nacimiento en la Cueva de las Palomas hasta la
Cueva del Turche, donde se pueden encontrar encajados en las propias calizas tobáceas, depósitos
colgados de probable edad Pleistoceno superior y/o Holoceno. La presencia de agua con capacidad
252
19. LAS TOBAS DE LA RAMA CASTELLANA Y DEL SECTOR LEVANTINO DEL
SISTEMA IBÉRICO DE CUENCA, CASTELLÓN Y VALENCIA
de precipitar toba en tiempos recientes, ha sido conocida tanto por los habitantes locales como
por los naturalistas y viajeros de los siglos XVIII y XIX1 (Catalá, 2003) Sin embargo, no se han
encontrado referencias bibliográficas modernas que describan estos hechos, ni tampoco se hace
referencia en la cartografı́a geológica (Soubrier et al., 1976).
1.2.
MANTOS DE GESTALGAR
Se trata de dos superficies que descienden desde la base de la Sierra del Campillo, en el borde
oriental de la Cordillera Ibérica hasta la Hoya de Buñol-Liria, a favor del acuicludo que forma el
diapiro de yesos triásicos de Bugarra-Gestalgar. Se trata de dos planos inclinados, colgados 140
m sobre la red de drenaje del Turia. El manto occidental está cubierto de un glacis (Barón et
al, 1976), tiene unas dimensiones de 3,5 km por 250 m y está compuesto mayoritariamente de
conglomerados angulosos de matriz carbonatica en la base y retazos de toba cementada a techo.
En su sector NO desciende acusadamente hacia el cañón del Turia en Gestalgar, con una potencia
acuñada que alcanza los 120 m de toba en el frente de cascada, con facies bien reconocibles de tallos
y musgos (Fig. 19.10-E). El manto oriental se expande 3000 m hacia el NNE, en forma de abanico
dendrı́tico en planta, con pendiente uniforme, que desciende desde los 380 m hasta los 240 m. Se
encuentra desmantelado parcialmente en dos cuerpos, individualizados por la erosión del Barranco
de la Escoba. La hoja geológica 695 les identifica como calizas “lacustres con tubos de algas” y
conglomerados de edad Mioceno superior aunque a tenor de la conexión morfológica con la red de
drenaje actual, proponemos una edad Pleistoceno inferior.
1.3.
MANTO DEL RABO DE LA SARTÉN
Se sitúa cerca de la pedanı́a de El Oro (Cortes de Pallás, Valencia), en el interfluvio entre el
rı́o Júcar al S y el Magro al N, quedando colgado 400 m sobre el primero2 y a 200 m sobre el nivel
del último. Se inicia en la Sierra de Martés favorecido por el drenaje del acuı́fero de sus calizas
mesozoicas, estando limitado por los yesos del Keuper. Éstos forman un diapiro alargado E-O que
conecta por el oriente con el de Cofrentes hasta Dos Aguas. Los mejores afloramientos de este manto
se encuentran en el borde meridional que el Júcar ha disectado por completo. Aquı́ se observa la
evolución de facies desde la zona proximal de paleoalimentación de manantiales hasta las facies más
distales, en dirección E. El flanco nororiental del manto desciende 60 m hacia el valle del rı́o Magro
(Fig. 19.4). El techo de este depósito está 140 m por debajo de la superficie de Erosión Fundamental
(Peña et al., 1984) que aplana la cercana muela de Cofrentes, por lo que precede a esta superficie.
El manto antecede a la captura por la vertiente Mediterránea y subsiguiente encajamiento del rı́o
Júcar, por lo que se le atribuye una edad relativa de Plioceno superior.
1.4.
MANTOS RELACIONADOS CON EL DIAPIRO DE COFRENTES
Hay tres ejemplos sobresalientes de mantos relacionados con este diapiro. El manto de Cofrentes
orla el borde occidental de la cuenca de Áyora-Cofrentes (de dirección N-S), formada en el Mioceno.
Esta cuenca completó su relleno en el Turoliense y en el Plioceno medio experimentando un nuevo
proceso de hundimiento de las fallas normales ası́ como la inyección diapı́rica de yesos del Keuper,
con el vulcanismo de Cofrentes (Saénz Ridruejo y López Marinas, 1975; Ancoechea y Huertas, 2002)
y el hidrotermalismo de Hervideros. La reactivación de las fallas produjo el basculamiento de los
materiales detrı́ticos del Neógeno (Santiestéban et al., 1990). Sobre este registro yace discordante el
1
Cabanilles en el siglo XVIII recoge en Buñol, “tubulos de piedra tosca, que es el Tophus de los mineralólogos”
(Casanova Honrubia, 2009). A principios del siglo XIX, también el geólogo norteamericano William Maclure reconoce
la precipitación tobácea de este rı́o: “Buñol: a small village in a ravine made by a stream of limestone water which
turns four paper mills. The stream deposits calcareous matter, forming a tuffa which is excavated into caves, one of
which they call maravelia, but which has fallen into the river. The water is pure and well tasting” (Doskey, 1988).
2
Véase el Capı́tulo 9 de Caracterización General (Fig. 9.5-I).
253
LAS TOBAS EN ESPAÑA
manto tobáceo, de 9 a 20 m de espesor, que desciende hacia el E con una suave pendiente convexa.
Se encuentra fracturado y hundido hacia el centro de la cuenca por fallas de dirección N-S. Su
superficie enlazaba con la culminación de la “Muela de Cofrentes” (Fig. 19.4), donde la potencia
de las calizas tobáceas se acrecienta hasta los 25 m. En esta zona su techo queda colgado a 200 m
sobre los cauces actuales. Este manto se alimentaba del acuı́fero del Cretácico superior ubicado al
W de la fosa de Áyora, de las grandes muelas de la Plataforma de Albacete. Las paleosurgencias
debieron estar asociadas a las fallas N-S que individualizaron el semigraben, a nivel de las margas
de la base de las dolomı́as masivas del Cenomaniense, que actuaron como acuitardo. En la zona del
borde de la falla occidental de la fosa de Cofrentes, pudo manar un gran caudal de agua a lo largo
de su traza.
Figura 19.4: Croquis del sector septentrional del manto tobáceo de Cofrentes. Modificación sobre imagen oblicua
orientada al NNO tomada de Google (2011) y con una exageración del relieve de factor 3. En color morado se
muestran los retazos de las calizas tobaceas. En azul se representan los puntos de manantial supuestos, en la
base de las dolomı́as del Coniaciense, expuestas en superficie por el hundimiento del labio oriental de la falla que
individualiza la cuenca por el E y que se reactivó durante el Plioceno. Se ha marcado el perfil topográfico de los
valles del Júcar y del Cabriel. Las lı́neas discontinuas representan la conexión original de los retazo actuales de
este manto tendido, de perfil cóncavo. Esta vista representa sólo el 50 % de los afloramientos.
El manto se extendı́a de S a N desde Zarra a Jarafruel, Jalance y Cofrentes hasta el paralelo del Salto de Cofrentes, a lo largo de unos 20 km, con una acreción horizontal hacia el eje del
semigraben de unos 5 a 6 km. Sus materiales fueron correlacionados con calizas lacustres de la
Formación pliocena “Mirador” (Robles, 1970), que culmina la serie del relleno de la cercana cuenca
sedimentaria del Cabriel. En aquel trabajo se propuso un origen tobáceo con una posible edad Pleistoceno inferior. Entre sus carbonatos destacan oncolitos de gran tamaño en las facies proximales,
que son potenciales indicadores del importante gradiente inductor de gran velocidad de corriente
que tendrı́a en su tramo apical. Al S de Jalafruel estos materiales están fallados por diapirismo en
el tramo más distal, hacia el centro del valle y buzan hacia el O.
Otros mantos son los de Balsa de Ves y Cilanco. El primero se inicia en el borde N de la
plataforma carbonatada mesozoica de Albacete con el diapiro de Cofrentes, en su prolongación
hacia el O. Comienza al pie de Balsa de Ves y se extiende en dirección NE a lo largo de 4 km y
con un frente visible de 3 km, cubierto en su zona apical por un extenso depósito coluvionar. Este
254
19. LAS TOBAS DE LA RAMA CASTELLANA Y DEL SECTOR LEVANTINO DEL
SISTEMA IBÉRICO DE CUENCA, CASTELLÓN Y VALENCIA
potente paquete tobáceo de hasta 15 m queda colgado actualmente sobre el Cabriel3 . El manto
de Cilanco posiblemente se alimentó de las aguas subterráneas de las calizas lacustres neógenas de
la cuenca de Júcar, concretamente de la “Unidad Rı́o Júcar” o “Alcalá de Júcar” (Robles, 1970;
Ordóñez et al., 1976). Las facies detrı́ticas infrayacentes, de la “Unidad Puntal Blanco”, harı́an
de acuicludo en virtud de su matriz arcillosa. No se conservan las áreas apicales y sólo queda una
gran muela distal dominando el núcleo urbano, con un frente de 1500 m, colgado a 120 m sobre
el rı́o Cabriel. Tanto los depósitos de Cilanco como los de Balsa de Ves han sido bien identificados
litológicamente por la cartografı́a geológica como “travertinos” (Bascones et al., 1972; Lendinez
González y Tena-Dávila Ruiz, 1976) aunque su origen no fue interpretado.
1.5.
MANTO DEL RENTO DE LOS ASTURIAS
Quizás este conjunto, ubicado entre Fuentelespino de Moya y Santacruz de Moya (Cuenca), sea
el de mayor complejidad, dada la dificultad de reconocimiento de facies por su intensa cementación y
la pobre preservación de su geometrı́a. Su extensa superficie desciende, a lo largo de 5 km, desde los
1100 m en el techo del relleno de la zona meridional de la Cuenca de Teruel (sector de Ademuz), hacia
el S, hasta la cota de 800 m, donde descansa en discordancia angular sobre materiales mesozoicos.
Este cuerpo tiene 35 m de espesor medio, está compuesto por calizas tobáceas con conglomerados
y arenas en la base, con enmascaramiento de las facies primarias y define un plano con fuerte
inclinación. El manto corresponderı́a a un estadio previo a la captura de la Fosa de Teruel que se
produjo en el Plioceno superior (Mein et al., 1990; Gutiérrez et al., 1996 y 2008b), cuando la erosión
remontante habrı́a alcanzado el diapiro triásico de Santa Cruz de Moya, pero aun no habı́a labrado
el estrecho cañón de 5 km a través del umbral de calizas mesozoicas que lo separan de la Fosa de
Teruel4 . El cambio de nivel de base favorecerı́a la escorrentı́a desde el techo del relleno de la Fosa,
que comenzó a drenar y precipitar carbonatos hacia el S, como un plano inclinado regularizado de
400 m de desnivel. En su pie dos fallas normales definen sendos escalones a 820 m y 780 m (Fig.
19.11-G), situados a 130 m sobre el cauce del Turia en la pedanı́a de la Olmeda, donde se pueden
apreciar las facies de tallos y musgos con menor grado de diagénesis por cementación.
1.6.
MANTOS DE TORÁS-TERESA Y NAVAJAS (CASTELLÓN)
El de Torás-Teresa es el manto más espectacular desde el punto de vista morfológico. Ofrece un
gran espesor (de hasta 100 m) y conserva en gran parte su morfologı́a original. Parte de una falla
ENE-OSO que pone en contacto las calizas del Jurásico inferior con las arcillas y yesos del Triásico.
A favor de ella se debió producir el drenaje de un acuı́fero mesozoico interconectado, que alcanza
hacia el NO los 40 km hasta la Fosa de Teruel, formando un manto tobáceo que se iba adaptando a
una paleotopografı́a compuesta por escalones en relevo vinculados a fallas normales. La superficie
alcanzaba los 6 km de recorrido hasta Viver y tenı́a un frente de 8 km, extendiéndose en forma
lobulada. Los manantiales estaban ubicados al pie del anticlinal fallado de la Sierra de El Sabinar,
a unos 900 m. Desde la zona de descarga hidrogeológica, los carbonatos agradaron una superficie
plana de 1500 m de ancho y 6 km de frente, generando un volumen de unos 150 hm3 de facies de
tallos y musgos 5 , que progradaron pendiente abajo hacia el SE, conformando un área de cascadas
con 150 m de salto total (Fig. 19.5).
A pesar de su espectacularidad no se han estudiado en detalle, aunque en la hoja geológica de
Jérica (Ortı́, 1976) si se reconocen las litologı́as, a las que se les atribuye una naturaleza “lacustre”.
El manto de Torás-Teresa, tras superar el primer desnivel, desciende paulatinamente hasta las
cercanı́as de Viver, donde genera otra zona de cascadas fósiles con carbonatos tan karstificados
3
Véase el Capı́tulo 9 de Caracterización General (Fig. 9.5-G)
En la actualidad la red del Turia se encuentra en la zona cercana a capturar el rı́o Cabriel en Salvacañete
mediante la Rambla de Palomareja cerca de Arroyo Cerezo (Castielfabib) y mediante la Rambla de la Boquilla de
Vallanca.
5
Véase el Capı́tulo 24 de Patrimonio Geomorfológico (Fig. 24.1-D).
4
255
LAS TOBAS EN ESPAÑA
que varios manantiales han formado un nuevo lóbulo, encajado en el nivel anterior (3000 m2 ) y
de edad probable Pleistoceno superior. Siguiendo el curso del rı́o Palancia, a 5 km aguas abajo, el
pueblo de Navajas se asienta sobre otro manto tobáceo, más pequeño que el anterior, de 800 m de
recorrido y 3000 m de frente, en la margen derecha del rı́o (Fig. 19.6). Éste se alimenta del drenaje
del acuı́fero jurásico de la Sierra de Saya y forma una plataforma sobre-elevada (+35-50 m) sobre
el Palancia (Fig. 19.11-I). Cae en cascada a su cañón y desplaza lateralmente su cauce. En el borde
de esta plataforma aun permanecen activas numerosas cascadas con facies de musgos y de tı́picas
morfologı́as de cortinajes colgantes pétreos, en un entorno natural espectacular y acondicionado
para su paseo.
Figura 19.5: Interpretación del manto tobáceo de Torás-Teresa (Castellón). Modificación sobre imagen oblicua
orientada al ONO (tomada de Google, 2011), con una exageración del relieve de factor 3. En color grisáceo
transparente se representa el afloramiento de calizas tobaceas con el frente de cascada de 150 m, probablemente el
mayor de España. En tono morado se simboliza el afloramiento de margas, yesos y arcillas del Triásico superior,
que actúa como acuicludo del acuı́fero carbonatado situado al NO de la falla. Los sı́mbolos de color azul muestran
la supuesta ubicación de varios paleomanantiales que alimentarı́an la formación de este depósito. Se ubica la
cantera a la que pertenece la fotografı́a 1D del capı́tulo de Patrimonio Geomorfológico.
Esta plataforma ha sido correctamente interpretada por la cartografı́a geológica (Gutiérrez
Elorza y Pedraza Gilsanz, 1973) y por trabajos geomorfológicos regionales (Pérez Cueva, 1988;
Estrela Navarro,1986; Gutiérrez Elorza y Peña Monné, 1994). En la comarca aparecen muchos más
manantiales calcificantes al O de Segorbe, en el pueblo de Altura.
1.7.
MANTO DE ANNA-NAVARRÉS
Este gran manto es interesante en virtud de su notable extensión, indicador de la relevancia
de la descarga hidrogeológica del área en la que se asienta, y por su afectación por diapirismo
reciente. Se desarrolla en el corredor de Navarrés (Fig. 19.7), de orientación NO-SE, que junto con
la depresión de Bicorp-Quesa supone un accidente tectónico de primer orden, con sendas direcciones
tectónicas Ibérica y Bética casi perpendiculares, configurando dos valles labrados en materiales
triásicos diapı́ricos (Moissenet, 1989). Ambos corredores limitan el macizo del Caroig o Dominio
Valenciano: una plataforma carbonatada no deformada, que constituye el acuı́fero que alimentó las
aguas subterráneas que formaron el manto de Anna-Navarrés. En el graben de Navarrés, que se
encuentra mucho menos estudiado estructuralmente, el eje de la depresión está ocupado por un
diapiro con yesos, margas y calizas del Triásico. Encima se apoya una extensa superficie tobácea
256
19. LAS TOBAS DE LA RAMA CASTELLANA Y DEL SECTOR LEVANTINO DEL
SISTEMA IBÉRICO DE CUENCA, CASTELLÓN Y VALENCIA
discontinua, fallada y dislocada a diferentes alturas, con una longitud de 3 km y una superficie de
14 km2 (Fig. 19.7).
Figura 19.6: Interpretación del manto tobáceo de Navajas (Castellón). Modificación sobre imagen oblicua orientada
al SSE tomada de Google (2011) y con una exageración del relieve de factor 3. En color amarillo translúcido se
representa el afloramiento de calizas tobáceas sobre el que se asienta el núcleo de Navajas y su huerta, con el
frente de cascada de la margen derecha del rio Palencia de un salto de 40 m y un perı́metro de 3500 m. En tono
anaranjado se simboliza un nivel aterrazado desconectado de la plataforma activa de Navajas donde ahora se
encuentra el polı́gono industrial de Segorbe.
La actividad diapı́rica ha controlado un complejo sistema de drenaje que ha ido cambiando a lo
largo de Cuaternario (La Roca et al., 1996) afectando al manto de Anna-Navarrés y a las terrazas
fluviales de facies tobáceas más modernas. La depresión se encuentra colgada por el N y E a 150 m
sobre el rı́o Grande y el Júcar respectivamente y por el S a 50 m sobre el rı́o Canyoles - corredor
de Montesa-, en Canals. La Rambla de la Cebolla o rı́o Sellent, proveniente del macizo del Caroig,
drena el sector central pasando por Bolbaitre y Chella. En Chella tiene un cambio de dirección y
ruptura de pendiente, salvado por una cascada de 30 m y con un edificio tobáceo asociado. Las
surgencias del acuı́fero del Caroig siguen en su mayorı́a activas, manando a favor de las fallas
normales del lı́mite occidental del diapiro (Navarro Alvargonzález et al., 1989), formando incluso
una laguna (la Albufera de Anna) en el extremo meridional de la depresión (Aparicio Pérez, 1975)6 .
El manto de Anna-Navarrés alcanzaba a drenar por el S hasta el valle de Canyoles, pues aparecen
restos de su superficie descendiendo hacia L Alcudia de Crespins, pero la erosión remontante del
rı́o Sellent capturó el drenaje por este sector. En el Pleistoceno superior, este rı́o formó terrazas
tobáceas ahora a +20 m sobre el cauce en Estubeny, aunque esta cota puede estar acrecentada por
un movimiento ascendente de los yesos sobre los que se asientan las terrazas en este sector. El lecho
del rı́o Sellent7 , desde aguas arriba de Bolbaitre, presenta, además de facies tobáceas de tallos y
musgos, gravas y arenas cementadas, mientras que al N de Navarrés, el drenaje hacia el rı́o Grande
forma un edificio de cascada activo en Los Chorradores y otro ya inactivo, sobre-elevado unos 10
m por una falla inversa inmediatamente al E (Fig. 19.10-A y 19.10-C ).
El movimiento del material salino produjo mayor deformación en el centro o eje del diapiro,
reduciéndose en los bordes y puede afectar a depósitos cuaternarios suprayacentes (Bruthans et
al., 2010). El manto de Navarrés ha sido fracturado y sobre-elevado de forma diferencial siguiendo
este patrón, por sucesivos cabalgamientos vergentes al Oeste de los materiales del Keuper (Fig.
19.10-A). De esta forma, en el área de Navarrés y en un perfil O-E, se distinguen además de la
superficie de escorrentı́a actual de referencia, un nivel +30 m sobre el que se ubica el cementerio,
´
6
El topónimo Anna deriva de Diana, divinidad romana del agua. Esta disposición hidrológica no escapó a la
aguda observación de Cabanilles (1795).
7
Sellent deriva del latin aquam salientem, salto de agua, cascada.
257
LAS TOBAS EN ESPAÑA
un nivel +50 m en la ermita y un nivel + 65 m sobre la Peña del Fraile (Fig. 19.7). Los materiales
mesozoicos y neógenos de la zona septentrional también están afectados por el ascenso del diapiro,
con buzamientos de 45 hacia el E. En la zona meridional, en Anna, el manto está cubierto por
materiales coluvionares pero el intenso encajamiento de la Rambla del Riajuelo (afluente del rı́o
Sellent), de hasta 60 m en el Gorgo de la Escalera, permite apreciar unos 30 m de potencia en tobas
detrı́ticas con abundantes oncolitos. Al E de Anna, se eleva por diapirismo +80 m el cerro Llano
del Nero, formado por yesos del Triásico superior, con un resto del manto tobáceo muy cementado
y de unos 15 m de potencia en la parte culminante.
º
Figura 19.7: El manto tobáceo de Anna-Navarrés orientado al N, superpuesto a la cartografı́a geológica del IGME
-hojas 769 (Beltrán Cabrera et al., 1977) y 794 (Martı́nez del Olmo y Benzaquén, 1973). Los tonos morados
corresponden al Triásico superior, los azules claros al Jurásico, los verdes al Cretácico y los amarillos al Mioceno.
Se indican mediante polı́gonos superpuestos los diferentes niveles afectados por diapirismo a los retazos del manto
que han resistido la erosión.
Datos previos de una campaña de muestreo para datar mediante R.A. los niveles tobáceos (en
preparación), han dado una edad Pleistoceno superior para el nivel situado a +30 m, cerca del
cementerio de Navarrés (Fig. 19.7). Esto implica que la actividad halocinética en el diapiro se
prolonga hasta, al menos, el Pleistoceno superior y es muy posible que continúe en la actualidad.8
8
La región presenta una importante actividad sı́simica asociada a fallas normales (Perea et al., 2012), destacando
un gran terremoto producido en 1748, llamado de Montesa o Enguera (Faus Pietro, 1988), con epicentro ubicado en
Estubeny (Perea, 2006). Su núcleo urbano se encuentra en la zona de mayor actividad diapı́rica y es posible que el
sismo estuviera asociado a una de las fallas del basamento que indujese la formación del diapiro de Navarrés.
258
19. LAS TOBAS DE LA RAMA CASTELLANA Y DEL SECTOR LEVANTINO DEL
SISTEMA IBÉRICO DE CUENCA, CASTELLÓN Y VALENCIA
2.
PRINCIPALES SISTEMAS DE TERRAZAS TOBACEAS
Además del espectacular sistema de terrazas que conforman los rı́os Trabaque, Escabas, Guadiela y Alcantud, que ha merecido un capı́tulo especı́fico de esta monografı́a, se resumen aquı́ los
otros grandes sistemas tobáceos fluviales aterrazados por el encajamiento de la red de drenaje que
alberga la Rama Castellana-Levantina de la Cordillera Ibérica, en los que factores hidrogeológicos
y el gradiente parecen controlar la extensión y morfologı́a de los depósitos según las revisiones más
recientes (Vázquez Úrbez et al., 2012; Florsheim et al., 2013).
2.1.
TERRAZAS DE TOBAS EN EL RÍO CABRIEL
El rı́o que presenta mayor continuidad en este tipo de depósitos es el Cabriel en la totalidad de
su recorrido por la provincia de Cuenca. A unos 18 km de su nacimiento, en los Montes Universales,
se encuentra el primer depósito fluviolacustre, en el Salto del Molino de San Pedro. Más arriba de
este escalón natural hay un relleno lacustre del Holoceno (en preparación). Aguas abajo aparecen
colgados los estribos de un edificio de cascada, disectado en la actualidad. El Cabriel recibe por
su margen derecha al rı́o Zafrilla, cerca de la Nogueruela. Inmediatamente antes de su confluencia,
el Zafrilla habı́a construido una barrera tobácea, de 20 m de altura, cuyo vaso se habı́a colmatado
por sedimentos lacustres. Posteriormente disectó la barrera y los sedimentos represados, mostrando
secciones espectaculares de la arquitectura sedimentaria de la paleolaguna, a lo largo de 200 m. En
Salvacañete, el Cabriel conforma otra gran barrera de 17 m de altura que represaba sedimentos
lacustres hasta 600 m aguas arriba, hoy completamente disectados. Entre Boniches y Cabezas hay
otro tramo de 2500 m de terrazas tobáceas con barreras del Pleistoceno superior y el Holoceno
(en preparación), hasta +15 m sobre el cauce, con la particularidad de que atraviesa aquı́ el domo
de Boniches compuesto por roquedos del Triásico y del Paleozoico, depositando carbonatos sobre
rocas siliclásticas. En los farallones modelados en los conglomerados del Buntsandstein se aprecian
restos de toba de facies de musgo a +30 m sobre el cauce.
