ASPECTOS GENERALES

Parte I ASPECTOS GENERALES 1 1. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS J. A. González Martı́n1 y Mª. J. González Amuchastegui2 1. Departamento de Geografı́a, Universidad Autónoma de Madrid, Francisco Tomas y Valiente 1, 28049 Madrid. [email protected] 2. Departamento de Geografı́a, Prehistoria y Arqueologı́a, Universidad del Paı́s Vasco, Tomas y Valiente s/n, 01006 Vitoria-Gasteiz [email protected] INTRODUCCIÓN Los depósitos tobáceos constituyen importantes indicadores paleoambientales y geocronológicos en las regiones kársticas emplazadas en diversos ámbitos morfoclimáticos. Ofrecen como peculiaridades generales: su naturaleza carbonatada, especialmente calcı́tica y a menudo poco litificada; una mayor o menor porosidad1 y una precisa localización geomorfológica siempre inducida por la convergencia de factores estructurales, climáticos y ambientales. Estas acumulaciones no suelen deparar una gran representación espacial aunque, en ocasiones, pueden mostrar ejemplos con notables espesores que contrastan con los de otras formaciones superficiales de su entorno. El interés que, en las últimas décadas, han despertado los dispositivos tobáceos en distintas disciplinas cientı́ficas radica en diversos hechos. Entre ellos: - sus afloramientos constituyen auténticos archivos paleoambientales donde pueden estudiarse las pretéritas fluctuaciones climáticas, especialmente del Pleistoceno y del Holoceno, tanto a través de su señal isotópica (δ18 O y δ13 C) como de los testigos botánicos, malacológicos, etc. que conservan en su interior carbonatado; - además, distintas técnicas de cronologı́a absoluta (U/Th, 14 C, Racemización, Electron Spin Resonance -E.S.R.-) permiten ubicar la información paleoambiental en un marco evolutivo o en un contexto cronoestratigráfico; - la espectacularidad y el elevado valor de algunos de los paisajes asociados a estas formaciones (sobre todo en el caso de cascadas, lagos, ciertos tramos fluviales, etc.) ha conllevado su catalogación patrimonial y la necesidad de una adecuada protección dada la vulnerabilidad de las tobas y de las dinámicas de sus geosistemas; - su valor arqueológico, histórico y cultural pues en el transcurso del tiempo los sistemas tobáceos han ofrecido al hombre un enorme atractivo en razón de sus múltiples posibilidades: lugar de refugio, abundancia de caza y pesca, fuente de acopio de recursos naturales (madera, pastos. . . ), notable fuerza motriz en los saltos de agua para el movimiento de los ingenios hidráulicos, suelos muy aptos para la agricultura, etc. Otro aspecto radica en el aprovechamiento que las tobas han tenido como roca constructiva desde los tiempos protohistóricos hasta los actuales, unas veces en forma de sillares y sillarejos y otras, para cubrir vanos aprovechando su bajo peso. Idéntica aplicación hay que hacer constar para los travertinos termales que, en ocasiones, han revestido un valor añadido como piedra ornamental. - los problemas de geotecnia ocasionados por los conjuntos tobáceos que sirven de emplazamiento a edificios o, incluso, a grandes núcleos de población. Se asocian a roturas y colapsos internos debido 1 Hace años se consideró que la densidad de una toba esponjosa era aproximadamente de 1,1 g cm-3 ; es decir de 1100 Kg/m3 ; sin embargo la densidad especifica de la calcita, su principal constituyente, es de 2,7 gr cm-3 , lo que permitió estimar que su seno se halla ocupado por cavidades y poros en un 60 % (Weijermars et al., 1986). 3 LAS TOBAS EN ESPAÑA a su elevada porosidad y alta deformabilidad ante presiones, sobre todo cuando están empapados de agua. El paradigma urbano coincide con la ciudad de Antalya (Turquı́a), existiendo en España numerosas localidades apoyadas sobre este tipo de substratos. Tampoco faltan ejemplos de caı́da gravitatoria de grandes paneles en escarpados cantiles tobáceos, como los acontecidos en Orbaneja del Castillo (Burgos), Almonacid de Zorita o Brihuega (Guadalajara). 1. TOBAS Y TRAVERTINOS: APROXIMACIÓN CONCEPTUAL Es objeto de controversia en las Ciencias de la Tierra, el uso especı́fico de los términos Toba y Travertino (Juliá, 1983; Viles and Goudie, 1990) o su aplicación como sinónimos. Aunque son muchos los expertos que utilizan estos litotipos carbonatados de modo dual, sin concretar apenas distinciones entre ambos, tampoco faltan los que matizan ciertos contrastes entre ellos. Estos últimos precisan diferencias relativas a la temperatura del agua, a la procedencia del CO2 disuelto en aquella, a la porosidad de los materiales y/o a su grado de compactación. Ambas posiciones han dado lugar a una cierta confusión que ha sido abordada metodológicamente (Pedley, 1990, 2003 y 2009; Cappezzuoli and Gandin, 2004; Gandin and Capezzuoli, 2008) invocándose la necesidad de unas definiciones más precisas (Jones and Renaut, 2010) que sustituyan a las aproximaciones descriptivas. Etimológicamente, la