El último gran tramo con terrazas tobáceas se emplaza entre Vı́llora y Enguı́danos, en un
trecho encañonado. Sobre todos estos depósitos no hay más bibliografı́a previa que la cartografı́a
geológica (Gabaldón et al., 1974) que reconoce la litologı́a tobácea de las terrazas y un informe
inédito geotécnico de López Marinas (1980). A lo largo de 14 km, con un alto gradiente del 1,2 %,
el Cabriel ha depositado carbonatos en tal cuantı́a que supone el cuarto sistema fluviolacustre
cuaternario más importante de la Penı́nsula, tras el Alto Guadiana, el Guadiela-Escabas-Trabaque
(en preparación) y el rı́o Mesa. Destaca el paraje de Las Chorreras, en la confluencia con el rı́o
Guadazaón. Aquı́, este tributario discurre con un nivel de base 85 m más bajo que el Cabriel, que
salva el accidente con una ruptura de su gradiente a lo largo de 1500 m, donde se distinguen tres
unidades morfosedimentarias:
A) Una gran rampa con 30 m de espesor en la zona apical del salto, que acreciona hacia
la confluencia con el rı́o Guadazaón. En el Pleistoceno medio y superior (en preparación, según
dataciones mediante R.A.), el Cabriel resolvı́a este accidente mediante una cierta atenuación de su
perfil, agradando una rampa aguas abajo. El salto principal terminaba en un frente de cascada de
90 m de altura, manteniendo desde aquı́ una terraza de 40 m de espesor medio durante 7 km hasta
el diapiro de Enguı́danos, donde el valle se ensancha y el rı́o debı́a formar un abanico terminal del
que sólo ha quedado su flanco septentrional.
B) Tras disectar la rampa de la primera unidad morfosedimentaria, durante el Holoceno, el rı́o
ha vuelto a agradar otra nueva rampa de menor tamaño y extensión (50 m de altura y 2,5 km
de longitud) sobre la que se ha encajado completamente (Fig. 19.10D), hasta alcanzar el sustrato
rocoso, en fecha posterior al 3000 B.P (en preparación, según dataciones efectuadas por U-Th).
C) En tiempos recientes, en este subtramo de acentuada y constante pendiente, el Cabriel ha
formado sobre el sustrato rocoso la tercera unidad morfosedimentaria: una superficie escalonada
259
LAS TOBAS EN ESPAÑA
de 1000 m con estromatolitos aun funcionales parcialmente9 , que son únicos en la Penı́nsula por
la variedad y abundancia de improntas de hojas, piñas, potencia de laminaciones (de hasta 4 m
de potencia), y por la amplia tipologı́a de bandeados, que oscilan en grosor del orden milimétrico
al centimétrico, incluyendo numerosas superficies de truncamiento por erosión. Sobre estas laminaciones se han realizado análisis geoquı́micos preliminares, mostrando en ciertas localizaciones un
bandeado milimétrico de Fe.
2.2.
TERRAZAS TOBÁCEAS DEL RÍO TUÉJAR (VALENCIA)
Se extienden por su valle a lo largo de 14 km y salvan 300 m de desnivel, con una pendiente
media de un 2.1 %. El valle se encuentra sobre un diapiro de arcillas triásicas, que ha capturado
la escorrentı́a que drenaba al Turia desde los acuı́feros al S de Javalambre (Pérez Cueva, 1988),
sin afluentes en el interfluvio10 . Las formaciones superficiales de este ámbito fueron estudiadas
por Martı́nez Gallego, (1986 y 1987). Las terrazas presentan numerosos niveles colgados desde los
+45 m y con una anchura de hasta 1200 m (Fig. 19.11-H). Muchas de ellas están afectadas por
dislocaciones y buzamientos a contrapendiente provocados posiblemente por neotectónica o procesos
de halocinesis. En Chelva, las terrazas tienen varios saltos con frentes de cascada que, a pesar de
quedar incisos, resultan muy evidentes en el paraje del convento franciscano. Un gran número
de manantiales alimentaban la margen izquierda del rı́o, dejando un sistema de terrazas tobáceas
perpendiculares al trazado del Tuéjar. Esta es un área de descarga hidrogeológica preferencial, pero
sin que los rı́os actuales precipiten activamente toba. Esta zona de alimentación en carbonato explica
que las facies de las terrazas del Tuéjar se vayan haciendo progresivamente más detrı́ticas a medida
que se alejan del entorno de Chelva, con importantes bancos de gravas y material retrabajado o
alóctono de tallos aguas abajo de Calles.
2.3.
EL RÍO EBRÓN
Este afluente del Turia tiene depósitos tobáceos colgados a diferentes alturas11 , entre Tormón
(Teruel) hasta Torrebaja (Valencia), a lo largo de 17 km. Las tobas del tramo bajo, desde el pueblo
de El Cuervo, se asientan sobre materiales neógenos de la Fosa de Teruel, fueron identificadas por
primera vez por Broekman et al. (1983) y ofrecen una espectacular sucesión de extensas terrazas y
rampas encajadas (Lozano et al., 2012). El tramo alto discurre por un angosto cañón fluviokárstico
labrado en calizas del Dogger, donde se emplaza una sucesión de rampas-barrera que represan
aguas arriba abundantes sedimentos, de los que quedan retazos a gran altura sobre el cauce. La
mayor parte de éstos han sido de nuevo erosionados, pero en Tormón puede apreciarse una terraza
anómalamente alta de 25 m de potencia, que corresponde con el relleno de la cola de una gran
laguna represada por una barrera cuyos estribos se encuentran 1500 m aguas abajo, incluyendo
un puente de toba natural labrado sobre una barrera sifonada. Numerosos sedimentos, de facies
lacustres y de barrera, aparecen adosados a las paredes verticales del cañón a lo largo de sus 5 km
de recorrido. Destaca entre la sucesión de barreras una gran rampa de 700 m de longitud y 30 m
de potencia. Las dataciones preliminares, efectuadas mediante R.A., ofrecen unos valores holocenos
(en preparación, mediante R.A.), mientras que el cortejo de terrazas datadas por Lozano et al.
(2012) tienen edades del Pleistoceno medio, superior y Holoceno. La última fase de incisión fluvial
es, por tanto, reciente. Ası́, en la rampa holocena de Castielfabib el testimonio de Cabanilles (1795)
evidencia que el proceso de incisión (que aquı́ alcanza los 25 m) data del siglo XVIII.
9
Véase el Capı́tulo de Caracterización General (Fig. 9.4-A).
Véase el Capı́tulo de Caracterización General (Fig. 9.5-F).
11
Las acumulaciones tobáceas de este valle han sido analizadas también en el capı́tulo 13 sobre las Tobas Cuaternarias en el sector aragonés de la Cordillera Ibérica (Nota de los editores).
10
260
19. LAS TOBAS DE LA RAMA CASTELLANA Y DEL SECTOR LEVANTINO DEL
SISTEMA IBÉRICO DE CUENCA, CASTELLÓN Y VALENCIA
2.4.
EL RÍO BOHILGUES
Es también afluente del Turia y se alimenta de unos manatiales kársticos en las calizas mesozoicas de Vallanca (Valencia) desde donde desciende 175 m en un cañón fluviokárstico con una
pendiente media de un 10 %, a lo largo de 3600 m. En este recorrido presenta una gran complejidad
de unidades morfosedimentarias de diferentes etapas evolutivas. Destaca una rampa holocena completamente erosionada, muy similar a la que aparece en el Ebrón a la altura de Castielfabib. Otro
nivel paralelo, ya disectado, se encuentra 15 metros por encima de la anteriormente mencionada.
Los estribos de una tercera rampa, antigua y cementada, apoyada sobre depósitos coluvionares,
colgados 70 m sobre el fondo del cañón actual, testimonian los restos de un enorme cuerpo sedimentario de 1300 m de longitud, que rellenaba la hoz hasta la mitad de su volumen (Fig. 19.11-K).
El fondo del cañón presenta una terraza holocena (en preparación, mediante R.A.) con continuidad
hasta la salida del cañón. Esta localización resulta muy confusa debido a que los estribos de la
rampa antigua se encuentran muy erosionados y cementados, hasta el punto de confundirse con las
calizas mesozoicas y con las calizas tobáceas del Plioceno de la cuenca del Turia, que aquı́ yacen
subhorizontales. La rampa holocena de Vallanca, al igual que la de Castielfabib, experimentó un
proceso de encajamiento muy reciente y acelerado en el siglo XVIII (Cabanilles, 1795).
2.5.
EL RÍO JÚCAR
A lo largo de su valle, el rı́o Júcar apenas deposita carbonatos. No lejos de su nacimiento hay
un edificio de cascada cerca de Tragacete (Cuenca). Tiene una caı́da de 40 m y ha sido incidido en
tiempo reciente pues las dataciones preliminares (en preparación, mediante R.A.) indican edades
de depósito del orden de 1000 años BP También se han identificado dos terrazas en el área del
Estrecho de Villalba de la Sierra (Cuenca), de edad Pleistoceno superior y Holoceno (en preparación,
mediante R.A.). Ambas se encuentran a la salida de un tramo encañonado, labrado en las calizas
mesozoicas, que parte de Uña y finaliza en la depresión de Bascuñana. Los carbonatos se expandı́an
en una rampa en abanico, de 400 m de radio, hoy colgada a +30 m sobre el cauce actual. Los restos
de la terraza holocena que se han detectado en el barranco de Sarria, tributario por la margen
izquierda, están colgados a +8 m respecto al Júcar.
2.6.
EL ARROYO DE CORTES DE PALLÁS (VALENCIA)
Es un torrente que salva 200 m de desnivel en 3 km de recorrido y que drena el acuı́fero de
la Muela de Cortes hacia el Júcar. Se alimenta de un manantial kárstico (San Vicente) en cuyo
entorno aparecen los restos muy cementados y erosionados de un edificio de cascada. El rı́o ha
formado en su recorrido numerosos edificios holocenos de cascada (en preparación, mediante R.A.)
del orden de una decena de metros cada uno. Su lecho parece estar erosionando los conjuntos del
tramo superior de los primeros 2 km. Se aprecian en el lecho un tipo de facies carbonatada poco
frecuente, compuesta por gravas fluviales y arenas cementadas por carbonato y facies de tallos. A
pesar del régimen estacional del caudal del manantial, que llega a desaparecer en periodos de sequı́a,
en el tramo inferior, a partir del km 2 desde el manantial, la precipitación de carbonato es activa y
con acreción vertical ası́ como lateral12 . Este sistema ofrece la particularidad de la interdigitación y
alternancia constante de material heterométrico coluvionar originado por una orografı́a contrastada
y la intensa dinámica de las vertientes, que aporta cierta singularidad a las facies carbonatadas que
afloran en los cortes de sus terrazas. El Valle de Cortes está colgado 100 m sobre el cauce de Júcar
y esta diferencia la salva el rı́o en una magnı́fica cascada que ha agradado una tı́pica forma de cono
de musgos petrificados. Sin embargo, la presa de Naranjero, aguas abajo de Cortes, ha embalsado
el Júcar y el nivel de la lámina de agua resta altura y vistosidad al afloramiento, que se encuentra
parcialmente inundado (Fig. 19.11-J).
12
Véase el capı́tulo 9 de Caracterización General (Fig. 9.4-B)
261
LAS TOBAS EN ESPAÑA
2.7.
EL ARROYO DE LAS FUENTES DE CAÑETE (CUENCA)
Su cauce, con un recorrido de 3300 m hasta el rı́o Laguna, se alimenta de unos manantiales que
brotan en el contacto de la serie de calizas jurásicas y facies Keuper del diapiro de Cañete. Su flujo
ha de superar el espolón de calizas del Muschelkalk donde se ubica la fortaleza del pueblo.
El avenamiento se realizó a través de dos umbrales sucesivos, al N y al S de dicho promontorio.
Los depósitos tobáceos que se encuentran en la margen septentrional del espolón están 10 m sobre
la cota actual del rı́o, que ahora discurre por el umbral meridional, indicando que la agradación de
carbonatos indujo un paleo-trazado del Arroyo de las Fuentes por la zona N. Estos depósitos son de
edad Pleistoceno superior (en preparación, mediante R.A.) y conforman un sistema de terrazas muy
cementadas. En algún momento el drenaje experimentó un cambio de dirección y pasó a circular al
sur del espolón. Los depósitos asociados al umbral meridional de la barra de calizas probablemente
son del Holoceno (Fig. 19.8). Este caso de difluencia por sedimentación tobácea o por incisión no es
algo excepcional en la Penı́nsula Ibérica, destacando la del rı́o Piedra al Barranco del Arco (Vázquez
Úrbez et al., 2011a).
Figura 19.8: Esquema explicativo de la difluencia provocada por la agradación de carbonatos fluviales del Arroyo
de las Fuentes de Cañete. Modificación sobre imagen oblicua orientada al ONO tomada de Google (2011) y con
una exageración del relieve de factor 3. El drenaje hacia el rı́o Laguna, que en un primer estadio bordeaba el cerro
del castillo por el N (verde oscuro), experimentó una migración hacia el S de dicho espolón (verde claro).
2.8.
LA RED DE DRENAJE DE CHERA
Otro caso de difluencia por agradación de carbonatos fluviales se encuentra en Chera (Valencia).
Esta localidad se emplaza en una fosa tectónica cenozoica y su casco urbano se asienta sobre la
arista de un bloque de estratos mesozoicos, desprendido del borde fallado septentrional y deslizado
sobre una falla lı́strica, individualizando dos subcuencas topográficamente contrastadas. La falla
que limita la fosa por el NO favorece el drenaje del acuı́fero mesozoico, que mana por la surgencia de
la Ermita (Fig. 19.9). El agua del Barranco de la Ermita va salvando los dos escalones topográficos,
formando el depósito de cascada de la Garita13 y una terraza que cubre los materiales neógenos del
núcleo urbano de Chera. Este arroyo en un principio circuló hacia el N, pasando por el Barranco del
13
262
Véase el capı́tulo 24 de Patrimonio Geomorfológico (Fig. 24.1-H).
19. LAS TOBAS DE LA RAMA CASTELLANA Y DEL SECTOR LEVANTINO DEL
SISTEMA IBÉRICO DE CUENCA, CASTELLÓN Y VALENCIA
Agua. Después, debido a la agradación vertical de los carbonatos y a la baja cota del interfluvio,
comenzó a drenar hacia el SE por el Barranco del Barrio de Arriba, donde una muestra en sedimentos lacustres represados por una barrera tobácea ya disectada, ha dado una edad Pleistoceno
superior (muestra “c” de la Fig. 19.9, en preparación, mediante R.A.). Finalmente el drenaje se ha
dirigido hacia el Sur. Adicionalmente, se conservan restos de un paleo-trazado de otro cauce con
sedimentación carbonática, que partı́a del entorno de la fuente de la Ermita y que formaba una
cascada aun reconocible en la Umbrı́a de la Viña.
Figura 19.9: Esquema explicativo de la difluencia provocada por la agradación de carbonatos fluviales del Arroyo
de Ermita en la Cuenca de Chera. Modificación sobre imagen oblicua orientada al ONO tomada de Google (2011)
y con una exageración del relieve de factor 3. En color morado se representan los edificios de cascada identificados.
En color amarillo se cartografı́an los afloramientos de terrazas fluviales tobáceas. En rojo se ubican los puntos de
muestreo para dataciones preliminares. En lı́neas sólidas azules los cursos fluviales actuales y en lı́nea discontinua
los curso fósiles de la Umbrı́a de la Viña. Las flechas indican la evolución y dirección de la migración de la
escorrentı́a.
3.
DEPÓSITOS DE MANANTIAL: COLGADOS EN ABANICO Y EN LÓBULO
Este último apartado incluye los principales “depósitos de manantial colgados en ladera” de la
zona de estudio. El más extenso se halla en la localidad de Santa Cruz de Moya y desciende 120
m desde diversos manantiales que brotan en el contacto del gran acuı́fero jurásico de Landete con
las facies Keuper. Desde allı́ se extiende, sobre la gran vaguada labrada por el Turia, un abanico
tobáceo de unos 650 m de radio, con tres escalonamientos que separan laderas con perfil convexo.
Estas graderı́as se presentan en cascadas de unos 10-15 m (Fig. 19.11-G). La acción del arado
durante siglos ası́ como la meteorización y la erosión por arroyada han ido rebajando las superficies
originales, que solo se conservan bien en los frentes estromatolı́ticos de cascada. A la salida del
Barranco de Abendón al Turia, frente a la pedanı́a de Las Rinconadas, se encuentra otra de estas
estructuras, con una disposición más convencional en forma de lóbulo progradante hacia el valle
y con una superficie culminante plana e inclinada 2 hacia el valle. Estos depósitos son de edad
indeterminada, aunque el funcionamiento de las descargas hidrogeológicas aún se mantiene en varios
manantiales.
Otro edificio de este tipo se dispone en la margen derecha del Arroyo Molinares, cerca de
Terriente (Teruel), donde también son muy conocidos los “Amanaderos” de Riodeva, afluente del
Turia. Estos otros manantiales drenan las aguas carbonatadas del macizo de Javalambre y precipitan
º
263
LAS TOBAS EN ESPAÑA
toba sobre las areniscas rojas (Buntsandstein). En la provincia de Valencia, destacan los chorros
de la casa Barchel, en Benagéber, colgados a 180 m sobre el cañón del Turia, el edificio lateral
poligénico de Las Toscas en Sot de Chera14 , los edificios fósiles del Reatillo y del Molino de las
Fuentes de Chera (Fig. 19.9) y el del Collado del Espés de Chelva (Fig.19.11-H).
En el rı́o Guadazaón sobresale el edificio activo de la balsa de Valdemoro de la Sierra (Cuenca)15 .
En este lugar se pueden apreciar diversos paleoniveles de edificios pretéritos ya erosionados. A
unos 3 km aguas abajo, a la salida del Barranco del Tobar, se localiza un gran lóbulo tobáceo,
colgado 60 m sobre el rı́o, con unas facies tan litificadas que dificultan su identificación, por lo que
se le atribuye una edad Pleistoceno superior o medio. En un contexto morfológico semejante se
encuentran varios edificios de manantial en Villar del Humo. El valle del rı́o Júcar ofrece excelentes
ejemplos de edificios de manantial colgado. Es el caso de la espectacular barrera de 40 m de
altura que represa la laguna de Uña (Cuenca), alimentada por un manantial que drena la Muela
cretácica de la Madera. Dos kilómetros al NO de esta laguna, permanece el estribo de otra barrera
formada por el Arroyo de la Madera y que, dado su grado de cementación, podrı́a pertenecer al
Pleistoceno medio o inferior. En el vaso del Embalse de la Toba se encuentran inundados hoy otros
dos edificios tobáceos laterales16 . En Vega de Codorno, además de los edificios del nacimiento de
rı́o Cuervo, se encuentran el de La Cueva y el de las Chorretas. En el Barranco de la Herrerı́a de
los Chorros, afluente del Júcar, también aparecen varios edificios fósiles. En el cañón del Guadiela
se encuentra la Herrerı́a de Santa Cristina (Cañizares), un gran lóbulo de manantial que prograda
hacia el cañón, obligándole a realizar un meandro en el que se ha obtenido una datación de edad
Pleistoceno superior (en preparación). Este edificio es posiblemente poligénico pero ha sido datado
como Pleistoceno superior (en preparación). En el rı́o Moscas a la altura de Las Zomas (Alonso
Otero et al., 1989) y en los Poljes de Reillo y del Guadazaón, entre la estación de tren de Cañada del
Hoyo y Carboneras de Guadazón aparecen numerosos edificios tobáceos de tipo lobulado (Alonso
Otero et al., 1987) a favor de paleomanantiales, en el contacto de las dolomı́as del Cenomaniense con
las arcillas dentro de la Formación Utrillas. Estos lóbulos descienden suavemente en una pendiente
homogénea hasta el fondo de los poljes, su edad es Pleistoceno superior (en preparación, mediante
R.A.).
El Cabriel tiene un depósito lateral de toba muy cementado de 11 ha de extensión, colgado
150 m sobre el cauce del rı́o, en el domo de Boniches, rodeado por materiales siliciclásticos, por
lo que el área fuente de carbonatos es desconocida, habiendo quedado individualizado por erosión
diferencial, conformando el cerro de la Cabeza de Carrascal (Cañete). Rı́o abajo, a 22 km, recibe
por su margen derecha un pequeño afluente que forma el depósito de manantial del Rento de la
Toba.
En la zona de Enguı́danos hay otros dos edificios colgados por la margen derecha del barranco
del Vallejo de la Zarzuela y otro en las Casas de Garcimolina, además de varias tobas actuales en el
fondo de la Hoz del Agua asociadas a los manantiales y fuentes actuales. Por último, cabe también
mencionar el conjunto ubicado en la localidad de Millares (Valencia) colgado sobre el cañón del
Júcar.
AGRADECIMIENTOS
Los autores desean agradecer a Juan Carlos Garcı́a Adán, archivero de Iberdrola y a esta empresa, por la
documentación proporcionada sobre la zona de Vı́llora y Enguı́danos. A Juana Vegas Salamanca la discusión y
sugerencias, ası́ como todo el apoyo en la identificación de afloramientos del Cabriel en campo. A Juan Antonio
González Martı́n en la localización e interpretación en campo de varios afloramientos y por su labor en la edición
del manuscrito. A Marc Martı́nez Parra por la ayuda en la localización de afloramientos. A Héctor Perea por sus
14
Véase el capı́tulo 9 de Caracterización General (Fig. 9.4-C).
Véase el capı́tulo 9 de Caracterización General (Fig. 9.5-J).
16
“En el pantano hay tres formaciones de interés: los aluviones del rio, los materiales desprendidos de las laderas
de los montes, depositados como un manto superficial sobre la parte inferior de las vertientes, a los que llamamos
detrito de montañas y las tobas calizas que principalmente forman dos masas dentro del embalse” (Gómez de Llarena
y Saénz Garcı́a, 1921). Ver el Capı́tulo 23, Fig. 23.9.
15
264
19. LAS TOBAS DE LA RAMA CASTELLANA Y DEL SECTOR LEVANTINO DEL
SISTEMA IBÉRICO DE CUENCA, CASTELLÓN Y VALENCIA
sugerencias relativas a la tectónica en la zona de Navarrés. A Marta Angulo, Sonja Lojen y Georgiana Dragota por el
acompañamiento en campo. A Arcadio, pastor de Salvacañete y a los regentes del Restaurante El Refugio de Navarrés,
por la localización de afloramientos. A Andrea Dı́az Barrón, Pablo León Rodenas y Manuela Royo Marqués por la
intendencia de campo en las localizaciones de Valencia.
Figura 19.10: Ejemplos de afloramientos de toba mencionados en el capı́tulo: A: Vertiente septentrional de la
Canal de Navarrés con dos edificios de cascada vertiendo al rı́o Escalona. Uno de ellos queda dislocado por fallas
inversas en las que los yesos de Keuper cabalgan material tobáceo. En la zona más alta un retazo del manto
tobáceo sobre elevado por halocinesis; B: Evidencia de cementación y diagénesis de facies tobáceas en el manto
del Rabo de la Sartén en Cortes de Pallás (Valencia); C: Vista en detalle de la falla inversa conjugada afectando
a depósitos tobáceos del Pleistoceno superior en Navarrés (Valencia), que son cabalgados por yesos del Keuper;
D: Imagen del Archivo de Iberdrola de la Central Hidroeléctrca Lucas de Urquijo (Cuenca) en su emplazamiento
sobre la confluencia de los rı́os Guadazaón y Cabriel (c. 1920). Se han resaltado las morfologı́as de la rampa
tobácea pleistocena, a la izquierda, la rampa tobácea holocena, a la derecha y la zona escalonada de cascadas
estromatolı́ticas que forma hoy en dı́a el rı́o Cabriel, en el centro; E: Zona NO del Manto de Gestalgar (Valencia)
descendiendo bruscamente en una paleocascada al cañón del Turia, con acuñación de espesor en la zona apical
y un salto de 150 m; F: Barrera tobácea de Uña lateral al Júcar bajo los farallones de la Muela de la Madera
(Cuenca). El entrante en la muela del fondo es la del Arroyo de la Madera, a cuyo pie y en situación geomorfológica
similar a la de Uña, aparecen los estribos de otra paleobarrera ahora disectada.
265
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Figura 19.11: Ejemplos de afloramientos de toba mencionados en el capı́tulo: G: Composición en mosaico de una
vista general del entorno de Santa Cruz de Moya desde el cerro de El Cañadizo, en la que se aprecia la disposición
del abanico tobáceo. Se han marcado los sucesivos frentes de cascadas, actualmente fósiles; H: Vista hacia el
NO, en las inmediaciones de Chelva (Valencia), de la terraza tobácea +20 m del rı́o Tuéjar (enmarcado en lı́neas
negras), apoyada sobre materiales del Keuper. A la derecha el edificio tobáceo colgado de manantial de Collado
Espés; I: Frente de caı́da de la plataforma de Navajas (Castellón) al rı́o Palancia. En el rı́o se ha recuadrado a
una persona en rojo a modo de escala; J: Barranco de Cortes de Pallás (Valencia) al rı́o Júcar, tal y como se
encuentra ahora tras la construcción del embalse del Naranjero en 1989. Se aprecian también los farallones de
este corto valle en la Muela de Cortes; J-bis) La misma vista en el año 1904 (Soler y Pérez, 1905); K: Vista del
cañón fluviokárstico del rı́o Bohilgues en Vallanca (Valencia). Se ha marcado un estribo de la rampa pleistocena,
colgada 60 m sobre el fondo del cañón. A la derecha de la imagen se muestra la rampa holocena que está siendo
disectada por el arroyo y más a la derecha, un retazo de otra rampa de edad intermedia. En la zona culminante
se muestran los potentes paquetes de calizas tobáceas pliocenas del techo de la Fosa de Teruel que yacen en
discordancia angular sobre las calizas mesozoicas.
266
20. LOS CONJUNTOS TOBÁCEOS DEL
PREBÉTICO EN LA PROVINCIA DE ALBACETE Y ÁREAS INMEDIATAS
Fernández, A.1 , Fidalgo, C.2 , Garcı́a del Cura, M.A3 , González, J.A.2 ,
Ordóñez, S.4 y Vázquez Navarro, J.2
1. Departamento de Geografı́a, Universidad Nacional de Educación a Distancia afernandez@geo.uned.es
2. Departamento de Geografı́a, Universidad Autónoma de Madrid, Francisco Tomas y Valiente 1, 28049 Madrid.
concepción.fidalgo@uam.es, juanantonio.gonzalez@uam.es, juanvazquez@uam.es
3. IGEO.CSIC-UCM. Facultad de Geologı́a angegcura@ua.es
4. Departamento de Ciencias de la Tierra y del Medio Ambiente. Universidad de Alicante. salvador@ua.es
INTRODUCCIÓN
Más al sur de la altiplanicie del Campo de Montiel, que constituye el borde meridional de
la Submeseta sur, se alzan, como un enérgico murallón, las estribaciones del Prebético externo.
En ellos dominan bioclimáticamente los rasgos mediterráneos propios de este ámbito del interior
peninsular, con la lógica degradación altitudinal introducida por los relieves, poco conocida ante
la ausencia de estaciones meteorológicas en altura. La precipitación anual supera los 700-750 mm
y los contrastes térmicos son muy acentuados con unos inviernos rigurosos (T.M. enero: 3 C)
y unos veranos calurosos (T.M. julio: 22-24 C). Las cubiertas vegetales, donde no faltan ciertos
endemismos1 , fitoestabilizan enormes superficies del área, siendo encinas (Quercus ballota), sabinas
(Juniperus thurifera), quejigos (Quercus faginea) y pinos (Pinus sp. repoblados o autóctonos),
las especies arbóreas más caracterı́sticas2 . No obstante, es difı́cil encontrar representaciones bien
conservadas de estas masas vegetales ya que han sido degradadas y/o eliminadas secularmente por
el hombre. También se han introducido, mediante repoblaciones, numerosas freatofitas en los fondos
de valle con una finalidad mixta de desecación y aprovechamiento maderero.
La unidad Externa la conforman un conjunto de elevadas sierras -Alcaraz (“Pico Almenara”,
1798 m y “Padrón”, 1743 m al SW de Riópar), “Pino Cano”, “Sierra del Agua”, etc.- cuya arquitectura geológica está constituida por múltiples escamas tectónicas (Álvaro et al., 1975) donde
participan los materiales margo-yesı́feros del Trı́as, los de tipo carbonatado (calizas y dolomı́as) del
Jurásico ası́ como las calcarenitas y calizas fosilı́feras del Mioceno marino. Esta alianza estructural
de factores tectónicos y litológicos ha determinado la presencia de modelados kársticos, estudiados
hace ya tiempo (López Bermúdez, 1974), ası́ como la existencia de diversos acuı́feros (Rodrı́guez
Estrella, 1979), cuya descarga se produce a través de innumerables surgencias y manantiales, siendo
el ejemplo más conocido el nacimiento del rı́o Mundo.
º
º
1
Entre ellos sobresalen los endemismos béticos incluidos en el catálogo de especies protegidas como Andryala
agardhii, Santolina elegans, Sarcocapnos baetica, Atropa baetica, Antirrhinum subbaeticum, Vella spinosa, Erodium
cazorlanum, Viola cazorlensis ó Hutera rupestris (endemismo castellano-manchego cuya única localidad espontánea
es el desfiladero de La Molata, situado en el SE de Alcaraz donde se localiza sobre roquedos calizos en compañı́a de
otras plantas rupı́colas como Sarcocapnos baetica, Chiliades saxatilis y Sisymbrium arundanum).
2
Debe mencionarse también los acerales de Acer granatense que constituyen una de las comunidades más representativas de la comarca de Alcaraz (bosquetes dispersos en Riopar y Vianos) ubicadas en umbrı́as sobre sustratos
calizos.
267
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Las aguas surgentes de estos acuı́feros han originado cuantiosas acumulaciones tobáceas en diversas etapas cuaternarias (Fig. 20.1). Entre ellas, destacan las de edad holocena que se expandieron
por numerosos corredores fluviales dando lugar a frecuentes sistemas de represamiento, en su mayorı́a hoy desaparecidos. Su pérdida de funcionalidad fue ocasionada por una acentuada incisión
de los cauces que, en ciertos casos, pudo comenzar en los tiempos protohistóricos y ha continuado hasta épocas relativamente recientes. La introducción generalizada de los cultivos de olivar en
las vertientes de diversos valles, en el siglo XIX, conllevó la ruptura total de la fitoestabilización
poniendo fin a unos procesos de precipitación de carbonatos que languidecı́an desde hacı́a algunos
siglos (Fidalgo, 2011). Junto a las manifestaciones holocenas existen otros dispositivos tobáceos
más antiguos, aunque no están presentes en todos los valles; en ausencia casi total de dataciones,
su posición geomorfológica permite vincularlas a diversas generaciones pleistocenas.
Figura 20.1: Localización de las principales acumulaciones tobáceas en el flanco septentrional del Prebético Externo y áreas adyacentes. En color negro: depósitos recientes (Holoceno-Pleistoceno terminal). En rojo: depósitos
pleistocenos. R: rampas; T: terrazas; B: barreras; S: edificios de surgencia.
Fuente: Elaboración propia sobre el Mapa Geológico 1:1.000.000.
En este ámbito peninsular contrasta la abundancia de depósitos tobáceos y la escasez de datos
que se disponen de ellos. La fragosidad del territorio ha motivado que muchas de estas acumulaciones, a pesar de las notables dimensiones de algunas de ellas, no hayan sido representadas en las
hojas geológicas 1/50.000 de los años setenta. No obstante, ciertos conjuntos, insertos en las cuencas
más accesibles del área, fueron estudiados desde las postrimerı́as del pasado siglo (Garcı́a del Cura
et al., 1996 y 1997c; Calvo, et al., 1979; Montes Bernárdez et al., 1985; Fernández Fernández, 1991a
y 1991b; Taylor et al., 1998; González Martı́n et al., 2000; Andrews et al., 2000; Vázquez Navarro,
2006). Recientemente, se han cartografiado nuevas acumulaciones hasta ahora desconocidas en la
vertiente septentrional de la Sierra de Alcaraz (Fidalgo, 2011) y que ojalá sean pronto objeto de
trabajos multidisciplinares.
268
20. LOS CONJUNTOS TOBÁCEOS DEL PREBÉTICO EN LA PROVINCIA DE ALBACETE
Y ÁREAS INMEDIATAS
Más al Sur, el Prebético interno del sur de Albacete y del noreste de Jaén presenta un potente
dispositivo estratigráfico (>2000 m de espesor) de rocas mesozoicas y cenozoicas de naturaleza
carbonática y detrı́tica que configuran un conjunto de acuı́feros con una extensión de cientos de km2
avenados por una enorme multitud de manantiales. Es un territorio que, al igual que el otro borde
prebético, se caracteriza por la escasa alteración antrópica de sus aguas subterráneas. Algunas de
estas surgencias han ido generando múltiples edificios tobáceos3 (Fig. 20.2) aunque, en su mayorı́a,
de pequeño tamaño y constreñidos a los primeros cientos de metros desde los puntos donde afloran
sus aguas.
Figura 20.2: Localización y distribución de los principales afloramientos tobáceos (en color morado) en la cabecera
de la Cuenca del Segura, dentro de la provincia de Albacete y el extremo oriental de Jaén, contextualizados en el
entorno estructural Prebético Interno y Externo, separados por la falla de Socovos. En colores verde y salmón se
representa, el dominio estructural Subbético externo e interno mientras que el amarillo corresponde a los terrenos
cenozoicos. T: terrazas; S: edificios de surgencia (color rojo pleistocenos, color negro holocenos); M: dispositivos
en manto (pleistocenos).
El área despliega numerosas altiplanicies por encima de 1000 m horadadas por profusas formas
exokársticas (karren, dolinas y poljes) que denotan el carácter de zona de recarga -Calar de la Sima,
Campos de Hernán Perea, etc.-. La escorrentı́a superficial es escasa y tan sólo los grandes corredores
fluviales se encajan profusamente en los roquedos de estos relieves disectando los acuı́feros colgados
y forzando la aparición de manantiales en las laderas de valles y cañones.
Al norte del Frente de Escamas incluido en la Sierra de Alcaraz y delimitando esta unidad
morfoestructural de la del Campo de Montiel, se abre un prolongada depresión NE-SW, abierta
esencialmente en materiales triásicos recorrida por los valles del rı́o Guadalmena y del rı́o Jardı́n,
este último con abundantes acumulaciones tobáceas.
3
Ver Capı́tulo 21 dedicado a las Tobas de Andalucı́a.
269
LAS TOBAS EN ESPAÑA
1.
EL VALLE DEL RÍO JARDÍN Y LA LAGUNA DE VILLAVERDE
El valle del rı́o Jardı́n constituye una amplia depresión fluvial, labrada sobre materiales de las
facies Keuper, que separa dos importantes unidades fisiográficas y geológicas: al norte, el Campo de
Montiel y al sur, la prebética Sierra de Alcaraz. Esta posición le ha permitido concentrar los flujos
kársticos procedentes de las vertientes de una y otra unidad dando lugar a diversas acumulaciones
tobáceas apenas estudiadas.
Las de mayor consideración coinciden con la extensa barrera que retiene las aguas de la Laguna
de Villaverde (Fig. 20.3). Se trata de un humedal de notables dimensiones (7 ha de superficie)
alojado en una pequeña cuenca endorreica (Romero Dı́az y Ruı́z Garcı́a, 1984), de planta alargada,
que todavı́a no ha sido capturada por la erosión remontante de la cabecera de un emisario –el
rı́o Cubillo- perteneciente a la cuenca del Júcar. El mapa batimétrico de la laguna revela los
principales rasgos de una cubeta de naturaleza tı́picamente kárstica y con una profundidad media
de 8 m y máxima de 10 m (González Beserán et al., 1991). Pese a su relativo buen estado de
conservación (Cirujano Bracamonte, 1990), el entorno de su perı́metro ofrece numerosos parajes
que antaño estuvieron ocupados por vegetación higrófila y que, actualmente, han sido incorporados a
los terrazgos agrı́colas de la zona. Se ubican, pues, en antiguas áreas encharcadas como lo testifica la
presencia por doquier de suelos hidromorfos con colores oscuros y con abundante materia orgánica.
Los usos agrı́colas, con dedicación cerealı́stica, se han desarrollado también, incluso, sobre la propia
barrera.
Figura 20.3: Entorno de la Laguna de Villaverde. A: Imagen satélite del entorno de la Laguna de Villaverde en la
cabecera del rı́o Jardı́n: 1.- Laguna de Villaverde; 2.- Barrera tobácea; 3.- Materiales carbonáticos aguas abajo de
la barrera; 4.- Valle de la Cañada del Charcón y acumulaciones tobáceas. B: Estructuras tobáceas en el techo de la
barrera que represa las aguas de la laguna. C.- Calcarenitas y niveles higroturbosos pertenecientes a un pequeño
abanico aluvial apoyado en aquella.
270
20. LOS CONJUNTOS TOBÁCEOS DEL PREBÉTICO EN LA PROVINCIA DE ALBACETE
Y ÁREAS INMEDIATAS
La Laguna de Villaverde constituye un sistema lacustre abierto (Fig. 20.3-A) con entrada continua de agua procedente de descargas del acuı́fero y también de aguas superficiales aportadas por
un conjunto de cañadas en cuyos valles no faltan pequeños edificios tobáceos, muy recientes, asimilados a rampas y barreras (Fidalgo, 2011). La salida de aguas del recinto lacustre se realiza, de
modo permanente, a través de diversos aliviaderos (Fig. 20.3-B) que suministraron energı́a a ciertos aprovechamientos hidráulicos, hoy abandonados. Estos derramaderos, a su vez, han conformado
pequeños abanicos aluviales al pie de la barrera compuestos por materiales detrı́ticos de naturaleza
tobácea entre los que se disponen distintos lechos higroturbosos (Fig. 20.3-C) que fueron datados
hace algunos años (Taylor et al., 1998). Ası́, a 5,7-5,8 m de profundidad se obtuvo por 14 C una
datación de 6.020 BP, coincidiendo con un nivel donde se identificó un dominio de polen arbóreo,
especialmente Pinus, acompañados por valores significativos de Quercus. Más arriba, a 1,75-1,80 m
de profundidad, otra muestra semejante fue fechada en 2.980 BP aunque ofrecı́a notables cambios
en la composición palinológica advirtiéndose una mayor proliferación de polen no arbóreo, una reducción del de Pinus mientras que el de Quercus pasaba a ser un poco más abundante. El momento
de tránsito y reemplazamiento del Pinus por Quercus se situó cronológicamente en torno al 5.000
BP (Taylor et al., 1998), acompañado de un auge de pólenes no arbóreos, fundamentalmente de
Poaceae (Gramı́neas).
Aguas abajo de este paraje, en la cabecera del rı́o Jardı́n, se emplazan, en ambas márgenes del
valle, terrazas tobáceas (Fig. 20.4) con notable espesor y donde, con frecuencia, las tobas descansan
sobre materiales detrı́ticos de granulometrı́a bastante heterométrica. Hasta la actualidad no han
sido estudiadas y por tanto, al igual que los edificios del inmediato valle de La Cañada del Charcón
(Fig. 20.3A-4), no se tiene ningún dato de su estratigrafı́a y cronologı́a.
Figura 20.4: Acumulaciones tobáceas fluviales en el valle del rı́o Jardı́n. A: Barrera tobácea en las inmediaciones
de la localidad de Los Chopes. B: Detalle de la terraza emplazada en la margen meridional del valle y cercana al
caserı́o de Los Chopes.
2.
LOS CONJUNTOS TOBÁCEOS DE LAS CUENCAS FLUVIALES ADOSADAS A LA VERTIENTE SEPTENTRIONAL DEL PREBÉTICO EXTERNO
En los distintos segmentos de sus dilatadas vertientes alumbran importantes caudales kársticos.
Alimentan las cabeceras de numerosos valles caracterizados por un elevado gradiente longitudinal
y donde se disponen notables acumulaciones tobáceas (Fig. 20.1) con variados morfotipos destacando entre ellos las prolongadas rampas carbonáticas y algunas barreras (Fig. 20.5); dominan las
desarrolladas durante el Cuaternario reciente (sobre todo Holoceno) que ocupan los fondos de valle,
mientras que las pleistocenas, relativamente escasas (e incluso ausentes en determinados corredores
fluviales), se hallan colgadas, a mayor o menor altitud, sobre las vegas.
Estos valles han labrado una morfologı́a muy angosta y su grado de encajamiento está vinculado
271
LAS TOBAS EN ESPAÑA
a la evolución diferencial de los niveles de base que han conocido las distintas cuencas que principian
en este nudo de divergencia hidrográfica: ası́, las que nacen en la vertiente septentrional, en pleno
“Frente de Escamas” y tributan al Guadalquivir a través del Guadalmena (valles de los rı́os Cortes,
Alcaraz, Angorrilla, Salobre, etc.), muestran un modelado muy ceñido, semejante al ofrecido por
las que aportan aguas al Segura, mediante los estrechos pasillos fluviales del Mundo, Zumeta, Tus y
otros. No ası́ los que avenan en dirección a los Llanos de Albacete y al Júcar, a través del rı́o Jardı́n,
que insinúan contornos bastante menos deprimidos. A pesar de esta diferenciación morfológica, los
citados valles tienen, como factor común, unos fondos encajonados y delimitados bruscamente por
laderas con abundante material coluvionar perteneciente a diversas etapas pleistocenas y holocenas;
la más moderna incorpora en su seno abundantes fragmentos cerámicos, en ocasiones pertenecientes
a los últimos siglos (Fidalgo, 2011).
Figura 20.5: Pequeña barrera desarticulada en el fondo de valle del tramo alto del rı́o Angorrilla.
2.1.
LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS RECIENTES (PLEISTOCENO
TERMINAL Y HOLOCENO) EN LOS FONDOS DE LOS VALLES
Los rı́os Arquillo y Escorial-La Mesta, al ser los únicos que se han estudiado con cierta atención,
servirán como modelos para el análisis de este apartado. Afortunadamente, con todos los matices
diferenciales exigibles en un riguroso contraste con otras cuencas fluviales de la región, hay que
señalar cómo las escasas observaciones realizadas en aquellas últimas, permiten apuntar una cierta
similitud en lo que respecta a los tipos de acumulaciones tobáceas y al funcionamiento de los procesos que las originaron. Esta circunstancia se halla motivada, en buena parte, por la homogeneidad
morfoestructural y bioclimática ofrecida por el área de estudio.
El valle del rı́o Arquillo combina, a lo largo de sus tramos, diferentes asociaciones tobáceas (Fig.
20.6). En su cabecera, y hasta la localidad de Peñascosa, dispone de diversas barreras y rampas
de escaso desarrollo longitudinal. Sin embargo, aguas abajo y durante un trecho que finaliza en
las proximidades de la carretera a Ituero, las rampas casi desaparecen totalmente para dar paso
a edificios de barrera de notable envergadura. Su presencia conforma lagunas alimentadas por
importantes manantiales, hoy desecadas en su mayorı́a a consecuencia de las actuaciones antrópicas
que, en diversas épocas, han roto los cierres tobáceos. Sólo una, de excepcional interés paisajı́stico,
pervive –La Laguna del Arquillo-. La génesis de su represa, como la de otros fitohermos del área,
fue controlada por factores estructurales, siendo las dimensiones de su coronación de unos 300 m
de longitud y 35-50 m de anchura. La altura visible de sus paramentos es de 4-6 m aunque cabe
deducir que alcanza más de 10-12 m a la vista de la profundidad ofrecida por este humedal.
Los materiales que conforman las barreras del rı́o Arquillo están constituidos por calcita de
bajo contenido en magnesio detectándose la presencia de aragonito como fase cementante en los
272
20. LOS CONJUNTOS TOBÁCEOS DEL PREBÉTICO EN LA PROVINCIA DE ALBACETE
Y ÁREAS INMEDIATAS
carbonatos y estando prácticamente ausentes los terrı́genos. Dominan las facies tobáceas de musgo,
tallos verticales y tallos cruzados, advirtiéndose, con relativa reiteración, la existencia intercalada
de laminaciones de tipo estromatolı́tico. Abundan mesocristales y macrocristales siendo notorios
los indicios de origen bacteriano (Garcı́a del Cura et al., 1996). A destacar la influencia que las
cianobacterias tuvieron en la génesis de estos carbonatos como se deduce del estudio de las facies
de tallos verticales tanto en sección delgada como por M.E.B. Con éste último son visibles cristales
micrı́ticos desarrollados sobre los EPS o acumulaciones de compuestos orgánicos (polisacáridos)
que rodean a las cianobacterias. En las muestras obtenidas en las coronaciones de ciertas represas
tobáceas se observaron restos de hongos que, en ocasiones, indujeron ciertas variaciones texturales
en los carbonatos. En sección delgada, con el microscopio petrográfico, se identificó el predominio de
microestructuras de tipo estromatolı́tico con capas concéntricas donde la mayorı́a son de naturaleza
minimicrı́tica (Garcı́a del Cura et al., 1996).
Figura 20.6: Acumulaciones. tobáceas en el valle del rı́o del Arquillo.
A. Perfil longitudinal del rı́o Arquillo y posición de los principales edificios tobáceos.
B. Esquema geomorfológico del tramo final del valle y del entorno de su laguna. Cartela: a) Carniolas jurásicas; b)
Borde de paramera; c) Barreras tobáceas -Holoceno- d) Edificios tobáceos colgados –Pleistoceno- e) Sedimentos
aluviales actuales. f) Materiales coluvionares.
1. Tobas pleistocenas situadas aguas abajo de la Laguna del Arquillo. 2. Vaso de este humedal retenido por una
barrera tobácea.
Más al SW, el valle del rı́o Salobre aporta un escenario fluvial semejante al disponer de numerosas
rampas tobáceas (Fig. 20.7-A y 20.7-B) en los distintos cauces que componen su tramo alto y
haber desarrollado complejos edificios de barrera en su trecho final. Entre las peculiaridades de
estos últimos destaca por un lado, la existencia de abundante material detrı́tico (de procedencia
273
LAS TOBAS EN ESPAÑA
aluvial y coluvionar) pertenecientes a varias generaciones holocenas, frecuentemente relacionadas
con actuaciones recientes del hombre que han roto la fitoestabilidad de numerosos parajes; por otro,
un emplazamiento de sus estribos anclados en los estratos cuarcı́ticos paleozoicos (Fig. 20.7-C) que
afloran en la Hoz del Hocino (Fidalgo, 2011).
Figura 20.7: Acumulaciones tobáceas en el valle del rı́o El Salobral.- A y B: Rampa holocena notablemente incidida
por el cauce actual del rı́o Salobre. C: Conjuntos de barrera en el Estrecho del Hocino modelado por el rı́o en un
umbral cuarcı́tico del zócalo paleozoico.
Por su parte, los valles que conforman la cuenca de los rı́os Escorial-La Mesta se caracterizan
por el dominio de algunas grandes rampas tobáceas quedando relegadas las barreras, de reducidas
dimensiones, a parajes muy concretos. Sus fondos de valle se hallan notablemente incididos por unos
cauces con caudales moderados, a menudo intermitentes, pero que arrastran abundante material
detrı́tico (Fig. 20.8). Los morfotipos tobáceos y las facies asociadas varı́an en función de su preciso
emplazamiento ya que el desarrollo de rampas y barreras conformó la presencia de dos subambientes
fluviales (Fig. 20.9) peculiarizados por diferentes dinámicas y, por tanto, con diversas respuestas
carbonatadas en cada uno de ellos (González Martin et al., 2000a; Andrews et al., 2000).
Figura 20.8: Vista del lecho seco y de
los arrastres detrı́ticos actuales del rı́o
Arquillo (05/2011) labrado sobre el relleno tobáceo que compone su fondo de
valle.
274
20. LOS CONJUNTOS TOBÁCEOS DEL PREBÉTICO EN LA PROVINCIA DE ALBACETE
Y ÁREAS INMEDIATAS
Figura 20.9: Acumulaciones tobáceas pleistocenas y holocenas alojadas en el valle del rı́o Escorial. Perfiles longitudinales, columnas y tipos de facies.
Cartela del Perfil: A) arcillas y yesos -Facies Keuper-; B) carniolas –Lias-; C) calcarenitas bioclásticas y limos
–Mioceno-; E) Tobas-Holoceno-; F) materiales historicos aluvio-coluvionares con débil evolución edáfica; G) Tobas
–Pleistoceno.
Cartela de las columnas estratigráficas: 1) Substrato geológico; 2) Coluvión; 3) Niveles con abundante materia
orgánica; 4) Oncolitos; 5) Calcarenitas tobáceas; 6) Lutitas tobáceas; 7) Facies de tallos; 8) Facies de musgos; 9)
Gasteropodos; 10) Fragmentos de gasterópodos; 11) Fragmentos de tallos; 12) Materiales aluvio-coluvionares de
edad histórica con fragmentos de cerámica medieval; 13) Puntos de Muestreo.
En los tramos de ruptura de pendiente donde las aguas salvaban sendas irregularidades del
lecho, a menudo vinculadas a las fracturas que delimitan las escamas tectónicas prebéticas, la
turbulencia generada por los flujos favoreció el desarrollo de unos eficaces procesos de precipitación
fı́sico-quı́mica. Dieron lugar a edificios fitohérmicos coincidentes con pequeñas barreras y rampas
tobáceas más o menos dilatadas, en función de la envergadura (altura y longitud) de los desniveles
ofrecidos por el perfil del lecho. Ası́, este sistema fluvial, al igual que casi todos los rı́os del entorno
(Montemayor, Masegoso, Angorrilla, La Mesta, etc.), construyeron prolongadas rampas (Fig. 20.10)
que, en algunos casos, alcanzaron notables dimensiones (>50 m de desnivel y longitudes de varias
centenas de metros). A destacar el espesor (>12-15 m) de algunas de ellas, especialmente las
ubicadas en los valles de La Mesta y Angorrilla, donde la potencia de sus carbonatos tobáceos
pudiera sugerir un inicio de su formación desde épocas finipleistocenas.
Con frecuencia, el tramo inicial de las rampas ofrece ciertas barreras (Fig. 20.11) que se alzaron
por encima de sus segmentos superiores elevando su coronación y reteniendo, hacia aguas arriba,
importantes volúmenes de agua; por su parte, el trecho final suele coincidir con una cascada (Fig.
20.10-F) sirviendo, en ocasiones, como elemento de referencia a la toponimia local desde tiempos
medievales. La agitación de los flujos permitió en estos tramos la propagación de las tı́picas facies
de musgos que jalonaron con gran densidad y continuidad los saltos desarrollando, a su vez, multitud de laminaciones estromatolı́ticas formadas por cianobacterias filamentosas (0,8 de diámetro),
rodeadas de cristales de calcita de hasta 1 , aunque el tamaño más frecuente es el de 0,1 .
Las dataciones efectuadas (Fig. 20.9) suministraron dos edades (14 C) al relleno (Taylor et al.,
1998; González Martı́n et al., 2000a): el nivel situado cerca del muro visible (a más de 10 m
de profundidad), se remontarı́a a unos 5220
70 BP; buena parte de esta etapa acumulativa
se habrı́a desarrollado bajo condiciones climáticas relativamente húmedas y, posiblemente, con
temperaturas algo más bajas que las actuales. Otro nivel situado más arriba (a unos 5 m del
µ
µ
µ
±
275
LAS TOBAS EN ESPAÑA
±
anterior), tendrı́a una edad de 3040
70 BP. Por encima de este lecho orgánico, a partir de un
nivel emplazado a 4,3 m de profundidad, y fechado hacia 2700 BP, se advirtió la existencia de
cicatrices erosivas acompañadas de ciertos cambios en la acumulación carbonatada. Se asociaron
a una notable inversión en el medio de sedimentación que pasó a ser más seco y dominado por
cubiertas vegetales más abiertas, como lo sugiere la presencia por un lado, de gran cantidad de
moluscos terrestres y por otro, la identificación de pólenes de nogal y olivo (Taylor et al., 1998).
En el techo de estos rellenos holocenos se advierte un suelo incipiente con una evolución edáfica
similar a la que ofrecen horizontes postmedievales identificados en la zona sobre materiales calizos:
esta aparente juventud de los perfiles es atestiguada por el escaso desarrollo de sus horizontes y
por la relativa abundancia de fragmentos cerámicos históricos en su seno (Fidalgo, 2011).
Figura 20.10: Rampas tobáceas en los valles de la vertiente septentrional de Alcaraz. A: Rampa en el rı́o Montemayor en el entorno de Arteaga de Arriba. B: Carbonatos de otra rampa en el mismo rı́o colonizada por pinar.
C: Rampa del rı́o La Mesta en el entorno de Villapalacios. D: Rampa del rı́o Salobre. E: Rampa del rı́o Escorial,
una de las de mayor tamaño del área de estudio y que desde los tiempos medievales estuvo sometida a todo tipo
de intervenciones antrópicas. F: Cascada en la parte distal de la rampa del rı́o Escorial (Dupuy de Lôme, 1936).
276
20. LOS CONJUNTOS TOBÁCEOS DEL PREBÉTICO EN LA PROVINCIA DE ALBACETE
Y ÁREAS INMEDIATAS
Los conjuntos tobáceos holocenos de este valle ofrecen una quı́mica isotópica fuertemente condicionada por los efectos hidrológicos y los vinculados a los periodos de residencia del agua, siendo
su composición (valor medio de δ18 O = -7,1
y los δ13 C = -9 ) no muy diferentes a la que
ofrecen sistemas tobáceos semejantes de edad holocena en Gran Bretaña. Los valores de δ13 C se
hayan influidos por los aspectos microambientales donde se desarrollan los tapices microbianos, por
ello no es muy precisa la información paleoambiental sobre precipitaciones, temperaturas, cubiertas vegetales. Las variaciones de δ13 C advertidas en estas acumulaciones se asocian a la vegetación
y/o a los procesos de respiración edáfica. Igualmente, el contraste de los datos con δ18 O y δ13 C
permite sugerir cómo este ámbito peninsular parece que conoció durante el Holoceno medio, un
calentamiento o un incremento de la influencia de las masas de aire mediterráneas con fuertes precipitaciones entre el 5000 y el 3000 BP que serı́a acompañado por el progreso de las condiciones de
aridez (Andrews et al., 2000).
‡
‡
Figura 20.11: Fitohermos asociados a pequeñas barreras desarrolladas en el segmento superior de la rampa tobácea
del rı́o Escorial.
2.2.
LOS EDIFICIOS PLEISTOCENOS
Los conjuntos tobáceos pleistocenos sobresalen en ciertos valles pero están ausentes totalmente
en otros muchos que, curiosamente, están bien provistos de acumulaciones holocenas, lo que no deja
de plantear algunos interrogantes geomorfológicos sobre las posibles causas que pueden explicar este
hecho.
En el área de estudio, el valle del Arquillo es el que cuenta con un mayor número de testigos
pleistocenos pues, desde las inmediaciones de su ya citada laguna (Fig. 20.6 B-1) y hacia aguas
abajo, su curso se halla jalonado por edificios de notables dimensiones (Fig. 20.12). Parecen pertenecer a varias generaciones y adoptan la morfologı́a de terrazas colgadas con cierta continuidad a
lo largo del valle. Sus techos se sitúan en torno a 20-25 m de altura sobre el cauce incrementándose
hasta 30-35 m en el entorno de su desembocadura en el rı́o Jardı́n, oscilando su espesor entre 8
y algo más de 20 m (Edificio “El Batán”). En su muro suele ser frecuente identificar lechos de
gravas y cantos (<3 m de potencia) que, hacia arriba, dan paso a acumulaciones tobáceas complejas. Se hallan integradas por pequeñas barreras con sus tı́picas facies, junto a estructuras de
progradación cuneiforme, limitadas hacia aguas abajo por saltos con abundantes laminaciones de
tipo estromatolı́tico, etc.
277
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Figura 20.12: Edificio pleistoceno emplazado en la margen occidental del valle del rio Arquillo.
Pero sin duda, el testigo más espectacular se localiza en la confluencia de los valles de El Escorial
y La Mesta. Allı́, un magnı́fico relieve tobáceo invertido (Fig. 20.9 y 20.13), que sirvió de emplazamiento a un asentamiento del Bronce, se alza a más de 100 m sobre el fondo del valle. Su posición
geomorfológica parece sugerir una edad más temprana que la de los testigos insertos en el valle del
Arquillo. La visibilidad de sus estructuras se halla muy dificultada por la limitada accesibilidad y la
elevada diagénesis que ofrecen sus afloramientos. Sin embargo, en su flanco septentrional destaca la
existencia de una enorme cascada fósil con un salto de varias decenas de metros. Su emplazamiento
geomorfológico, sito en las inmediaciones de la gran rampa holocena descrita anteriormente, vuelve
a sugerir el control que la fracturación tectónica ha tenido al estimular los procesos de precipitación
de carbonatos conformadora de estas morfologı́as tobáceas.
Más al Sur, en la cuenca del rı́o Mundo se disponen importantes acumulaciones tobáceas asimiladas a edificios de cascada que, en algunos casos, siguen teniendo una cierta funcionalidad en
el presente. Sobresalen los conjuntos emplazados aguas abajo de la cerrada del embalse del Tálave
y los identificados en el entorno de las localidades de Lietor, Ayna e Hijar. Predominan las facies
mesocristalinas, con abundantes texturas en empalizada-roseta, la mayorı́a propias de las caracterı́sticas de la toba de musgo (Calvo et al., 1979). No lejos, en la pequeña cuenca de Cordovilla,
al NE de Hellin, también fueron detectados entre los sedimentos cuaternarios de su relleno acumulaciones tobáceas (Garcı́a del Cura et al., 1997; Montes Bernárdez, 1985) ofreciendo una notoria
representación superficial y asociadas a facies fluviales y lacustres. El conocimiento de su evolución
sı́smica reciente (Rodriguez Pascua et al., 2008) ha exigido datar (U/Th) ciertos edificios próximos
a las principales lı́neas de fractura; ası́ se han detectado dos generaciones, una que sobrepasarı́a
la edad de 400.000 años y otra que quedarı́a comprendida entre 119.000 y 95.000 BP (Rodriguez
Pascua et al., 2009 y 2012).
278
20. LOS CONJUNTOS TOBÁCEOS DEL PREBÉTICO EN LA PROVINCIA DE ALBACETE
Y ÁREAS INMEDIATAS
Figura 20.13: Relieve tronco-cónico coronado por tobas pleistocenas en el paraje de “Los Batanes”, en la confluencia de los rı́os El Escorial y La Mesta, proximidades de la localidad de Alcaraz.
3.
LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS AL SUR DEL “FRENTE DE ESCAMAS” DEL PREBÉTICO EXTERNO
Este ámbito prebético dispone, como ya se ha comentado, de numerosı́simas acumulaciones
carbonáticas (Fig. 20.2) que adquieren tres morfotipos: mantos, edificios de manantial y terrazas
tobáceas.
3.1.
LOS MANTOS DE SOCOVOS, FÉREZ, ABEJUELA Y LETUR
El borde tectónico que separa al Prebético Interno y el Externo, en las provincias de Albacete
y Murcia, se resuelve mediante un accidente tectónico de gran importancia: la Falla de SocovosCalasparra. Corresponde al lı́mite de transferencia NE del Arco Estructural Cazorla-Alcaraz-Hellı́n
y consiste en un desgarre dextroso, prolongado (200 km de longitud) y profundo (Pérez Valera y
Pérez López, 2003; Pérez Varela et al., 2010), que desplazó 35 km hacia el oeste el labio meridional
279
LAS TOBAS EN ESPAÑA
respecto del septentrional. Existen datos que justifican una actividad reciente (Mioceno superiorCuaternario) en este importante accidente peninsular (Rodrı́guez Pascua, 2001). Las alineaciones
tectónicas predominantes en el labio septentrional de la falla, que conforman las crestas y sierras,
tienen orientación E-O mientras que las del labio meridional se disponen en dirección NNE-SSO.
Este desgarre supone un plano de discontinuidad para la transmisividad de los acuı́feros en las
calizas cretácicas del Prebético interno de las sierras de la Umbrı́a de la Mata, de Angula y del
Tobar, que drenan hacia el N, provocando el afloramiento de aguas subterráneas en multitud de
manantiales alineados en el entorno de esta gran falla (Sánchez Gómez et al., 2012).
Los caudales de agua subterránea descargados aquı́, a lo largo del Cuaternario, han sido muy
variables siendo muy probable que, en diversos periodos del pasado, hayan sido más voluminosos
que en la actualidad. Esto ha permitido la acreción de grandes mantos tobáceos alineados con
este accidente, que progradaban desde el mismo hasta las zonas inmediatas topográficamente más
deprimidas. Conformaban grandes plataformas con ligera inclinación, que terminaban en frentes de
cascadas lobulados de centenares de metros de extensión. Los mantos de Socovos, Férez y Abejuela
parecen ajustarse a este modelo genético en virtud de su posición alineada al N de la zona de falla:
En Socovos quedan retazos de un manto, colgados 80 m sobre la superficie de drenaje actual,
en los altos del Calvario y el Puntal de Cueva Higuera, correspondiendo a una zona apical
y en el Cortijo de Casa Nueva, en el área distal. Al parecer, su paleotopografı́a descendı́a
progresivamente desde la cota de 800 m hasta la de 600 m a lo largo de 6 km en dirección
NNE desde el área de alimentación de la falla, con una superficie mı́nima original de 10 km2
de los que tan sólo se conserva una décima parte (<1 km2 , sumando la extensión de los tres
retazos mencionados).
El manto de Férez (Fig. 20.14-A) era de menores dimensiones y se dispone colgado 60 m
respecto de los cauces de la red de drenaje actual. De él sólo se mantiene en pie su sector
distal donde facies de tallos y estromatolitos abundan en los parajes de cascada, a menos de
1 km del área fallada.
El manto de Abejuela no ha sido disectado en su zona apical por lo que tan sólo en el frente
de cascada, el arroyo homónimo ha dejado al descubierto sus facies distales con espesores de
hasta 25 m. La morfologı́a de su superficie es convexa y dendrı́tica en planta, progradando
en abanico sobre la topografı́a deprimida del valle.
Otro manto a considerar es el Letur con una morfologı́a compleja y poligénica. Se conserva un
nivel colgado y muy cementado a 300 m sobre los cauces actuales en los parajes de Solana de los
Pollos y Llano de la Vida. Sus afloramientos han sido desmantelados por la erosión y los retazos
se vinculan al ámbito distal. Su superficie debió alcanzar los 7 km de longitud (desde los bordes
del acuı́fero en calizas cretácicas de Sierra Angula hacia el rı́o Segura) y fosilizó los materiales
lacustres cenozoicos de una pequeña cubeta local. Por debajo de este degradado dispositivo, y
encajado unos 130 m sobre su antigua topografı́a, se extiende el manto actual de Letur; se halla
muy bien conservado desde el área apical hasta los parajes de cascada, a lo largo de un frente de
2 km de ancho, progradando 1,4 km sobre la vaguada excavada por el arroyo de Letur en margas
lacustres. El centro histórico de esta localidad se emplaza sobre el lóbulo progradante más reciente
del sistema que cae en una cascada compuesta (Fig. 20.14-B). El conjunto representa uno de los
mayores exponentes de este tipo en la Penı́nsula Ibérica y continúa en la actualidad siendo un área
de descarga hidrogeológica activa, con numerosos manantiales calcificantes, que ahora se encuentran
principalmente en la base del edificio tobáceo karstificado de Letur (Mallada y Vidal, 1914).
3.2.
EDIFICIOS DE MANANTIAL
La Sierra de Segura alberga múltiples acuı́feros kársticos de flujo difuso que han sido monitorizados en los puntos de surgencia desde hace dos décadas (Cruz Sanjulián et al., 1990; Moral et
280
20. LOS CONJUNTOS TOBÁCEOS DEL PREBÉTICO EN LA PROVINCIA DE ALBACETE
Y ÁREAS INMEDIATAS
al., 2005 y 2008). En sus alrededores se han originado numerosos edificios tobáceos colgados de
reducidas dimensiones. Se trata de aguas bicarbonatadas cálcicas y cálcico-magnésicas con valores
de pH comprendidos entre 7- 8 y contenidos en Ca y en Mg de 40–50 mg/L y 10–20 mg/L respectivamente. Sus tiempos de residencia en el seno de los acuı́feros suelen ser de varios meses y sus
manantiales inerciales favorecen, además, cierta regularidad a los flujos fluviales del régimen de los
rı́os Segura, Taibilla y Zumeta; ası́, por ejemplo, el Taibilla cuadruplica el caudal entre Nerpio y
el Segura, al drenar el anticlinorio entre Letur-Socovos de la Sierra de Zacatı́n (Masach Alavedra,
1948).
Figura 20.14: Ejemplos de afloramientos de toba en manto asociados a la falla de Socovos: A: Vista hacia el SE
de los mantos de (1) Férez de 40 ha y (2) Abejuela de 117 ha, progradando hacia el arroyo de Abejuela. El manto
de Férez está muy erosionado y desconectado de su zona apical, a diferencia del de Abejuela, que se conserva
casi completamente y tan sólo está cubierto de depósitos coluvionares. El primero se encuentra colgado sobre el
segundo unos 45 m por lo que se le induce una edad inferior. El manto de Abejuela está disectado en su área distal
por el arroyo, permitiendo apreciar claramente la estratigrafı́a en cortes 15 m de potencia visible de margas, facies
de tallos, oncolitos y gravas. Se indican las localizaciones estimadas de los paleomanantiales que alimentaron estas
morfologı́as, ası́ como los manantiales aún activos. B: Manto de Letur, mostrando los sucesivos niveles escalonados
y la forma de abanico en planta del lóbulo más reciente en el que se asienta el centro histórico. El manto perfilado
en la imagen, de 220 ha, representa tan solo una parte de los afloramientos tobáceos en este sector, en el que se
han identificado retazos de un nivel anterior, colgado 120 m sobre el de Letur, que debió alcanzar una extensión
máxima de 2000 ha.
281
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Vinculados a muchos de los manantiales de acuı́feros fragmentados, se ha desarrollado un elenco
de conjuntos tobáceos de diverso tamaño (Fig. 20.15-C), cerca de los principales rı́os. Entre ellos
destacan los del rı́o Segura en La Toba y Miller –Jaén- (Fig. 20.15-D), Góntar, Alcantarilla y La
Graya –Albacete-. En el Zumeta sobresale el dispositivo de Tobos y en la cuenca del Taibilla,
por la margen derecha, los manantiales que avenan la Unidad Hidrogeológica de Juan Quilez han
construido sendos dispositivos en La Toba (Nerpio), Vizcable y El Tobar (Letur) (Fig. 20.15-F y
20.15-G).
Figura 20.15: Ejemplos de afloramientos de toba fósiles del Prebético interno. C: Superficie ocupada por una
rampa tobácea, completamente disectada, de 1200 m de extensión y 30 m de potencia máxima del rı́o Segura
en un tramo de acusada pendiente -de izquierda a derecha-, en las inmediaciones de Poyotello (Pontones). D:
Vista general de los edificios de manantial colgado de Miller (Jaén), sobre el cañón del rı́o Segura. Los relieves
del fondo corresponden con el Calar del Cobo y dan idea de lo fragmentados que están los acuı́feros de esta zona
septentrional de la Sierra de Segura y el espesor de los acuı́feros carbonáticos. E: Detalle del encajamiento (25
m) del rı́o Segura en la rampa de Poyotello. F: Edificio tobáceo de manantial colgado de Vizcable (Albacete), en
la margen derecha del rı́o Taibilla, en la confluencia de la Rambla del Almez. Se indica la posición del manantial
emplazado en una falla normal que pone en contacto las calizas cretácicas y eocenas con conglomerados y margas
del Plioceno. G: Edificio de manantial de Los Tobares, en la margen derecha del rı́o Taibilla, con un desarrollo en
planta a modo de abanico. La topografı́a suavizada de la vertiente sobre la que se asienta controla su morfologı́a
regular en un solo escalón. Este edificio presenta frecuentes facies de oncolitos con gran tamaño (< 9 cm de
diámetro).
282
20. LOS CONJUNTOS TOBÁCEOS DEL PREBÉTICO EN LA PROVINCIA DE ALBACETE
Y ÁREAS INMEDIATAS
El tamaño de los edificios depende del rango de la zona drenada por los manantiales que los
alimentan, de la dimensión ası́ como del tipo de acuı́fero pero no suelen superar los 300 m de
ancho y los 60 m de salto, teniendo un carácter poligénico al imbricarse facies muy cementadas
pleistocenas con otras mejor conservadas. En la mayor parte de los casos, estos conjuntos mantienen
una actividad incrustante menor, pero también hay edificios completamente fósiles como es el caso
de la toba de La Molata, en La Graya, colgada 250 m sobre el manantial activo actualmente.
3.3.
LAS TERRAZAS TOBÁCEAS
La mayor parte de los valles de este territorio presenta terrazas detrı́ticas aunque sólo en trechos
muy localizados. Han sido conformadas a partir de flujos liberados por manantiales kársticos que
vierten sus aguas inmediatamente a los cauces de estos rı́os originando rampas y replanos tobáceos.
Destaca, en primer lugar, el tramo alto del rı́o Segura entre Pontones y Huelga Utrera (8 km),
donde abundan las acumulaciones tobáceas, aunque de modo discontinuo. Entre ellas sobresale
una impresionante rampa de 1000 m de longitud (González Ramón et al., 2006) completamente
disectada, a la altura de Poyotello (Fig.20.15-C y 20.15-E). El primer tramo de terrazas se alimenta
del manantial del Molino de Loreto y la rampa de Poyotello mientras que los siguientes, hasta
Huelga-Utrera, del manantial de la Cueva del Agua, ambos en la Unidad Hidrogeológica de Las
Palomas. En el Taibilla, otro conjunto de importancia debe su origen a las aguas de un barranco
lateral -Las Acedas- en Nerpio, donde a lo largo de sus 1,8 km de recorrido, ha motivado la aparición
de diversas generaciones recientes de terrazas donde se entremezclan carbonatos y facies detrı́ticas.
Por último, en Yetas de Arriba, el Arroyo de la Zorrera tiene los únicos manantiales que drenan la
Unidad Hidrogeológica de la Loma del Sapillo. Este acuı́fero coincide con un gran monoclinal que
buza 15 al SE, compuesto por dolomı́as del Cenomaniense-Turoniense, calizas eocenas y miocenas
con un área de 60 km2 . Este manantial, y el rı́o que alimenta, formó una pequeña rampa de 400 m
hoy muy degradada por la erosión. No se tienen datos geocronológicos relativos a la edad de estos
edificios.
º
CONSIDERACIONES FINALES
Esta región del borde meridional de la Submeseta sur se caracteriza por la existencia de un
amplio conjunto de acumulaciones tobáceas, en su mayor parte de origen fluvial, ubicadas en un
marco morfoestructural relativamente original en el contexto peninsular. En efecto, la sucesión
de escamas, con sus desniveles tectónicos, ha permitido un dispositivo de saltos que han sido
aprovechados por unos cauces alimentados kársticamente para precipitar considerables volúmenes
de carbonatos. Este es el motivo que explica que, junto a algunos conjuntos de surgencia más o
menos importantes y a ciertos edificios de barrera, hayan progresado espectaculares y prolongadas
rampas, morfotipos que personalizan a este ámbito tobáceo. A destacar la existencia de notables
mantos tobáceos, más o menos extensos y degradados, cuya presencia se vincula a la proximidad
del gran accidente tectónico de las Falla de Socovos-Calasparra.
A pesar de este numeroso y notable dispositivo cuaternario es escaso el conocimiento que se
tiene de sus distintas acumulaciones, a excepción de algunos valles y parajes. Mı́nimos son los datos
obtenidos respecto a los edificios pleistocenos salvo que, por su desigual posición geomorfológica
colgada sobre los fondos de valle, pertenecen a varias etapas de este periodo. Las únicas dataciones
han sido obtenidas entre los materiales tobáceos que componen el relleno sedimentario de la cuenca
de Cordobilla con dispositivos que unas veces superan los 400.000 BP y otras tienen por umbral
los 119.000 y los 95.000 BP. Mayor conocimiento se tiene de los conjuntos asociados a una última
generación incidida actualmente por los cauces fluviales y con múltiples testigos sedimentarios que,
en ocasiones, ofrecen espesores que superan los 12-15 m. Las dataciones efectuadas en los niveles
orgánicos interestratificados con los sedimentos tobáceos denotan una edad holocena, próxima a
los 6.000 años BP desarrollándose (5,22 ka BP) en pleno periodo Atlántico al menos hasta el
Suboreal (3,1 ka BP). Sin embargo, no se descarta que algunos grandes conjuntos hayan rebasado
283
LAS TOBAS EN ESPAÑA
cronológicamente los lı́mites del Holoceno y, por tanto, sus inicios constructores hayan tenido lugar
en tiempos finipleistocenos. Los análisis polı́nicos y malacológicos, junto con la relativa escasez
de materiales detrı́ticos en los rellenos tobáceos de fondo de valle, parecen sugerir unas elevadas
condiciones de humedad y de eficaz fitoestabilización en las vertientes para este momento holoceno.
Cambios ambientales, especialmente vinculados a las actividades antrópicas detectadas en la zona
a partir del 2.700 BP. (Andrews et al., 2000), parecen haber sido los responsables de una progresiva
disminución de la eficacia de los procesos de precipitación en los cauces.
Los procesos de precipitación de carbonatos se han visto sustituidos en la mayorı́a de los valles
por otros caracterizados por el arrastre de materiales detrı́ticos. Su presencia se ha incrementado
en los tiempos históricos a consecuencia de la degradación de las cubiertas vegetales exigida por
los usos agrı́colas, ganaderos y forestales de los últimos siglos.
Estos hechos deberán ser contrastados en futuras investigaciones que, además de identificar
con detalle las distintas generaciones cuaternarias presentes en la zona, necesitará precisar sus
diversas estratigrafı́as, asociaciones de facies y paleoambientes, etc. También será necesario, abordar
las causas de una difusión disimétrica entre las tobas desarrolladas por multiples lugares en el
Holoceno y el carácter restringido de las pleistocenas. Posiblemente, muchas de ellas hayan sido
erosionadas y desmanteladas en unas vertientes de acentuada pendiente y sede de agresivos procesos
morfogenéticos desencadenados en etapas con débiles cubiertas vegetales. Tampoco debe perderse
de vista una reciente actividad neotectónica en la zona a la vista del emplazamiento de tantas
rampas holocenas desarrolladas sobre escalones morfotectónicos.
AGRADECIMIENTOS
Los autores agradecen al Prof. López Bermúdez la información facilitada sobre diversas acumulaciones tobáceas
existentes en este ámbito espacial y reconocidas durante su trabajo de campo.
284
21. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS
EN ANDALUCÍA
Autores
1
INTRODUCCIÓN
Andalucı́a es la región peninsular que, junto a Castilla la Mancha, ofrece una mayor abundancia
de edificios tobáceos distribuidos por innumerables parajes de su territorio. De igual modo, este
ámbito geográfico sobresale por la presencia de un elevado número de complejos constituidos por
travertinos termales. Esta dual profusión está motivada por:
la extensión y diversidad de los roquedos calizos que componen sus diferentes macizos kársticos
(Ayala et al., 1986, Durán Valsero y López Martı́nez, 1999) y acuı́feros asociados, que alcanzan
una superficie de unos 7000 km2 y unos recursos hı́dricos medios renovables anualmente de
unos 2300 hm3 (Durán Valsero et al., 1999).
la reciente estructuración tectónica que conforma sus relieves que no sólo ha favorecido el
desarrollo de las morfologı́as kársticas y endokársticas (Benavente y Saénz de Galdeano,
1988), sino que, también, ha controlado el emplazamiento de numerosos manantiales de aguas
profundas.
El estudio de las tobas se ha visto favorecido, a su vez, por varios hechos: los estudios geomorfológicos generales o regionales realizados en sus relieves kársticos desde hace décadas; un
conocimiento hidrológico - geoquı́mico de sus aguas subterráneas avalado por multitud de trabajos,
muchos de ellos magnı́ficos y que frecuentemente aluden a la existencia de conjuntos carbonáticos
en las áreas de surgencia, pero imposibles de citar aquı́ por su elevadı́simo número. Este hecho se
plasma en que, junto a la sı́ntesis regional -Atlas Hidrogeológico de Andalucı́a (I.T.G.E., 1998)- sus
provincias disponen de extensas monografı́as sobre sus acuı́feros y aguas, publicadas bajo el auspicio
del I.T.G.E. Finalmente, han de considerarse los notables avances en el ámbito geo-espeleológico de
su espectacular endokarst ası́ como en la cronologı́a de muchos de sus espeleotemas (Jordá Pardo,
1986 y Jordá Pardo et al., 1990; Durán Valsero et al., 1993; Durán Valsero, 1996; Rodrı́guez Vidal
et al., 1999. . . ).
Los depósitos tobáceos andaluces, muchos de ellos incluidos en la red de Espacios Naturales
de Andalucı́a, por lo general se emplazan en dos grandes dominios morfoestructurales (I.T.G.E.,
1998; Andreo y Durán Valsero, 2008): Sierra Morena, en el Macizo Hespérico, sobre los roquedos
karstificables del Precámbrico-Cámbrico inferior y la Cordillera Bética; ésta última organizada,
como es bien conocido, en una Zona Interna y otra Externa a partir de criterios paleogeográficos y
estructurales. Varias decenas de aportaciones se escalonan en el tiempo desde los años 60 del siglo
pasado, también imposibles de reproducir en este resumen, existiendo referencias que se remontan
1
Se incluye en este apartado una breve y sintética visión de conjunto, a modo de resumen, que varios colaboradores
y los editores hemos elaborado para paliar la ausencia de la aportación de nuestro amigo y colega Fernando Dı́az del
Olmo, encargado de llevar a cabo este cometido. Una secuencia de problemas personales ha sido responsable de esta
circunstancia que todos lamentamos. Nuestro reconocimiento especial a Carlos Arteaga Cardineau, Juan Vázquez
Navarro y Juan Carlos Velado Lazagabaster por las descripciones aportadas sobre diversos parajes tobáceos de la
región ası́ como por la amable cesión de diversas imágenes.
285
LAS TOBAS EN ESPAÑA
al siglo XVIII (Durán Valsero, 1996). Casi todas ellas, incluso las más recientes, utilizan el término
travertino para aludir tanto a formaciones tobáceas como travertı́nicas y no es frecuente la alusión
al posible origen termal o meteórico de las aguas que participaron en su desarrollo.
1.
LOS CONJUNTOS TOBÁCEOS DE LOS TERRITORIOS DEL MACIZO
HESPÉRICO (Fig. 21.1)
Las series carbonatadas del Precámbrico-Cámbrico, asociadas a la Unidad Geo-estructural de
Ossa-Morena, se encuentran diseminadas en afloramientos, no muy extensos y de escaso espesor,
compuestos sobre todo por mármoles dolomı́ticos (Carrasco, 2002). Sobre ellos se han modelado
diversas manifestaciones kársticas (Dı́az del Olmo et al., 1998), unas veces como formas heredadas
(lapiaces, dolinas, poljes, paleovalles fluvio-karsticos) y otras vinculadas a relictos de terra-rossa y
edificios tobáceos (Baena y Dı́az del Olmo, 1988; Dı́az del Olmo et al., 1994). En lo que respecta
a éstos últimos, el morfotipo mejor representado corresponde en este ámbito al desarrollado cerca
de las surgencias kársticas (Dı́az del Olmo et al., 1994) y caracterizado por las tı́picas plataformas
delimitadas por taludes marginales donde no faltan cascadas y saltos de agua.
Figura 21.1: Ubicación de los principales dispositivos tobáceos en el ámbito geoestructural de Ossa – Sierra
Morena. Elaborado a partir de Google Earth.
Los conjuntos más representativos se ubican en: Alájar y Zufre –Huelva- (Baena y Dı́az del
Olmo, 1989); Cazalla de la Sierra –Sevilla- y Hornachuelos, Mirador de Cruz Conde, Los Arcos
y Valdehuertas –Córdoba-. Otros dispositivos se disponen en el interior de algunos valles donde
coexisten acumulaciones funcionales cerca de los cauces (Rivera de Huéznar del Rey, en Sevilla;
Arroyo del Molino, en Córdoba) y conjuntos incididos por la erosión fluvial (entre ellos sobresalen
la ya citada Rivera de Huéznar del Rey, aguas abajo de San Nicolás del Puerto, y el Arroyo de la
Villa, en Constantina). Además, testigos tobáceos se vinculan a paleovalles fluvio-karsticos como
los de Cartuja de Cazalla (Sevilla) y Peña Melaria (Córdoba). Cronológicamente, los más antiguos,
que se remontarı́an al Pleistoceno inferior y medio (representado por épocas de polaridad inversa
–Matuyama, 700.000 BP-), son los emplazados en los citados paleovalles que, además, ocupan las
286
21. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS EN ANDALUCÍA
posiciones topográficas culminantes y fueron dependientes de antiguas surgencias; por su parte
los dispositivos fluviales serı́an más modernos, Pleistoceno medio y, sobre todo, superior ası́ como
Tardiglaciar.
En Constantina y Santa Marı́a de Trassierra se sitúan los sectores con tobas de mayor interés.
1.1.
CONSTANTINA
Los alrededores de esta localidad sevillana ofrecen un modelado kárstico donde, además, de una
notoria superficie de erosión destacan varios poljes (La Aurora y Llanos de Fuente. . . .) y alguna
que otra depresión (Baena y Dı́az del Olmo, 1988). Como testigos tobáceos señalar un conjunto
relicto (25 m de espesor) colgado sobre el cauce del Arroyo de la Villa (Delannoy et al., 1989a)
que se desarrolló a partir de las aguas del acuı́fero de Constantina–Cazalla. La fauna malacológica
recogida sugirió un contexto ambiental de tipo palustre en un medio forestal mediterráneo (Porras
y Dı́az del Olmo, 1997; Porras, 2000). Una de sus plataformas, la intermedia, aportó una edad de
52,1 ka BP en las estructuras de sus cascadas, mientras que la inferior pertenece al Holoceno (Dı́az
del Olmo et al., 1989; Baena et al., 1997b, Porras 2000).
1.2.
SANTA MARÍA DE TRASSIERRA
El entorno comprendido entre Santa Marı́a de Trassierra y Las Ermitas delimitado por los valles
del rı́o Guadiato y Guadalmellato, es el que ofrece, además de un notable paleokarst, un mayor
número de edificios de toba en este ámbito geoestructural. Se distribuyen en siete plataformas
desarrolladas en el transcurso de varias etapas del Cuaternario antiguo, medio y reciente. Entre
ellas sobresalen las plataformas de: Melaria, conformada durante el Cuaternario antiguo sobre un
paleovalle labrado en la superficie de corrosión; y la de Huerta de los Arcos y Mirador de la Cruz,
en las que los carbonatos tobáceos recubren materiales detrı́ticos de tipo coluvionar (Baena et al.,
1993; Dı́az del Olmo et al., 1994 y 1998).
Se han llevado a cabo (López Fernández, 2007) algunas dataciones por diversos procedimientos
cronológicos en varias de estas plataformas. La superior pertenecerı́a (U/Th) al MIS-5 (121 ka BP),
mientras que otra, más baja e igualmente incidida, ofrecerı́a una contrastada cronologı́a mediante
paleomagnetismo (118 ka -MIS 5- y 50-26 ka). Por debajo, otros replanos de menor entidad fueron
asignados (U/Th) al Holoceno (7 ka BP – MIS-1).
2.
LOS EDIFICIOS TOBÁCEOS EN LA CORDILLERA BÉTICA
La Cordillera Bética incluye en su armazón fisiográfico una considerable multitud de macizos
y relieves calizos que ofrecen un modelado esculpido por los procesos de disolución abundando por
ello los dispositivos tobáceos en sus vertientes y valles (Fig. 21.2). En la génesis de las espectaculares
formas kársticas han concurrido hechos estructurales y morfoclimáticos: en primer lugar, la amplia
representación y potencia que ofrecen muchos de sus afloramientos calizos, pertenecientes a distintas
etapas geológicas y dispuestos en variadas posiciones tectónicas; en segundo, unas condiciones
altimétricas que han incrementado los valores de las precipitaciones y propiciado el desarrollo de
unas importantes masas forestales en diversas etapas de la evolución cuaternaria. La convergencia
de estos factores ha sido responsable de las numerosas manifestaciones exokársticas que se advierten
en sus paisajes -lapiaces, morfologı́as del tipo “Torcal”, corredores, campos de dolinas, poljes de
diversas dimensiones y cañones fluvio-karsticos- (Delannoy 1984, 1989 y 1999; Delannoy et Dı́az
del Olmo, 1986. . . ) y del intrincado dispositivo endokárstico existente en esta cordillera. Entre sus
protagonistas pueden citarse las cuevas del Sistema Hundidero-Gato (8 km) en la Sierra de Libar
o la famosa Cueva de Nerja y junto a ellas, simas de enorme profundidad como la Sima GESM,
de 1010 m de desnivel (Durán et al., 1999) en la Sierra de Las Nieves, etc. Buena parte de este
modelado –exokárstico y endókarstico- conoció un notable desarrollo al final del los tiempos del
Pleistoceno superior (MIS-2) bajo unos ambientes donde las fases de humedad se combinaron con
287
LAS TOBAS EN ESPAÑA
otras caracterizadas por la eficacia fragmentadora de los procesos de hielo-deshielo en los roquedos
calizos (Dı́az del Olmo y Delannoy, 1989; Dı́az del Olmo y Álvarez Garcı́a, 1989; Dı́az del Olmo et
al., 1997. . . ).
Figura 21.2: Conjuntos tobáceos y travertı́nicos en la Cordillera Bética andaluza y áreas adyacentes. Elaborado a
partir de Google Earth.
2.1.
LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS INSERTAS EN LA ZONA EXTERNA (FIG. 21.2)
En la Zona Externa andaluza -Prebético, Subbetico (externo, medio e interno) y Penibético- la
abundancia de roquedos calizos, más o menos karstificados de edad mesozoica y cenozoica (Carrasco,
2002), ha permitido el desarrollo de importantes depósitos tobáceos. No sucede ası́, en las Unidades
Intermedias ya que en ellas las manifestaciones kársticas son de escasa relevancia debido a la
composición margosa de los materiales que las conforman.
2.1.1.
SIERRAS DE SEGURA Y CAZORLA
Ambas alineaciones montañosas, con áreas cimeras bien modeladas por los procesos de disolución, discurren paralelas a lo largo de decenas de kilómetros separadas por el valle del rı́o Guadalquivir, conformando los confines más occidentales del Prebético. En sus estrechos valles descargan
multitud de manantiales kársticos que, además de alimentar los caudales del propio Guadalquivir,
del Segura y otros (Cruz Sanjulián et al., 1990), han originado innumerables conjuntos tobáceos de
diferente entidad, apenas estudiados. Sólo en la Sierra de Segura se han inventariado y analizado
las caracterı́sticas hidroquı́micas de más de medio centenar de manantiales con aguas que brotan,
en su mayorı́a, entre los 9 C y los 13 C (Moral et al., 2005 y 2008).
Destaca el valle del rı́o Borosa que, a partir del Salto de los Órganos, ofrece un lecho caracterizado por su elevado gradiente lo que ha inducido una turbulencia capaz de generar un amplio
dispositivo tobáceo. Consiste en una asociación de cuatro notables plataformas, delimitadas por
º
288
º
21. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS EN ANDALUCÍA
otros tantos conjuntos de cascada, que ofrecen un espesor cercano a la decena de metros y que
descansan discordantemente sobre las calizas cretácicas de este sector (Jiménez de Cisneros et al.,
2002); también se ha señalado la existencia de barreras y pequeños humedales adosados, más o
menos colmatados por sedimentos tobáceos liberados de aquellas y arrastrados durante los eventos
de alta energı́a (Alfaro et al., 1999). Los valores isotópicos obtenidos en los distintos carbonatos que
conforman las tobas de este valle ofrecen muy pocos contrastes: δ13 C = -6 a -9 y δ18 O = -6
a -8
(Jiménez de Cisneros et al., 2002). Hacia aguas abajo, la precipitación de tobas disminuye
notoriamente aunque todavı́a se advierten reducidas construcciones erigidas en pequeñas rupturas
de pendiente ası́ como ciertos recubrimientos carbonáticos (Fig. 21.3).
También a subrayar la presencia de otros dispositivos en el valle del Guadalquivir y sus afluentes
Aguacebas Grande y Aguacebas Chico, Guadalimar, etc. (Alonso Otero, 1998).
‡ ‡
‡
‡
Figura 21.3: Valle del rı́o Borosa. Precipitación de carbonatos inducida por la presencia de material detrı́tico en
el cauce.
2.1.2.
SIERRA MÁGINA
Las diferentes unidades subbéticas ofrecen un contrastado comportamiento ante los procesos de
disolución, especialmente motivado por la aptitud de sus roquedos a la karstificación y muestran
importantes acumulaciones tobáceas, apenas estudiadas. Destacan los flancos de Sierra Mágina, al
sur de Jaén en los que se desarrollan edificios de surgencia (Pegalajar, La Guardia de Jaén, Arbuneil
y otros), algunos con notables dimensiones (Fig. 21.4).
Figura 21.4: Edificios tobáceos al pie de relieves
subbéticos en el ámbito del Parque de Sierra Mágina. Vista del conjunto tobáceo de Pegalajar (Jaén).
289
LAS TOBAS EN ESPAÑA
2.1.3.
ÁREA DE PRIEGO
En el contacto entre el Subbético Externo (Sierra de Cabra) y el Medio (Sierra Horconera),
concretamente en la vertiente de esta última sierra, se ubica un notable dispositivo tobáceo de edad
reciente (Dı́az del Olmo, 1989; Delannoy et al, 1989c) cuyo origen está asociado a las distintas
morfologı́as exokarsticas (poljé, paleovalles) desarrolladas en el entorno. Desciende desde los 660 m
hasta los 450 m y se articula en dos grandes afloramientos que sirven de emplazamiento al caserı́o
de esta localidad cordobesa siendo el más notorio el denominado “Adarve-Cube” (Dı́az del Olmo
et al., 1992).
Mediante el método de U/Th se han identificado cuatro etapas (Dı́az del Olmo et al., 1992
y Dı́az del Olmo, 1994): una cercana al momento álgido global de los frı́os del MIS-2 (18,9 ka
BP), otra Preboreal (8,9 ka BP) y las dos últimas correspondientes al Atlántico (7,2 ka BP) y
Subatlántico (2,6 ka BP). Como caracterı́sticas a reseñar, la existencia de restos de Pinus y Olea
entre los sedimentos del periodo Atlántico y la evidencia de una notable antropización del medio
natural con la llegada del Subatlántico; a partir de entonces se ralentizaron las tasas de precipitación
de carbonatos e incluso las anuló, por lo que las facies detrı́ticas pasaron a ser dominantes. En los
tiempos medievales se incrementó la presión del hombre sobre el medio natural, buena prueba de
ello es la abundante extracción de material tobáceo, durante la Baja Edad Media, destinado a las
murallas o la desviación de los flujos de agua para los terrazgos agrı́colas y el abastecimiento a la
localidad (Dı́az del Olmo et al., 1992).
También en las proximidades de la localidad de Almedinilla (Fig. 21.5) se localizan otras acumulaciones de interés.
Figura 21.5: Vista de las acumulaciones tobáceas en la margen izquierda del rı́o Almedinilla, afluente del Guadajoz
(Jaén). Fotografia cedida amablemente por Juan Carlos Velado.
2.1.4.
ENTORNO DE LA LOCALIDAD DE LOS FRAILES (JAÉN)
En los alrededores de Los Frailes –pueblo apoyado en un edificio de toba- y a lo largo de 4 km
en el valle del rı́o Velillos, existen importantes depósitos carbonáticos (Fig. 21.6), tanto de origen
transversal, asociados a edificios de surgencia de notorio espesor (30 m), como desarrollados en el
cauce del rı́o (Garcı́a Garcı́a y Nieto, 2005; Garcı́a Garcı́a et al., 2013). Las facies de unos y otros han
sido profusamente analizadas desde posiciones petrográficas y sedimentológicas. Pertenecen a dos
generaciones de edad muy contrastada 106,8 ka BP y 9,8 ka BP (U/Th) y se habrı́an desarrollado en
condiciones interglaciares caracterizadas por ambientes térmicos templados, con notable humedad
a la vista de sus datos geoquı́micos que no son muy diferentes a la de las tobas de otros lugares del
Campo de Montiel o del Sistema Ibérico (Garcı́a Garcı́a et al., 2013).
290
21. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS EN ANDALUCÍA
Figura 21.6: Edificios tobáceos en Los Frailes (Jaén). A la izquierda vista del edificio de surgencia holoceno en la
margen derecha del rı́o Velillos. A la derecha carbonatos tobáceos pleistocenos de origen fluvial apoyados sobre
materiales detrı́ticos del rı́o Velillos.
2.1.5.
RELIEVES GADITANOS: SIERRAS DE LAS CABRAS, LA SILLA Y ALGODONALES
Sobresale la Sierra de las Cabras en cuyo flanco occidental se localiza el famoso manantial
del Tempul alimentado desde un acuı́fero de 42 km2 conformado por los carbonatos subbéticos
asociados a aquellos relieves serranos. Las aguas han construido un edificio tobáceo (1 ha) donde
abundan las facies de cascada y, desde hace siglo y medio, son aprovechadas por un prolongado
acueducto que abastece a Jerez. Sus derrames originaron concreciones laminadas cuyas señales
isotópicas fueron estudiadas recientemente (Vázquez Navarro et al., 2008).
También las Sierras de La Silla y de Algodonales, en el ámbito de Grazalema, disponen de
algunas acumulaciones tobáceas aunque poco estudiadas. En la primera se ubican en su vertiente
occidental (Martos Rosillo et al., 2010) y en el otro relieve serrano ciertos dispositivos fueron datados
(Ojeda Zuzar et al., 1987) mediante 14 C ofreciendo una edad holocena (9.000 – 8.500 BP).
2.1.6.
VERTIENTE SEPTENTRIONAL DE LA SERRANÍA DE RONDA
La Serranı́a de Ronda, como es bien conocido, a grosso modo se estructura litológicamente
a caballo entre los roquedos penibéticos de la Zona Externa al norte y los de la Dorsal Bética
perteneciente a la Zona Interna al sur (Durán Valsero et al., 1999). Ası́, las Sierras del Endrinal, de
Libar o el Macizo del Torcal de Antequera ofrecen un rico modelado kárstico donde abundan las
morfologı́as exo-karsticas -poljes, cañones, modelados ruiniformes. . . .- y endokársticas.
En lo que respecta a las acumulaciones tobáceas, las más estudiadas se ubican en el tramo
alto del Guadalhorce, concretamente en los valles de los rı́os Corbónes y Guadateba, alrededores
de Cañete la Real. En ellos hace ya tiempo se detectó la existencia de diversas acumulaciones
tobáceas colgadas a diferentes alturas (la más elevada a +100 m) sobre los cauces, fruto del secular
encajamiento dirigido por la evolución de los niveles de base (Cruz Sanjulián, 1981). La aplicación
del método 14 C permitió conocer la edad de cinco muestras pertenecientes a los afloramientos de
La Estación de Cañete (36,6 ka BP), La Mesa (27,1 ka BP), La Cueva del Becerro (26,0 ka BP),
Serrato (13,6 ka BP) y rı́o de La Venta (8,8 ka BP) que se habrı́an desarrollado en el transcurso
de episodios cálidos o templados (Cruz Sanjulián, 1981). Estas cronologı́as permitieron evaluar las
tasas de encajamiento fluvial desencadenadas por los cauces en diferentes momentos, destacando
los valores de 7,5 mm a-1 desde el 28 ka BP hasta el 13,5 ka BP y de 8,7 mm a-1 registrados desde
el 13,5 ka BP hasta la actualidad; en el sector de la Estación de Cañete, la tasa de incisión serı́a
de 4 mm a-1 en los últimos 35.000 años2 .
2
La interpretación de algunos datos dio lugar a una cierta controversia (Durán, 1989 y Cruz Sanjulián, 1989).
291
LAS TOBAS EN ESPAÑA
2.2.
LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS UBICADAS EN LA ZONA INTERNA (FIG. 21.2)
La zona interna, salvo el complejo Nevado-Filábride constituido casi exclusivamente por rocas
metamórficas no carbonáticas, presenta numerosas acumulaciones tobáceas cuyo amplio desarrollo
se vincula a los roquedos kársticos que arman los relieves de los distintos complejos –Alpujárride,
Maláguide y Dorsal Bética- que conforman esta unidad Bética. Acompañan a estos conjuntos diversos afloramientos travertı́nicos desarrollados a partir de surgencias termales, tan frecuentes en
las lı́neas de fracturación que compartimentan este gran dispositivo montañoso.
2.2.1.
SERRANÍA DE RONDA (VERTIENTE MERIDIONAL) Y SIERRA DE TOLOX
Los distintos relieves -Sierra de las Nieves, Prieta y Bonela- que componen la vertiente meridional de esta espectacular serranı́a y su prolongación occidental -Serranı́a de Grazalema-, fueron
analizados hace ya tiempo (Delannoy et Guendon 1986; Delannoy et Dı́az del Olmo, 1986; Delannoy,
1987, 1992 y 1999,. . . ). Pronto, en aquellas aportaciones quedó establecida la relación dependiente entre el modelado kárstico de sus roquedos calizos y la existencia de múltiples acumulaciones,
genéricamente denominadas “travertı́nicas” sin que, en muchas ocasiones, aquellos estudios maticen qué dispositivos se vinculan a surgencias termales y cuáles a aguas meteóricas (Delannoy et
Guendon, 1986; Delannoy, 1992). A destacar el hecho de que reconociendo el carácter termal de
ciertos conjuntos se involucró a las variaciones climáticas como parcialmente responsables de su
origen (Delannoy, 1992).
En este ámbito pueden diferenciarse dos grupos tobáceos de contrastada cronologı́a: el más antiguo es precuaternario mientras que el otro ofrece edades más modernas y sus dispositivos se ubican
en los alrededores de Jorox, Tolox y Yunquera. Este sistema más reciente está constituido, sobre
todo, por edificios de surgencia emplazados en el contacto tectonizado que separa los materiales de
la Dorsal Bética y los Mantos Alpujárrides-Maláguides. Su perfil escalonado ha sido interpretado
dualmente como respuesta a la incisión efectuada por la red hidrográfica (Delannoy et al. 1993)
incentivada por el levantamiento estructural de estos relieves béticos.
El conjunto más remoto se ubica en el Puerto de Los Martı́nez, en la vertiente sur de la
Sierra de Alcaparaı́n, y se emplaza en las inmediaciones del contacto entre las calizas mesozoicas
(Dorsal Bética) y el flysch cenozoico, sobre el que se apoya. Desde el momento de su identificación
(Delannoy et al., 1989a), este afloramiento ha atraı́do una gran atención debido a sus caracterı́sticas
entre las que sobresalen, además de su remota edad (Mioceno medio o superior), la presencia de
restos de una flora tropical o subtropical (que existı́a en la región mediterránea entre el Oligoceno
y el Plioceno) y la identificación de huellas de la actividad de litófagos, lo que supone una posición
paleogeográfica original en plena costa para este depósito hoy alzado a más de 600 m de altitud.
De igual modo, ofreció una polaridad positiva en su muro y negativa hacia el techo (Delannoy et
al. 1993).
El complejo de Jorox se halla constituido por cinco formaciones embutidas y escalonadas en la
Garganta de las Siete Fuentes. Salvan un desnivel de >200 m y fueron alimentadas por carbonatos
aportados tanto por el manantial kárstico de Jorox (con un caudal medio actual de 300 L/s), como
por otras surgencias (Delannoy et al., 1997). Varios niveles componen este dispositivo (Delannoy
et al., 1993 y 1997):
El conjunto superior integrado por dos unidades ligeramente empotradas muestran notorias
huellas de karstificación. La primera formación de La Cruz (585-580 m), descansa sobre un nivel
aluvial; por debajo (565-560 m), la segunda presenta una superficie (600 m de longitud alcanzando
hasta 100 m de espesor hacia aguas abajo) delimitada por un escarpe coincidente con un frente
progradante de cascadas relictas. Las dataciones efectuadas en las tobas, ası́ como en las concreciones endokársticas alojadas en las cavidades que atraviesan su seno, arrojan, todas ellas, una edad
superior a 350.000 años. Atendiendo a la relación (U234 /U238 ) se sugirió que este edificio podı́a
ˆ
292
21. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS EN ANDALUCÍA
tener más de 1,5 MA (Delannoy et al., 1993). Por su parte, los análisis paleomagnéticos realizados
detectaron cómo el nivel más alto (Formación La Cruz) revelaba una polaridad inversa, mientras
que el segundo escalón ofrecı́a polaridad normal. Aquellos datos establecieron su ubicación en el
evento Matuyama con posible registro del tránsito positivo Olduvai o Jaramillo (Baena et al., 1996).
El conjunto intermedio (500-480 m) corresponde a la plataforma de Jorox y alcanza hasta
40 m de espesor descansando sus carbonatos también sobre aluviones heterométricos. Las dataciones U/Th suministraron una cronologı́a que, como la anterior, era superior a 350.000 años y con
paleomagnetismo positivo.
Más abajo (415-410 m) ya próximo altitudinalmente al fondo de valle, se dispone otra
acumulación (30-50 m de espesor) que arrojó una edad (U/Th) de 116 ka BP coincidiendo con
el “Eemiense”. En él se han advertido barreras tobáceas, con gran cantidad de restos vegetales,
ası́ como depósitos palustres asociados a la retención de agua provocada por aquellos obstáculos
tobáceos. La flora identificada sugiere un medio forestal dominado por unas condiciones ambientales de tipo templado donde se desarrollaba: Quercus ilex, Q. faginea, Nerium oleander, Salix sp.,
S. pedicellata, S. caprea, Vitis silvestris, Rubus sp., Smilax aspera, Hedera hélix, Corylus avellana
(Delannoy et al., 1993).
Por debajo (380 m), y encajado en el anterior, aparece el cuarto dispositivo (30 m de espesor)
que incluye barreras tobáceas y depósitos carbonatados en las áreas de remanso de las aguas;
abundan los restos vegetales incrustados en carbonatos que atestiguan una cubierta forestal de tipo
mediterráaneo con Q. ilex, Q. faginea, Acer monspessulanum y Olea sp. Su edad, en el área de las
cascadas, quedarı́a comprendida entre el 9,6 ka BP y el 7,4 ka BP (Delannoy et al., 1993).
El paleomagnetismo de los dos últimos niveles resultó positivo -Época Bruhnes- (Delannoy et
al., 1997). Por otra parte, el desnivel que salvan los sucesivos escalones tobáceos (unos 100 m) fue
el resultado de diversas fases de incisión desencadenadas por la red hidrográfica. Sus últimas etapas
serı́an coetáneas a los tiempos frı́os del Pleistoceno reciente siendo la última posterior al Boreal y
atribuida, como hipótesis a los posibles efectos asociados a la ocupación humana (Delannoy et al.,
1997).
En los alrededores de Tolox se localizan distintos conjuntos estudiados en los años 80 y 90
(Delannoy et Guendon, 1986; Delannoy et al., 1989b; Delannoy, 1992; Durán Valsero, 1996). Una
parte de ellos se desarrolló a partir de los manantiales termales emplazados en el contacto entre
los carbonatos de la Dorsal Bética y los roquedos peridotı́ticos que afloran en la zona. Ciertas
acumulaciones de importante volumen llegaron a tener una entidad morfológica en el paisaje como
es el caso de las denominadas “Mesas de Tolox” (Delannoy, 1992). Componen tres grandes escalones
en el valle de Los Horcajos a 465 m, 420 m y 390 m de altitud cuyos carbonatos fueron datados
por U/Th. Los dos peldaños más elevados aportaron edades superiores a 350 ka BP. En el seno
carbonatado del nivel intermedio abundan macrorrestos vegetales con hojas de Laurus nobilis y de
Salix sp. y aparecen concreciones espeleotémicas en el interior de una cavidad fruto de una etapa de
disolución, acontecida en el MIS-7 (247 ka BP) (Delannoy et al., 1993). En el nivel inferior, datado
en torno a los 105 ka BP (Delannoy et Guendon, 1986), se han identificado también Laurus nobilis
junto a Quercus caducifolio (Delannoy et al., 1993). A resaltar el hecho geomorfológico que las dos
plataformas más bajas se apoyan sobre brechas de pendiente y no faltan entre ellas fragmentos
tobáceos caı́dos desde el nivel más alto (Delannoy, 1992).
En Yunquera aparecen nuevas acumulaciones carbonáticas alimentadas por el manantial de El
Plano. Tres/cuatro conjuntos escalonados de edades diacrónicas se localizan en sus alrededores. El
“nivel superior” se ubica entre 680 y 660 m e incluye carbonatos pertenecientes a tres generaciones
cuyas edades serı́an >350 ka BP, 90 ka BP y 18 ka BP. Esta última (18 ka BP) fue considerada
como discutible al contrastarse con otros datos regionales (Durán Valsero, 1996). Por su parte, el
“nivel intermedio” se dispone a unos 600 m y estarı́a formado por dos generaciones carbonáticas:
una de más de 350.000 años y otra de edad desconocida, aunque posiblemente pudiera ser semejante
a la más moderna del dispositivo anterior (Durán Valsero, 1996). El “nivel inferior”, a 570-530 m,
remontarı́a también su edad más allá de 350 ka BP (Delannoy et al., 1993).
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293
LAS TOBAS EN ESPAÑA
2.2.2.
LA SIERRA BLANCA Y DE MIJAS
Más allá de la Serranı́a de Ronda y hacia el Mar Mediterráneo, se alzan dos alineaciones montañosas constituidas por mármoles alpujárrides que protegen a la Costa del Sol y en cuyas vertientes
se asientan numerosas acumulaciones carbonáticas (Durán Valsero et al., 1988a y Durán Valsero,
1989b y 1996; Comino y Senciales, 2012) que se extienden hasta el litoral.
La Sierra Blanca presenta depósitos tanto en su flanco meridional, por encima de Marbella
(alrededores de Puerto Rico), como en sus bordes occidental (valle del rı́o Verde, en Istán) y oriental
(Ojén). Sus edades son pleistocenas, holocenas y actuales sugeridas por datos geomorfológicos
(Comino y Senciales, 2012).
Por su parte, la Sierra de Mijas ofrece en su vertiente meridional tres grandes conjuntos escalonados en función de su edad. El más antiguo (Mijas), a 430-400 m, podrı́a vincularse al MIS-7 ya
que su edad serı́a de unos 217 ka BP. El dispositivo de Benalmádena, entre 250 y 200 m de altitud,
se desarrolló durante el MIS-5 (109 ka BP y 86 ka BP). El nivel inferior, en Torremolinos (a unos 80
m), es polifásico y ofrece una configuración articulada en varios cuerpos encajados que se extienden
hasta alcanzar costa constatándose que, al menos, se prolongan a una profundidad de unos 10 m
bajo el nivel del mar actual. Inicialmente, su edad se incluirı́a en el MIS-2 ofreciendo una notable
coincidencia entre las edades obtenidas por ESR (26,5 ka BP y 25 ka BP) y U/Th (27 Ka BP)
(Durán Valsero et al., 1988a y 1989b; Durán Valsero, 1989b), sin embargo, nuevas dataciones en la
base del conjunto aportaron una edad (156-138 ka BP) correspondiente al MIS-5 (Durán Valsero
et al., 2002).
En la vertiente septentrional sobresalen los edificios de Alhaurı́n de la Torre (242 ka BP),
Churriana (75 ka BP) y de Alhaurı́n el Grande (28,7 ka BP). A señalar la presencia de otro
dispositivo en su borde oriental que ha ofrecido una edad superior a 350 ka BP emplazándose en
la cota más baja de este conjunto, muy por debajo de la formación más moderna de Alhaurı́n el
Grande (Durán Valsero, 1996).
En sı́ntesis, las formaciones carbonáticas de la Sierra de Mijas se desarrollaron a lo largo de
cuatro etapas. La más remota excede los 350.000 años y podrı́a haberse desarrollado durante un
prolongado periodo que incluirı́a desde el Plioceno hasta el Pleistoceno medio final; posiblemente, se
vincuları́a al inicio de la conformación del drenaje kárstico hacia la Cuenca de Málaga. La segunda
etapa (conjuntos de Mijas y Alhaurı́n de la Torre) se correlacionarı́a con el MIS-7 y habrı́a conocido
eventos estructurales que alzarı́an y bascuları́an los relieves de esta sierra. La tercera fase (edificios
de Benalmádena y Churriana) pertenecerı́a al MIS-5 y, además de factores ambientales propicios
habrı́an vuelto a coincidir con nuevos factores estructurales. La cuarta etapa, MIS-2, tuvo lugar en
torno a 25 ka BP – 30 ka BP (Durán Valsero, 1989b, 1996, Durán Valsero et al., 2002). A destacar
el hecho de que en el seno de las acumulaciones tobáceas se han desarrollado cavidades de corto
desarrollo pero que muestran algunas construcciones espeleotémicas: unas son contemporáneas de
la formación del edificio y otras crecieron posteriormente. El ejemplo más espectacular corresponde
a la Cueva del Bajondillo, muy próxima al mar, en cuyo seno se aloja un importante yacimiento
con diferentes manifestaciones culturales a lo largo de los últimos 95.000 años (Durán Valsero et
al., 2002).
2.2.3.
TRAVERTINOS DE LAS SIERRAS DE ALHAMA, TEJEDA Y ALMIJARA
También los relieves de estas tres sierras que, en algún caso, sobrepasan los 2000 m (Sierra de
Tejeda), protegen con su disposición y proximidad a la costa mediterránea localizada al E. de Málaga
ofreciendo diversas acumulaciones carbonáticas. Entre ellas sobresalen tres grandes conjuntos: el
de la Mesa de Zalia, al Sur del Poljé de Zafarraya; el emplazado en el área de Maro y el ubicado en
la desembocadura del rı́o Miel, en el extremo SO de la Sierra de Almijara (Durán Valsero, 1996).
La Mesa de Zalia consiste en una elevada morfologı́a tronco-cónica compuesta por tobas que
presenta como enigma geomorfológico su posición aislada respecto a los relieves calizo-dolomı́ticos
de la Sierra de Alhama (Durán Valsero 1996). Las tobas muestran un notable espesor (50 m)
294
21. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS EN ANDALUCÍA
y se apoyan sobre brechas y conglomerados. Su cronologı́a fue asignada al Cuaternario (Vera,
1969) aunque Durán Valsero (1996) indica como otros autores sugirieron una edad Pliocena. Las
dataciones obtenidas (U/Th) en diversos lugares del techo de esta mesa han suministrado edades
muy recientes respecto a las consideradas inicialmente y que estarı́an comprendidas entre 80 ka BP
y 127 ka BP (80 ka BP., 100 ka BP, 118 ka BP y 127 ka BP) por lo que, en su mayor parte, se
habrı́an desarrollado en el transcurso de MIS-5 (Durán Valsero, 1996).
Las acumulaciones de Maro se alimentaron desde un importante manantial kárstico que avena el
sistema hidrogeológico alpujárride de Las Alberquillas (Andreo et al., 1993). Conforman un extenso
dispositivo cuya zona distal alcanza la costa (Fig. 21.7) e, incluso, se extiende por debajo del nivel
del mar. Desde el punto de vista cronológico fue asignado hace años al Pleistoceno (Jordá Pardo,
1988) y, más tarde, al Pleistoceno superior (Andreo et al., 1993). Nuevos estudios determinaron una
edad (U/Th) de 46 ka BP (Durán Valsero, 1996). Idéntico origen tienen los edificios desarrollados en
el rio de Miel pues arrancan también de una surgencia dispuesta en su cabecera aunque posicionada
a una cota más elevada: sus carbonatos han dado edades propias del MIS-7 (245 ka BP – 239 ka
BP) (Durán Valsero, 1996).
Figura 21.7: Edificio tobáceo en el entorno costero de Maro. Fotografı́a amablemente cedida por Carlos Arteaga
Cardineau.
También de gran interés resultan las formaciones tobáceas alojadas en los Barrancos de Las
Ruinas, Madroñales, Chorreras, etc. que componen la cabecera del rı́o Verde (Otı́var) modelada en
las vertientes de la Sierra del Chaparral y de la Almijara. La cartografı́a 1/10.000 realizada en estos
angostos valles ha permitió inventariar una docena de edificios de origen fluvial donde destacan los
conjuntos de cascada. Cronológicamente, sólo se ha diferenciado entre unos dispositivos funcionales
y otros colgados o “aterrazados” (Martı́nez Carmona y Pulido Bosch, 1996).
2.2.4.
SIERRA NEVADA. VERTIENTE SEPTENTRIONAL Y CUENCA DE GRANADA
En este amplio territorio, las acumulaciones carbonáticas son numerosas y se incluyen tanto
entre los sedimentos que colmatan la Depresión de Granada como en el seno de sus vertientes
y valles (Andreo y Sanz de Galdeano, 2001). En efecto, en el relleno que aflora, sobre todo en
la mitad septentrional de la mencionada depresión, se ha advertido (Ruiz Bustos et al., 1990) la
presencia de conglomerados depositados en cauces braided ası́ como de oncolitos y “travertinos”
que se habrı́an acumulado en pequeñas áreas lacustres ocupando los tramos que conforman su
295
LAS TOBAS EN ESPAÑA
techo (“Quinta Secuencia”). Los datos bioestratigráficos permiten situar a estos sedimentos entre
el “Villafranquiense terminal y el Pleistoceno medio e inicio del superior” (Ruiz Bustos et al., 1990).
Por otra parte, numerosas acumulaciones tobáceas se disponen en esta dilatada vertiente avenada por el rı́o Genil emplazándose más concretamente en los confines orientales de la cuenca de
Granada. Uno de los ámbitos más representativos lo conforman las Sierras de la Yedra y de Alfacar,
al NNE de Granada, con excelentes afloramientos alimentados por numerosas surgencias kársticas
(Castillo Martı́n et al., 1982) con temperaturas entre 13 C y 12,1 C (Andreo et al., 1999). Los
dispositivos más interesantes se emplazan en las inmediaciones de Nivar y Cogollos Vega (Fig.
21.8) y en su desarrollo concurrieron factores tectónicos, paleoclimáticos asociados a las etapas
húmedas y cálidas, a los que hay que añadir el papel desempeñado por el efecto de ión común,
vinculado a la disolución de los yesos neógenos. A destacar el hecho de que los edificios tobáceos
se emplazan a notable altura (>1000 m) y por encima de los manantiales que conformaron sus
estructuras carbonáticas; este emplazamiento geomorfológico estarı́a controlado por el alzamiento
tectónico acontecido en este sector bético (Andreo et al., 1999). Como testigos de ese escenario
ambiental, citar la presencia de numerosos restos vegetales (pertenecientes a Quercus sp y a vegetación riparia -Salix sp-) y faunı́sticos, asociados a macrovertebrados en el travertino de Alfacar
(Ruiz Bustos et al., 1990; Ruiz Bustos, 1995). Desde una perspectiva cronológica apuntar que, con
anterioridad, en 1991 y en las acumulaciones de Nivar, se recogieron un total de siete muestras
que fueron analizadas por el método del 14 C; sus edades fueron: 13.210 (Nivar-1), 20.900 (Nivar-4),
32.600 (Nivar 8), 35.500 (Nivar 10), 36.200 (Nivar 13), 37.200 (Nivar 12) y >45.000 (Nivar 11),
aunque no se mencionó la posición geomorfológica y/o estratigráfica de cada una de ellas (González
Gómez, 1997).
º
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Figura 21.8: Vista general de la vertiente de la Sierra de la Yedra. En primer plano roquedos tobáceos del entorno
de Nivar. Al fondo edificio de surgencia en Cogollos Vega. Fotografia amablemente cedida por Juan Carlos Velado.
Más datos morfológicos y cronológicos sobre estos dispositivos tobáceos de Güevéjar, Nivar y
Alfacar fueron aportados posteriormente (Martı́n Algarra et al., 2003), señalándose su coincidencia
con edificios en graderı́a que descienden por las laderas desde los 1100 m (el conjunto más antiguo)
hasta 1010 m (el más moderno). Cada uno de estos peldaños ofrece diferentes tipos de facies
vinculados a sus medios de deposición (cascadas, barreras, humedales adosados, etc.). Su desarrollo
296
21. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS EN ANDALUCÍA
exigió sendos procesos de agradación y progradación favorecidos por el flujo de unos caudales
kársticos elevados y unas circunstancias climáticas húmedas y cálidas (Martı́n Algarra et al., 2003).
Desde el punto de vista cronológico (U/Th), el escalón superior se remonta a unos 290.000 BP
(MIS-9)3 ; el segundo peldaño a 250.000 BP (MIS-7) y el tercero a 84.625 (MIS-5). El último parece
corresponder al Tardiglaciar pues sus edades fueron de 11.888 (U/Th) y 13.210 (14 C) (Martı́n
Algarra et al., 2003). Destacar cómo bloques “travertı́nicos” participaron en los deslizamientos
inducidos sı́smicamente y acaecidos en la localidad de Güevéjar en 1755 -Terremoto de Lisboa y de
diciembre de 1884 -con epicentro en Alhama de Granada- (Jiménez Pintor y Azor, 2006).
Valle del Genil abajo, existen nuevas acumulaciones tobáceas a la altura de la localidad de Loja,
aunque su emplazamiento altimétrico cerca de su cauce (Fig. 21.9) delata su reciente cronologı́a.
En efecto en este paraje natural conocido como los “Infiernos de Loja”, el rı́o Genil se abre paso
entre una serie de edificios tobáceos polifásicos colgados y generados por surgencias laterales: desde
la vertiente septentrional por la surgencia del Frontil, al pie del Cerro del Hacho (1029 m) y en la
meridional por el Arroyo Manzanil que también nace en una surgencia en la base de la Sierra de
Loja (1489 m).
Figura 21.9: Los Infiernos de Loja. Vista de la incisión en los dispositivos tobáceos que conforman este paraje del
valle del Genı́l y declarado (09/09/2003) Monumento Natural de Andalucı́a.
2.2.5.
VERTIENTE MERIDIONAL DE SIERRA NEVADA
En la margen meridional de Sierra Nevada afloran diversas unidades tectónicas formadas por
roqueros alpujárrrides y nevado-filábrides junto a materiales neógenos que rellenan las depresiones
más importantes. En este marco estructural se han desarrollado distintas acumulaciones carbonáticas que fueron estudiados profusamente a principios del presente siglo (Andreo y Sanz de Galdeano,
2001; Sanz de Galdeano y López Garrido, 2001; Chacón et al., 2001) y cartografiados (1/10.000)
más tarde (Jiménez Perálvarez, 2012). Los principales afloramientos se encuentran en el entorno de
Cónchar, Sur de Saleres, Pinos del Valle, inmediaciones del Barranco de Zaza, Lanjarón, Vélez de
Benaudalla. Se alojan en el interior de diversos valles, apoyándose con frecuencia sobre materiales
detrı́ticos que pasan a techo a carbonatos tobáceos.
El sistema de Conchar se halla en pleno valle de Lecrı́n, concretamente en la margen derecha del
valle del rı́o Durcal, apoyándose sobre un sustrato alpujárride constituido por mármoles dolomı́ticos
ofreciendo una morfologı́a ruiniforme. Está formado por tres escalones situados a +120 m., +80 m y
+60 m donde abundan tobas micrı́ticas “con plantas en posición de vida, fitoclastos y construcciones
algáceas” (Torres et al., 2009). Los tres niveles se habrı́an desarrollado durante los MIS benignos o
impares con edades obtenidas mediante el método de Racemización de Aminoácı́dos: el más alto y
antiguo, asociado al MIS-11 ofrece una potencia de 8 m destacando la existencia de un importante
3
Si bien se consideró un cierto grado de contaminación isotópica que pudiera alterar esa edad.
297
LAS TOBAS EN ESPAÑA
paquete de materiales detrı́ticos en su muro; los niveles intermedio e inferior tienen un espesor
menor (<4 m), siendo el primero (+80 m) el que sirve de substrato para el emplazamiento de
Conchar, estando su cronologı́a asociada al MIS-7 (Torres et al., 2009). Los procesos de incisión
y de construcción tobácea detectados en este valle se correlacionan con algunos de los eventos
identificados en la columna estratigráfica de la cercana Turbera de Padul (Torres et al., 2009). La
precipitación de carbonatos todavı́a actúa en este sector como lo testifica la existencia de ciertas
acumulaciones tobáceas (Jiménez Perálvarez, 2012).
Con iguales afinidades, y con un origen fluvial, sobresalen otros conjuntos tobáceos que, casi
siempre, presentan en su muro importantes acumulaciones detrı́ticas. Entre ellos:
Las pequeñas plataformas de Saleres (Jiménez Perálvarez, 2012) que hace cierto tiempo arrojaron una edad de unos 65.000 años BP (Sanz de Galdeano y López Garrido, 2001);
El conjunto del Barranco de Zaza desglosado en tres cuerpos escalonados bien diferenciados
y con un espesor cercano a los 6 m;
El sistema de Pinos del Valle (Fig. 21.10), articulado en varios niveles (Sanz de Galdeano
y López Garrido, 2001) evidenciando el más alto y antiguo una notable diagénesis, donde la recristalización le ha dado la apariencia de los roquedos calizos del entorno (Jiménez Perálvarez,
2012);
El complejo de Lanjarón, sobre el que se asienta esta localidad, y vinculado a las numerosas
aguas surgentes en su entorno (Andreo y Sanz de Galdeano, 2001; Chacón et al., 2001). Este hecho
parece justificar el origen de su topónimo que hace referencia a “Campo de fuentes saludables”4 .
Sus carbonatos, algunos de los cuales muestran una notable tonalidad anaranjada por la presencia
de abundante hierro disuelto, fueron precipitados por diferentes tipos de aguas (Arana et al., 1979)
de muy contrastadas caracterı́sticas fı́sico-quı́micas y aplicaciones medicinales. En sı́ntesis, unas
son de origen meteórico, frı́as y con baja mineralización, que brotan en los materiales del Complejo
de Sierra Nevada; otras son termales y se relacionan con el Complejo Alpujárride, con importante
carga hidroquı́mica, alto contenido en gases y temperaturas entre 21 C y 28 C, que surgen en fallas
o en el contacto de mantos de corrimiento.
El dispositivo de Vélez de Benaudalla (Fig. 21.11) con dos plataformas de distinta edad y
vinculado a la surgencia de la Sierra Lujar; se apoyan sobre gravas que, a su vez, descansan sobre
filitas azuladas y calcoesquistos alpujárrides.
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º
Figura 21.10: Vista de dos dispositivos tobáceos en el entorno de Pinos del Valle. Fotografı́as cedidas amablemente
por Carlos Arteaga.
4
Ası́ lo asegura el arabista Francisco Javier Simonet (1888) en su obra Glosario de voces ibéricas y latinas usadas
por los mozárabes.
298
21. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS EN ANDALUCÍA
Figura 21.11: Vista de dos dispositivos tobáceos en el entorno de Vélez de Benaudalla. Fotografı́a cedida amablemente por Carlos Arteaga.
Al sur de Sierra Nevada se extiende el denominado Corredor Alpujárride avenado por los rı́os
Guadalfeo al O, Adra en su sector central y Andarax en su extremo oriental. En la evolución geomorfológica de este último tramo se han concatenado procesos eustáticos, climáticos y una intensa
fracturación que ha dado lugar a numerosas morfologı́as construidas por abundantes materiales
detrı́ticos y “travertinos” en el entorno de Alhama de Almerı́a. Estos se habrı́an formado a partir
de aguas surgentes en las lı́neas de falla y fractura (Garcı́a et al., 2003), coexistiendo aguas de
origen termal y meteóricas, como las detectadas isotópicamente en los carbonatos adosados a ciertas infraestructuras hidráulicas en el yacimiento de “Los Millares” que se remontan a la Edad del
Cobre (Capel et al., 1998).
Los travertinos pertenecen a dos etapas: los más antiguos serı́an miocenos (complejos de Bocharalla y Alcora) mientras que los más recientes se asignarı́an al Pleistoceno medio. Estos últimos
se precipitaron en lechos fluviales durante el MIS-8 como ha revelado la serie de dataciones (U/Th)
obtenidas en sus carbonatos (282, 276, 248 ka BP); sin embargo, alguna que otra remontó los lı́mites
de aquel estadio isotópico (354 ka BP) (Garcı́a et al. 2003). Con estos datos, se han podido calcular
las tasas de incisión que el cauce del Andarax ha experimentado en los últimos 245.000 años y que
ha sido evaluada en 0,3-0,7 m/ka (Garcı́a et al. 2001 y 2003).
2.2.6.
VALLE DEL RÍO AGUAS
Depósitos fluviales, travertı́nicos y de ladera fueron protagonistas en la evolución geomorfológica
de los últimos 170.000 años en el valle del rı́o Aguas, en Almeria (Schulte et al., 2008). En esa
evolución fueron partı́cipes ciertas fases alternantes de agradación y de incisión que se desarrollaron
en un marco ambiental donde convergieron cambios climáticos y eustáticos del nivel del mar.
También tuvieron un papel decisivo los factores tectónicos ya que determinados fenómenos de
agradación pudieran haber sido inducidos por subsidencias locales, mientras que los de incisión
habrı́a sido favorecidos por un alzamiento cortical próximo a 1,4 mm a-1 (Schulte et al., 2008).
Las acumulaciones tobáceas se disponen en la sección de Alfaix y se ubican en el seno de un
sistema complejo de 15 terrazas detrı́ticas sobre el cauce del citado rı́o Aguas. Los diferentes niveles
habrı́an quedado colgados por distintas etapas de encajamiento cuyas cronologı́as se situarı́an en:
167-148 ka BP; 148-110 ka BP; 95 -71 ka BP y 26 ka BP habiendo sido afectados por movimientos
tectónicos recientes (Schulte et al., 2008). Los carbonatos identificados se asocian a tobas bioconstruidas que se disponen entre elementos detrı́ticos (fluviales, coluvionares) y paleosuelos: el nivel
299
LAS TOBAS EN ESPAÑA
más antiguo se localiza en el muro y tiene edades variables >350 ka y 169-148 ka; sobre él yace un
conjunto detrı́tico, a su vez cubierto por otros niveles tobáceos -intermedio y superior- en donde
se han obtenido distintas edades (92 ka BP, 71, ka BP, 68 ka BP, 54 ka BP y 26 ka BP). Estas
tobas se habrı́an desarrollado en áreas pantanosas rodeadas por una vegetación riparia aunque
bajo ambientes de sequedad, sugeridos por la dominancia herbácea (Chenopodiaceae, Asteraceae y
Ephedra, Lygeum) y una notable escasez de pólenes arbóreos (Schulte et al., 2008).
3.
TOBAS EN EL ÁMBITO NÉOGENO DE LA COSTA GADITANA
Mas al suroeste y no lejos del litoral gaditano, concretamente en Santa Lucı́a (al NW de Vejer
de la Frontera) y a unos 100 m de altura, sobresale un notable edificio tobáceo de unos 20-30
m de espesor adosado al relieve mioceno de La Muela, constituido por areniscas calcáreas. La
karstificación de esta litologı́a ha sido el responsable de la génesis de esta plataforma que dispone
de dos estructuras tobáceas diferentes como lo atestiguan las distintas facies existentes: por un lado,
un importante frente de cascada constituido por facies de musgos y con numerosas oquedades y
cubiertas estromatolı́ticas; por otro, hacia el propio cauce del Arroyo de Santa Lucı́a, una plataforma
escalonada con variados tipos de facies y donde no faltan tampoco algunas cascadas (Cámara
Artigas et al., 1997).
A destacar cómo en la actualidad los contrafuertes del Acueducto de Santa Lucı́a ofrecen sendos
recubrimientos de musgos parietales y de tapices algáceos con rica biocenosis, originados a partir de
las aguas de desbordamiento, o de filtración, desde el canal que discurre sobre esta infraestructura
(Cámara Artigas et al., 1997).
4.
TRAVERTINOS TERMALES
Aunque este libro está dedicado a las formaciones tobáceas, se incluirá aquı́ una breve alusión
a sus formaciones hermanas, los travertinos precipitados a partir de manantiales termales, tan frecuentes en Andalucı́a. Su reiteración motiva que este ámbito regional tenga la mayor representación
de este tipo de manifestaciones en todo el contexto peninsular. Buena prueba de ello puede advertirse en un sucinto inventario realizado hace unos años (Cruz Sanjulián, 2008) y donde destacan,
por su número y extensión, los ubicados en la Cadena Bética al estar la localización de los puntos
de surgencia de las aguas controlada por las principales lı́neas de fracturación que estructuran sus
relieves.
Entre los principales dispositivos hay que señalar:
La Cuenca de Tabernas con cuerpos carbonáticos desarrollados en el entorno de Alhama de
Almerı́a y que no se hallan adosados o conectados a ningún macizo kárstico (Delgado Castilla,
1997, 1999 y 2009; Sanz de Galdeano et al., 2008). Se han formado a partir de aguas con elevados
contenidos en CO2 (Cerón et al., 2000) dando lugar a travertinos de gran calidad como piedra
ornamental (Garcı́a del Cura et al., 2008; Benavente et al., 2009).
La Sierra de Las Nieves donde manan aguas termales (sobre todo, en el entorno de Tolox), en
cuyas inmediaciones se disponen conjuntos travertı́nicos (Delannoy et Guendon, 1986; Delannoy,
1992. . . ) que ya fueron incluidos en un apartado anterior.
La Cuenca de Guadix-Baza, prolongada (>100 km) depresión intramontañosa post-orogénica
donde se aloja un registro sedimentario en cuyo seno se ha advertido la presencia de travertinos
conformados por aguas termales, inducidos por la actividad tectónica acontecida a lo largo de su
evolución mioceno-pleistocena (Garcı́a Aguilar et al., 2013). Sus profundas aguas supusieron, en
determinadas etapas, un importante aporte al sistema lacustre endorreico que permitió el mantenimiento del nivel freático (Anadón et al., 1995; Garcı́a Aguilar et al., 2000 y 2003; Pla Pueyo
et al., 2009 y 2011; Prado Pérez et al., 2010 y 2013). En la cuenca de Baza se han identificado
seis unidades lacustres. En algunas de ellas, existen cuerpos travertı́nicos desarrollados a partir del
Pleistoceno medio: el rápido enfriamiento de las aguas y la biomediación fueron los principales responsables de la precipitación de sus carbonatos (Garcı́a Aguilar et al., 2013). Entre los parajes de
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300
21. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS EN ANDALUCÍA
interés destacan los entornos de Zújar, Jabalcón, sur de Gorafe y noroeste de Fonelas y en el borde
nororiental de la depresión, el área comprendida entre Orce y Huescar. Las tasas de sedimentación
de aquellos sistemas lacustres osciló entre 2 y más de 40 cm ka-1 (Garcı́a Aquilar et al., 2013).
Especial interés ofrecen los alrededores de Alicún de las Torres que todavı́a conocen la salida de
flujos profundos y la conformación de travertinos termales profusamente estudiados desde diferentes
perspectivas (Prado Pérez y Pérez Villar, 2001; Jiménez de Cisneros et al., 2006; Prado Pérez et
al., 2010 y 2013). El estudio de las concreciones desarrolladas en ciertas infraestructuras de riego -la
acequia del Toril (1997-98)- ha permitido establecer las tasas de precipitación mensuales y diarias:
respecto a estas últimas se han obtenido valores medios de 0,79-0,98 mg/cm2 /dı́a que, en ocasiones,
pueden alcanzar hasta 1,83 mg/cm2 /dı́a (Dı́az Hernández et al., 2000 y 2002).
Por último el entorno de Albox con sus canteras de travertino (Garcı́a del Cura et al., 2007)
(Fig. 21.12).
ˆ
Figura 21.12: Vista general de las canteras travertinicas en el área de Albox, en Almerı́a (Izquierda) y un detalle
de sus carbonatos (derecha).
5.
ESPELEOTEMAS
Con una intencionalidad semejante a la que ha justificado la inclusión de un breve apartado sobre
los travertinos termales, queremos incorporar otro relativo a los espeleotemas cuyos carbonatos
también han sido profusamente estudiados en Andalucı́a y que mantienen relaciones cronológicas
muy afines con las tobas (Durán Valsero, 1989a). En efecto, numerosos espeleotemas incluidos en
el seno del extenso y profundo endokarst andaluz han sido analizados cronológicamente.
En la Sierra de Lı́bar se localiza la famosa Sima GESM donde hace años su desarrollo se
asoció a un paleoponors de los muchos que avenan los poljes modelados en sus relieves y donde se
obtuvieron edades de 210.000 y 120.000 BP en algunos de sus espeleotemas; otros efectuados en la
Sima de Lı́bar aportaron una edad de 142.000 BP (Delannoy, 1999). De igual modo, en la cercana
Serranı́a de Grazalema, y más concretamente en una de sus alineaciones -Sierra del Endrinal- se
efectuaron, a finales del pasado siglo XX, diversas dataciones en sus dispositivos espeleotémicos.
Ası́, en la Sima del Callao se establecieron edades superiores a 350.000 BP y 100.000 BP, 80.000
BP y 38.000 BP (Delannoy, 1999). Inmediatamente después se estableció, en el mismo ámbito
morfológico, más de una decena de datos cronológicos obtenidos en dos niveles de plataforma, uno
a alturas comprendidas entre 1370 y 1400 m y otro entre 1200 m y 1250 m (Rodrı́guez Vidal et al.,
1999). Las edades (34 ka, 40 ka y 47 ka) corresponden al MIS-3 (30-58 ka); otras (92 ka, 96 ka, 122
ka, 126 ka y 147 ka) al MIS-5 (75-150 ka) y, finalmente, 260 ka, al MIS-7 (190-260 ka).
En la Cueva de Nerja, datos cronológicos en espeleotemas (Jordá Pardo 1986; Jordá Pardo et
al., 1990) aportaron información paleoclimática sobre los tiempos finipleistocenos y holocenos. Ası́,
entre el 17 ka BP y el 13 ka BP tuvo lugar una etapa muy húmeda que fue interrumpida hacia el 12
ka BP por una etapa muy frı́a que se asoció al “Würm final” y que durarı́a tan sólo un millar de años
301
LAS TOBAS EN ESPAÑA
ya que hacia el 11 ka BP y hasta el 6,4 ka BP se desarrolló otra etapa templada que incrementó
sus condiciones cálidas desde el 6 ka BP hasta el 4 ka BP. Posteriormente, nuevos análisis en
los espeleotemas de esta excepcional caverna identificaron hasta seis generaciones (Durán Valsero,
1996): entre las más antiguas, una superarı́a los 800 ka BP y la otra tendrı́a aproximadamente
esa edad quizás vinculada a alguno de los MIS-25, 23 ó 21 cálidos de esta etapa del Pleistoceno
inferior; otra generación corresponderı́a al MIS-9 mientras que las siguientes (180 ka BP–110 ka
BP y 100—60 ka BP), con abundantes manifestaciones calcı́ticas, se asociarı́a al MIS-5, aunque sus
espeleotemas desbordarı́an ese Estadio al desarrollarse en tiempos de los MIS-6, MIS-4 y MIS-3;
la última generación pertenecerı́a al Holoceno (Durán Valsero et al., 1992; 1993 y Durán Valsero,
1996). De igual modo, en la cercana Cueva de Ardales, también llamada de Doña Trinidad, se han
identificado otras dos generaciones espeleotémicas asimilables a los MIS-5 y MIS-3 (Durán Valsero
et al., 1992).
En la unidad geoestructural hespérica han sido estudiados y datados algunos espeleotemas
especialmente los localizados en la Cueva de La Sima en Constantina, Sevilla. Sus edades (U/Th)
han ofrecido valores relativamente recientes incluidos en el MIS-3 (43 ka BP), en el MIS-2 (26,3 ka
BP) y en el Holoceno (9,3 ka BP) (Rodrı́guez Vidal et al., 2003).
CONSIDERACIONES FINALES
A excepción de los terrenos poco karstificables de la unidad geoestructural de la Depresión
del Guadalquivir, el resto de la región, con sus abundantes relieves calizos, dispone de un original
y complejo sistema de acumulaciones carbonáticas donde convergen tobas meteóricas, travertinos
termales y espeleotemas. En su seno se almacenan multitud de datos de diversa ı́ndole con los
que reconstruir tanto las condiciones ambientales de los tiempos fini-neógenos y cuaternarios como
el pretérito escenario geográfico regional, asi como los procesos que lo modelaron (movimientos
tecto-isóstáticos, eustaticos, tasas de agradación e incisión en las cuencas fluviales. . . ).
En lo que respecta a los depósitos tobáceos, y al igual que en otras áreas peninsulares, predominan dos familias de morfotipos: los edificios de surgencia, muy frecuentemente estructurados en
graderı́as con varias plataformas y los dispositivos fluviales escalonados a diversas alturas sobre los
cauces, donde, en ocasiones, son funcionales todavı́a los procesos de precipitación. En unos y otros
abunda la información geoquı́mica, mientras que las referencias geomorfológicas, y las de ı́ndole
estratigráfica y/o sedimentológica, tienen menor representación.
Cronológicamente, las acumulaciones tobáceas más antiguas se remontan a los tiempos neógenos (Puerto de Los Martı́nez, Cuenca de Granada. . . ); en el Pleistoceno abundan los testigos que
sobrepasan el umbral de fiabilidad del método U/Th (350.000 años). A partir de esa fecha son
numerosos los depósitos desarrollados durante los Estadios Isotópicos impares o benignos (MIS-11,
9, 7, 5, 3); entre todos ellos sobresale el MIS-5 representado en distintas localidades. Si bien no faltan acumulaciones que progresaron durante ciertos MIS pares considerados “frı́os” a escala global.
Entre los asociados al MIS-2 citar determinados depósitos ubicados en Santa Marı́a de Trassiera,
Priego, vertiente septentrional de la Serranı́a de Ronda, Yunquera, Mijas, tanto en su flanco septentrional como meridional, Norte de Granada, valle del rı́o Aguas. Las fases de karstificación que
originaron estos depósitos también fueron responsables de la precipitación acontecida, en forma de
espeleotemas, en diversas cavidades.
Los dispositivos holocenos (MIS-1) tuvieron como precursores algunos conjuntos desarrollados
durante el Tardiglaciar. Tras él, y coincidiendo con circunstancias relativamente cálidas y húmedas,
la precipitación de carbonatos tobáceos conoció un perı́odo álgido que se prolongarı́a desde el 9,8
ka BP hasta el 2,6 ka BP, momento en el que se inició un claro proceso de regresión acelerado
en nuestros dı́as. Motivos climáticos, incentivados por la presencia del hombre, parecen ser los
responsables de esta pérdida en la eficacia de los procesos de precipitación.
302
22. ACUMULACIONES TOBÁCEAS EN
LAS ISLAS BALEARES. ALGUNOS EJEMPLOS EN LA ISLA DE MALLORCA
D. Vicens, J. J. Fornós y A. Rodrı́guez-Perea
Dpto. de Ciències de la Terra, Universitat de les Illes Balears. Carretera de Valldemossa km 7,5. E-07122 Palma de
Mallorca.
joan.fornos@uib.es, dvicens7@hotmail.com, arperea@uib.es
INTRODUCCIÓN
La presencia de depósitos tobáceos en las Islas Baleares no queda reflejada en la literatura
cientı́fica que tiene como ámbito geográfico el archipiélago. Son pocas hasta la fecha, las referencias
sobre estas acumulaciones en estudios que generalmente tratan de otros aspectos y en los que se
comenta, de forma anecdótica, la presencia de tobas o travertinos. En la mayorı́a de los casos
dichas citas suelen relacionar las tobas con torrentes y surgencias. Su presumible escasa presencia y
el hecho de que muchas de ellas se hallan en cañones kársticos conocidos y topografiados a partir de
finales de los años 80 por motivos deportivos, y que tan solo han sido objetivo cientı́fico en el último
decenio, sea posiblemente el motivo por el cual apenas se hayan realizado estudios especı́ficos.
La mayorı́a de las acumulaciones tobáceas identificadas (Fig. 22.1) aunque poco estudiadas son
posiblemente del Cuaternario o incluso del Plioceno; sin embargo, dentro del registro geológico
balear, podemos encontrar depósitos tobáceos y travertı́nicos de edades más antiguas. Son clásicas
las citas cenozoicas relacionadas con ambientes palustres especialmente las correspondientes al Paleógeno de Mallorca con abundante presencia de tobas, estromatolitos y oncolitos, y cuya recensión
más reciente, ası́ como un buen resumen de la literatura existente hasta la fecha, se puede encontrar en Arenas et al., (2007). También en el Mioceno superior de Mallorca han sido citadas facies
estromatolı́ticas (Pomar et al., 1983).
El presente trabajo se centra en los depósitos más recientes. Ası́, son bastante más frecuentes
las referencias de tobas que sus autores atribuyen al Cuaternario; aunque en la mayorı́a de los casos
no se aporta ningún tipo de dataciones ni tan sólo se comenta la posible edad de las tobas, aunque
dentro del contexto en el cuál se inscriben se pueden fácilmente atribuir a edades muy recientes.
En la Figura 22.1 se representan los depósitos de tobas existentes en las Baleares y sobre los que
existe alguna cita bibliográfica a la que referirse y que pasamos seguidamente a comentar de forma
breve:
El único trabajo especı́fico sobre travertinos de la isla de Menorca (Obrador y Mercadal, 1969)
menciona su presencia en las cercanı́as de la Font des Banyul y les atribuye una edad cuaternaria
Ofrecen una potencia de unos 4 m y afloran en una superficie aproximada de 1500 m2 ; los moluscos
que presentan sugieren a los autores una edad holocena. Años más tarde también en Menorca,
Llompart et al., (1979) apuntan la existencia de tobas en Ses Coves Velles y Cala Molı́.
No es prácticamente hasta el presente siglo cuando, relacionado con trabajos de grupos de
espeleologı́a, se empiezan a describir depósitos tobáceos en Mallorca. Ası́, Trias y Ramón (1999)
representan tobas en perfiles topográficos de cañones kársticos que cruzan la Serra de Tramuntana
303
LAS TOBAS EN ESPAÑA
en el norte de Mallorca. Más tarde, y siguiendo el estudio geomorfológico sistemático de los torrentes
de la Serra, Trias y Santandreu (2003) y Santandreu y Trias (2004, 2005 y 2006) incrementan las
citas de presencia de tobas en dichos torrentes.
Figura 22.1: Mapa de localización de las tobas citadas en el texto del Archipiélago Balear: 1- Cala Molı́. 2- Ses
Coves Velles. 3- Font des Banyul. 4- Cala Molins. 5- Torrent del Salt del Molinet. 6- Torrent Fondo. 7- Torrent des
Gorgs des Diners. 8- Torrent des Gorg Blau. 9- Torrent dels Horts y Torrent de s’Espinal. 10- Torrent de Muntanya.
11- Torrent de Comafreda. 12- Torrent de na Mòra. 13- Torrent de Son Masroig y Torrent de Son Gallard. 14Torrent de l’Ofre. 15- Torrent d’Almadrà. 16- Torrent del Salt de Vistamar, Torrent del Rafal y Torrent del Lli.
17- Torrent de s’Hort de sa Cova. 18- Torrent de Son Coll. 19- Cala Banyalbufar. 20- Cala Estellencs. 21- Torrent
des Freu. 22- Canyamel. 23- Cala Santanyı́. 24. Santa Eulària des Riu.
A otro nivel, y probablemente correspondiendo a depósitos atribuibles al Cuaternario antiguo,
Vicens et al., (2001) señalan la existencia de depósitos travertı́nicos en Canyamel en el nordeste de
Mallorca y en cala Sant Vicenç en el sector más septentrional de la isla.
Rodrı́guez Perea y Vicens (2008) identifican diversas localizaciones de tobas en las Islas Baleares,
y comentan que no hay constancia de que en Mallorca haya habido ningún tipo de explotación en
forma de canteras para la extracción de tobas.
En las islas Pitiusas, tan solo existen referencias de travertinos recientes en el riu de Santa
Eulària (Eivissa) (Rodrı́guez Perea y Vicens, 2008).
Por otra parte, a pesar de que en las Islas Baleares hay una abundante literatura sobre el
karst relacionada con la abundante presencia de cuevas y simas, apenas existen referencias sobre
la aparición de travertinos en las entradas de las cavidades. Barceló et al., (1998) en la cova dels
Ossos en la Serra de Na Burguesa (Mallorca) indican la presencia de travertinos y señalan que en
su formación han colaborado raı́ces de plantas.
También en el análisis efectuado de las recopilaciones naturalı́sticas, depositadas en instituciones de las islas, tan sólo se ha encontrado una muestra de toba concretamente en la Colección
Joan Cuerda, en la sede de la Societat d’Història Natural de Balears (Palma de Mallorca), cuyos
ejemplares provienen mayoritariamente de las Baleares. La anotación adjunta indica que procede
de una cala del levante de Mallorca (Cala Santanyı́) y ofrece la particularidad que tiene una hoja
de árbol (Fig. 22.2). No obstante, no se han localizado tobas en dicha cala en la actualidad muy
antropizada.
304
22. ACUMULACIONES TOBÁCEAS EN LAS ISLAS BALEARES. ALGUNOS EJEMPLOS EN
LA ISLA DE MALLORCA
Figura 22.2: Resto vegetal en una toba procedente de Cala Santanyi (Mallorca) (Colección Cuerda - Societat
d’Història Natural de les Balears).
1.
ESTRUCTURA Y GEOLOGÍA DE LAS ISLAS BALEARES
El archipiélago balear se sitúa en la zona mas occidental de Mediterráneo y se corresponda con
la parte emergida del denominado Promontorio Balear, el cual se extiende morfológicamente unos
350 km en dirección NE-SO, con una anchura media de unos 100 km y una altura relativa sobre los
fondos circundantes entre los 1000 y los 2000 m (Acosta et al., 2002). Constituye la prolongación
del Sistema Bético y forma parte por tanto de la placa Ibérica. Sus mayores alturas se dan en la
Serra de Tramuntana (Mallorca) con cumbres superiores a los mil metros entre los que destacan el
Puig Major (1.446 m), el Puig de Massanella (1.340 m) y el Puig Tomir (1.102 m).
Los elementos morfológicos más destacables del Promontorio Balear corresponden a las islas, las
plataformas que las contienen y los taludes que las enlazan con los fondos submarinos. También son
destacables los canales entre islas, los cañones que atraviesan los taludes y los montes submarinos
(Giménez et al., 2007).
La secuencia estratigráfica de los materiales que conforman las islas se inicia con los roquedos
del Paleozoico (Devónico y Carbonı́fero) que afloran en la región de Tramuntana de Menorca (Bourrouilh, 1983) y de forma muy puntual en la Serra de Tramuntana de Mallorca (Arche et al., 2002).
Los materiales correspondientes al Mesozoico son los predominantes en las zonas más elevadas aflorando en mayor o menor medida en todas las islas, excepto en Formentera. El Permotrı́as asoma
en Menorca y en Tramuntana de Mallorca, mientras que el Jurásico inferior constituye los relieves
mas abruptos del archipiélago localizados en Es Amunts y Serres de Portmany en Ibiza (Rangheard, 1972) y Serra de Tramuntana (Gelabert, 1998; Rodrı́guez Perea, 1984) y Serres de Llevant
(Sàbat, 1986), en Mallorca. Los dispositivos cenozoicos incluyen un amplio espectro de materiales
correspondientes a diferentes facies lacustres, marinas y continentales. La orogenia alpina plegó y
cabalgó todos los materiales comprendidos entre el Paleozoico y el Mioceno medio. Los conjuntos
post-orogénicos comprenden básicamente calizas sedimentadas en ambientes de plataformas someras de origen marino, eolianitas, y material aluvionar, constituyendo el relleno de las áreas más
deprimidas y adyacentes a los relieves estructurados (Cuerda 1975; Fornós 1987; Obrador et al.,
1983). En conjunto, la estructura de las Baleares es el producto de una evolución compleja que
abarca una primera etapa compresiva asociada a la colisión oligo-miocena, y una etapa extensiva
activa a partir del Mioceno superior (Giménez et al., 2007) y que perdura hasta la actualidad.
Esta etapa distensiva configura a la isla de Mallorca en un conjunto de horsts y grabens limita305
LAS TOBAS EN ESPAÑA
dos por grandes fallas normales que evolucionan a partir del Mioceno superior, y que se orientan
preferentemente en dirección NE-SO. Los horsts y grabens se disponen de modo alternado y se
corresponden respectivamente con las sierras y los llanos de la morfologı́a actual de la isla. Ası́ de
SE a NO se diferencian con nitidez las Serres de Llevant, las cuencas de Campos y Manacor, las
Serres Centrals, las cuencas de Palma, Inca y Sa Pobla y la Serra de Tramuntana (Rodrı́guez Perea
y Gelabert, 1998).
2.
DEPÓSITOS TOBÁCEOS EN LA ISLA DE MALLORCA
La mayorı́a de depósitos de tobas recientes de Mallorca, que pasamos seguidamente a describir,
se localizan en los barrancos y torrentes de la Serra de Tramuntana, aunque también comentaremos
algunos afloramientos presentes en la zona de las Serres de Llevant.
2.1.
SERRA DE TRAMUNTANA
La Serra de Tramuntana es una alineación montañosa paralela a la costa noroccidental de la
isla. Tiene una longitud de 89 km (desde Sa Dragonera hasta el Cap de Formentor ) y una anchura
media de unos 15 km. La lı́nea de cumbres sobrepasa los 600 m y la parte más elevada corresponde
a su sector central, donde hay diez cimas que superan los 1.000 m. Estos importantes relieves están
constituidos por potentes masas de calizas dolomı́ticas del Lı́as inferior y formaciones de brechas
calcáreas de distintas edades, dispuestas en láminas cabalgantes imbricadas con una vergencia hacia
el NO. Entre ellas se abren algunos valles (Vall den Marc, Vall de Sóller, etc.) que las atraviesan
excavados sobre los materiales más blandos, margosos, del Triásico (Keuper), del Jurásico superiorCretácico o del Mioceno inferior (Burdigaliense). El borde NO de esta cordillera presenta abruptos
escarpes y acantilados sobre el mar, mientras que al SE, sus relieves, más suaves, descienden hasta
el Llano Central (cuencas de Palma, Inca y sa Pobla). Esta diferencia de relieve entre la vertiente
marina y la vertiente sur-oriental está condicionada por la disposición estructural de los materiales,
con buzamientos hacia el SE (Gelabert, 1998).
2.1.1.
CALA MOLINS (FIG. 22.1-4)
En cala Molins desemboca el torrente que recoge las aguas del valle adyacente. Este torrente
que originariamente desembocaba en medio de la cala, fue desviado unos 30 m hacia el E mediante
un corte en unos depósitos tobáceos bastante duros. En ellos se pueden observar moldes de ramas
y troncos de árboles. En estas tobas hay evidencias de formas de disolución y de precipitación en
una pequeña cavidad de apenas 1 m3 que quedó al descubierto cuando se desvió el torrente.
Ya en la cala, se pueden observar en el margen oriental diferentes niveles de limos alternando
con niveles de conglomerados y niveles tobáceos (Fig. 22.3). Es en este margen donde existe una
cueva situada entre +2 y +4 m s.n.m. originada probablemente por la abrasión marina del último
interglaciar lo cual indicarı́a probablemente la edad de dichos depósitos.
En el margen oriental de la cala, las tobas han sido ocultadas por el solarium de un hotel.
2.1.2.
TORRENT DES FREU (FIG. 22.1-21)
Nace en el vall d’Orient, y según Trias y Ramon (1999) es posible que este valle fuese antiguamente un poljé, que fue capturado por la erosión remontante del torrente. Las morfologı́as kársticas
y de interferencia fluvial son muy abundantes en la sierra. Las depresiones kársticas están bien
representadas en el sector septentrional de la Serra de Tramuntana con dimensiones que raramente
superan el kilómetro y medio de longitud máxima, mientras que su morfologı́a viene condicionada
en la mayorı́a de los casos, por las directrices estructurales dominantes de la Serra (Ginés y Ginés,
1989) y que también controlan el desarrollo y la evolución del karst.
306
22. ACUMULACIONES TOBÁCEAS EN LAS ISLAS BALEARES. ALGUNOS EJEMPLOS EN
LA ISLA DE MALLORCA
En el primer salto del torrente, el salt de Freu, de 25 m de desnivel, hay abundantes tobas de
cascada. La poca circulación actual de agua sea debida al aprovechamiento de las aguas subterráneas
en la cabecera (Trias y Ramon, 1999). Agua que en tiempos recientes sı́ debı́a fluir como lo atestigua
la presencia del molino hidráulico emplazado en este paraje.
Figura 22.3: Formaciones tobáceas en Cala Molins (Mallorca).
2.1.3.
TORRENT DE S’HORT DE SA COVA (FIG. 22.1-17)
También conocido como Torrent des Cable, este torrente ofrece una parte deportiva que está
topografiada, entre 140 y 410 m s.n.m., en donde la mayorı́a de los saltos presentan tobas, las cuales
en un buen número de casos se encuentran muy desmanteladas (Santandreu y Trias, 2004).
En su desembocadura existen depósitos de tobas (Fig. 22.4) de 1 m de potencia situados a
unos +10 m s.n.m. que presentan una disposición horizontal y que recubren depósitos de tipo aluvial. Justo por debajo de los tobas se han observado, en unos limos rojizos, moluscos tı́picamente
terrestres, como Iberellus balearicus, especie endémica de la Serra de Tramuntana; Tudorella ferruginea, actualmente endémico de Mallorca, Menorca y Cabrera, y finalmente, Trochoidea frater,
actualmente endémico de Mallorca y Cabrera. También se han identificado los moluscos acuáticos
Bithynia sp. y Ancylus sp. aff. fluviatilis (Gasull, 1965; Pons y Palmer, 1996; Beckmann, 2007;
Vicens y Pons, 2007).
Por la estratigrafı́a, el contexto geomorfológico y la ausencia de moluscos foráneos, creemos que
estos limos son de una edad pre-holocena correspondiendo probablemente al último periodo glacial.
El molusco Ancylus sp. aff. fluviatilis es la primera vez que se halla fósil en Mallorca. La acción
marina durante el Holoceno ha erosionado los materiales aluviales depositados sobre los materiales
del Triásico inferior dando como resultado un acantilado costero de unos 10 m de alto.
Es en este salto donde se produce la desembocadura del torrente que termina con una gran
presencia de tobas en cascada que, por el contexto geomorfológico, creemos que ya son del Holoceno.
En la actualidad, el cauce del torrente corta las tobas horizontales y se encaja entre 1 y 2 m.
A unos 250 m de la desembocadura se observan represas tobáceas actualmente en formación,
donde se encuentra hojas (Fig. 22.5) de arbustos y árboles mediterráneos, cubiertas por carbonatos.
Estas pequeñas barreras (Fig. 22.6) delimitan diminutas pozas de entre 1 y 10 m2 que, en algún
caso, llegan a alcanzar una profundidad máxima de 0,5 m.
307
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Figura 22.4: Tobas de aspecto acicular. Torrent de s’Hort de sa Cova (Mallorca).
Figura 22.5: Tobas en formación en el Torrent de s’Hort de sa Cova (Mallorca).
Figura 22.6: Represa tobácea en el Torrent
de s’Hort de sa Cova (Mallorca).
308
22. ACUMULACIONES TOBÁCEAS EN LAS ISLAS BALEARES. ALGUNOS EJEMPLOS EN
LA ISLA DE MALLORCA
2.1.4.
TORRENT DE SON COLL (FIG. 22.1-18)
En este torrente, situado cerca del Port des Canonge, se pueden observar tobas en disposición
horizontal intercaladas entre depósitos de origen fluvio-torrencial (Fig. 22.7). Las tobas afloran cerca
de la lı́nea de costa cubiertas por unos 6 m de aluviones. También se encuentran tobas erosionadas
en el cauce actual del torrente que posiblemente formaban parte de antiguas represas. Se observan
evidencias de disolución y precipitación en las mismas tobas (Fig. 22.8).
Figura 22.7: Tobas sobre limos en el torrent de Son Coll (Mallorca). Las tobas están erosionadas por las aguas
del torrente.
Figura 22.8: Oquedades producidas en las tobas por disolución y posterior formación de espeleotemas. Torrent de
Son Coll (Mallorca).
Su edad de las tobas es difı́cil de establecer. Sin embargo, las tobas que se hallan debajo de
los depósitos aluviales, podrı́an corresponder al último periodo glacial. En la playa actual hay
acumulación de cantos rodados procedentes de tobas.
309
LAS TOBAS EN ESPAÑA
2.1.5.
CALA DE BANYALBUFAR (FIG. 22.1-19)
El término municipal de Banyalbufar se halla situado en la vertiente sur-occidental de la Serra
de Tramuntana (Mallorca) y su cala es una de las pocas que se encuentran en el litoral noroccidental de la isla. En ella pueden advertirse diversos afloramientos tobáceos, especialmente en los
acantilados, donde aparecen varias surgencias relacionadas con la alternancia de capas permeables
e impermeables correspondientes a los niveles turbidı́ticos del Mioceno medio. La mayorı́a de dichas
surgencias se hallan fuertemente antropizadas desde tiempos inmemoriales al haber sido aprovechadas para canalizaciones, fruto inicial de la ingenierı́a islámica y cómo no, de construcciones del
siglo pasado y otras épocas más recientes. Por este motivo algún depósito de tobas actualmente ya
no recibe ningún aporte de agua y evidentemente su evolución y/o crecimiento se ha visto detenido.
En el margen SO de la cala de Banyalbufar existen tobas bastante desarrolladas que se han
originado por la confluencia de aguas procedentes de varias fuentes que iban a parar a la cala,
aunque en la actualidad, por esta zona, no discurre agua. Las tobas están adosadas a un paleoacantilado (de unos 15 m de desnivel) constituido por materiales dolomı́ticos del Triásico (Fig.
22.9).
Figura 22.9: Cala de Banyalbufar (Mallorca). En primer término tobas de cascada.
Sobre las tobas hay construidos dos molinos de agua de origen islámico, los cuales han sido
declarados bien de interés cultural, con categorı́a de Monumento, por el Consell de Mallorca (BOIB,
2007). Estos artilugios serı́an la parte final de todo un sistema de repartición y aprovechamiento
del agua basado en la construcción de bancales, acequias, y albercas (safareigs) de la época de
dominación islámica de la Isla de Mallorca.
310
22. ACUMULACIONES TOBÁCEAS EN LAS ISLAS BALEARES. ALGUNOS EJEMPLOS EN
LA ISLA DE MALLORCA
Las tobas en cuestión son bastante porosas y relativamente consolidadas. En ellas se ha observado la presencia de moluscos de agua dulce. A nivel del mar existen bloques de dimensiones métricas
cementados por tobas, lo que hace suponer que parte de ellas son de una edad pre-holocena, ya que
para su formación el nivel del mar debı́a estar más bajo que en la actualidad.
2.1.6.
OTROS TORRENTES (FIG. 22.1)
Existen numerosos torrentes que, en parte de su recorrido, poseen al menos la tipologı́a de
tobas de cascada. Entre ellos (en su mayorı́a en la Serra de Tramuntana), a partir de observaciones
personales y siguiendo los trabajos de Trias y Ramon (1999), Trias y Santandreu (2003), Santandreu
y Trias (2004, 2005 y 2006), podemos enumerar: torrent del Salt del Molinet, torrent de Comafreda,
torrent Fondo, torrent de sa Font de s’Espinal, torrent de Muntanya, torrent dels Horts, torrent del
Gorg Blau, torrent del Gorg dels Diners, torrent de na Móra, torrent d’Almadrà, torrent de l’Ofre,
Torrent de Son Masroig, torrent de Son Gallard, torrent del Salt de Vistamar, torrent del Rafal,
torrent del Lli, torrent de Ternelles y torrent de cala Estallencs (Fig. 22.10).
La mayor parte de los torrentes citados anteriormente corresponden a cañones kársticos y se
hallan localizados predominantemente en los sectores central y septentrional de la Serra. Son morfologı́as fundamentalmente fluvio-torrenciales y constituyen, sin duda, uno de los rasgos más tı́picos
del agreste paisaje calcáreo de la Serra (Ginés et al., 1979).
Figura 22.10: Tobas de cascada en Cala Estallencs (Mallorca).
2.2.
SERRES DE LLEVANT
Las Serres de Llevant están constituidas por un conjunto de montañas con pendientes suaves
y formas redondeadas que abarcan desde los cabos de Capdepera y Ferrutx hasta las proximidades
de Santanyı́. En este punto las Serres de Llevant quedan cubiertas, de forma discordante, por
materiales del Mioceno superior y Plio-Cuaternario, y no vuelven a emerger hasta el archipiélago
de Cabrera, unos 10 km al sur de Mallorca. Sin tener en cuenta Cabrera, las Serres de Llevant
tienen una longitud de 46 km y una anchura media de 10 km. Los relieves muestran altitudes más
modestas que en la Serra de Tramuntana, siendo Morell (562 m) la cota más alta. Su estructura
geológica consiste en un sistema imbricado de cabalgamientos que presenta el nivel de despegue en
el Triásico (Keuper) y tiene una vergencia hacia el NO (Sàbat, 1986). Al igual que en la Serra de
Tramuntana los valles se emplazan sobre materiales blandos del Triásico, el Cretácico inferior o el
311
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Mioceno inferior, mientras que los escarpes y las zonas culminantes de las montañas se esculpen
sobre las calizas del Jurásico inferior.
2.2.1.
PLAYA DE CANYAMEL (FIG. 22.1-22)
Al NE de las Serres de Llevant se encuentra la playa de Canyamel y en la zona S. de la playa
afloran unos depósitos tobáceos con una potencia no inferior a 20 m que presentan una disposición
prácticamente horizontal. Estos depósitos en la lı́nea de costa forman un acantilado que, en la parte
más septentrional, se presentan fosilizados por depósitos de playas y limos del Pleistoceno superior
que no superan los + 3 m s.n.m. Estas playas fueron descritas por Butzer y Cuerda (1962) quienes
las asignaron al último periodo interglacial (Tirreniense) .
Los depósitos tobáceos, situados en primera lı́nea de costa, presentan estructuras que denotan la
presencia de tobas de cascada (Fig. 22.11) y en algunas zonas se observan oncolitos y estromatolitos
(Figs. 22.12 y 22.13). Estas dos últimas facies indican un paleoambiente palustre en la zona, formado
en la antigua llanura de inundación del torrent de Canyamel. También se observan evidencias de
disolución y precipitación en las tobas.
La edad de estas tobas es anterior al Pleistoceno superior ya que las playas correspondientes al
último periodo interglacial están adosadas al paleo-acantilado y en dichas playas fósiles hay cantos
rodados que proceden de estas tobas. Mediante criterios de cronologı́a relativa, el marco temporal
que se puede asignar a este edificio tobáceo va desde el Mioceno superior al Pleistoceno medio.
Figura 22.11: Edificio tobáceo de unos 20 m de potencia. Playa de Canyamel (Mallorca).
Un suelo, cuyo espesor desconocemos, recubre estos depósitos tobáceos impidiendo una observación directa en la superficie del terreno. De hecho, los afloramientos quedan limitados a los
acantilados que dan al mar y a los cortes debidos a las carreteras.
A unos 300 m del litoral, en la urbanización colindante y a unos + 30 m s.n.m., en un corte de
2,2 m, se puede observar la siguiente secuencia de muro a techo: a) Calcarenitas de color blanco de
una potencia mı́nima de 60 cm, con fragmentos de moluscos terrestres, probablemente pertenecen
312
22. ACUMULACIONES TOBÁCEAS EN LAS ISLAS BALEARES. ALGUNOS EJEMPLOS EN
LA ISLA DE MALLORCA
a Iberellus sp. b) Nivel limoso de unos 80 cm de potencia, de color ocre en la base y de color rojizo
en la parte superior. Contiene moluscos terrestres, probablemente Iberellus sp; presenta nódulos
calcáreos de génesis secundaria y en su base hay tobas de unos 10 a 20 cm de espesor. c) Caliza
muy compacta de unos 80 cm de potencia, de color gris, que presenta fragmentos de moluscos sin
identificar. En su base también presenta tobas (Fig. 22.14). La parte superior de este nivel presenta
morfologı́as de lapiaz que denotan que se han formado bajo un suelo.
Figura 22.12: Oncolitos. Playa de Canyamel (Mallorca).
Figura 22.13: Facies estromatolı́ticas. Playa de Canyamel (Mallorca).
313
LAS TOBAS EN ESPAÑA
Figura 22.14: Facies de tobas de tallos horizontales entre niveles de calizas masivas. Playa de Canyamel (Mallorca).
CONCLUSIONES
El estudio de los depósitos tobáceos del archipiélago balear se halla en estado muy incipiente.
El análisis de la literatura existente ha permitido confeccionar un mapa donde se han situado las
24 localidades de las islas Baleares con depósitos de tobas, la mayorı́a de las cuales corresponden
a la isla de Mallorca. El conocimiento que se tiene sobre este tipo de acumulaciones en las islas
menores es todavı́a más escaso.
En cuanto a la cronologı́a, no se puede aportar ninguna edad real a falta de los correspondientes
estudios de cronologı́a absoluta que permitan precisar las edades de los depósitos descritos. Tan
sólo los criterios relativos constituyen una primera aproximación a la edad relativamente reciente
de estos depósitos tobáceos.
Cabe destacar que se han citado por vez primera represas tobáceas en formación en el Archipiélago Balear y también que el molusco Ancylus sp. aff. fluviatilis es la primera vez que se halla
en estado fósil en las Baleares.
AGRADECIMIENTOS
Queremos expresar nuestro más sincero agradecimiento a Antelm Ginard por acompañarnos en algunas salidas de
campo y su grata compañı́a. Al Dr. Guillem X. Pons por la determinación especı́fica de los moluscos y los comentarios
sobre estos, ası́ como sus sugerencias para mejorar el texto. A Damià Crespı́ por sus sugerencias y comentarios sobre
la edad de algunas tobas. A la junta directiva de la Societat d’Història Natural de les Balears (SHNB) por abrirnos
las puertas y facilitarnos la consulta de diversas colecciones naturalı́sticas integradas en el Museu de la Naturalesa
de les Illes Balears (acrónimo MNIB-SHNB) que están bajo su custodia.
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