palabra toba deriva, según el Diccionario de la Lengua de la Real Academia (1970) del latı́n tofus y hace alusión a una piedra caliza muy porosa y ligera, formada por la cal que llevan en disolución las aguas de ciertos manantiales y que van depositándola en el suelo o sobre las plantas u otras cosas que se hallan a su paso. Curiosamente, este acreditado Diccionario no incluye el vocablo travertino. El término toba se asocia, según un geógrafo francés (Fenelon, 1967), a una onomatopeya que aludirı́a al sonido etouffé producido por el martillo sobre una roca ligera y porosa. Por ello, esta voz se aplicarı́a a materiales con estas propiedades, tanto de naturaleza carbonática, como piroclástica de origen volcánico. Al parecer, la distinción geológica entre unas y otras tobas fue realizada por Townson, a finales del siglo XVIII (Pentecost, 2005), para quien las tobas calizas consistirı́an en una formación ligera y porosa generada por la precipitación de los carbonatos disueltos por el agua. Por su parte, travertino proviene de travertinus, vocablo vinculado al topónimo Tibur (Tiburtinus o Tivertino), actual Tivoli muy cercana a Roma. Consistirı́a en una formación carbonática integrada por pequeños lechos muy compactos, separados por vacios ondulados, resultado de la precipitación de capas sucesivas del bicarbonato de calcio en carbonato cálcico (Fenelon, 1967). Sin embargo, un famoso diccionario geográfico de la época (George et Verger, 1974) sostenı́a, estrictamente, que el término travertino sólo podı́a aplicarse a materiales calcáreos mientras que el de toba deberı́a destinarse a volcánicos. Los distintos manuales españoles de Geologı́a, Estratigrafı́a, Petrologı́a. . . , publicados en el último tercio del siglo XX, ası́ como numerosos artı́culos solı́an distinguir entre toba y travertino. Ambos términos tenı́an como factor común su origen continental, su naturaleza integrada por carbonato de calcio producto de la desgasificación del CO2 y la presencia de soportes orgánicos vivos, muertos o inertes. El elemento diferenciador era la textura más cavernosa o esponjosa de las tobas y donde su carácter reciente se traducı́a en la deleznabilidad de sus componentes, nada o poco litificados. Por su parte, los travertinos ofrecı́an mayor consistencia al haber sido éstos, en su mayor parte, tobas antiguas cuyos intersticios han sido sellados al rellenarse con calcita (Atabey, 2002). En esta lı́nea, la distinción entre toba y travertino se apoyó durante algún tiempo en el grado de cementación de los carbonatos (Pentecost and Viles, 1994) aunque, entonces, un amplio espectro de expertos hacı́a un uso terminológico indiscriminado creando una notoria confusión: - Muchos de ellos aplicaron con asiduidad el vocablo toba en detrimento de travertino (Iron and Müller, 1968; Carvalho & Romariz, 1973; Pedley, 1987, 1990. . . ). - Por el contrario, otros -franceses (Vaudour, 1982, 1985, 1986a, 1986b, 1988, 1994. . . ), italianos (Soligo et al., 2002; Anzalone et al., 2007), portugueses, alemanes (Frank et al., 2000), suecos 4 1. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS y holandeses (Weijermars, Mulder, Wiegers, 1986), chinos (Lu et al., 2000) y también españoles (Brusi, 1996; Brusi et al., 1997a y 1997b; Gutiérrez Elorza y Sancho, 1997; Sancho et al., 1997; Andreo et al., 1999; Durán et al., 1988a, 1988b; Durán, 1996, entre otros) hicieron prevalecer el empleo del término travertino, desestimando el de toba para aludir a carbonatos de origen kárstico. A destacar los trabajos que diferenciaron dos tipos de travertinos atendiendo a la procedencia y temperatura del agua (Pentecost, 1993, 1995b, 2005; Pentecost and Viles 1994; Viles and Pentecost, 2007): travertinos meteógenos, en los que el CO2 proviene de la atmósfera o del suelo y la temperatura del agua no excede 20 C y travertinos termógenos donde aquel gas tendrı́a un origen fundamentalmente hidrotermal y sus aguas ofrecerı́an valores superiores a 20 C (Pentecost, 2005)2 . De modo especial, hay que citar aquı́ a la mayorı́a de los investigadores norteamericanos, salvo alguna excepción (Evans, 1999), que hacı́an un uso preferencial, entonces y todavı́a en la actualidad, del término travertino para referirse a cualquier tipo de carbonato originado por aguas termales o no (Slack, 1967). Sin embargo, autores de aquella nacionalidad asignaron, a mediados del siglo XX (Dunn, 1953; Scholl and Taft, 1964), toba (tufa) a formas monolı́ticas desarrolladas por aguas más o menos meteóricas en las orillas del hiper salino Mono Lake, en California. Tampoco faltaron investigadores (Gladfelter, 1971; Geurst, 1976a, 1976b y 1976c; Roglic, 1977; Adolphe, 1981 y 1986; Thorpe et al., 1981; Emeis et al, 1987; Ordoñez et al., 1979a, 1987a y 1990; Pentecost and Lord, 1988; Lecolle, 1989; Bakalowicz, 1990; González Martı́n et al., 1987 y 1989a; González Amuchastegui y González, 1989 y 1993; Goudie et al., 1993; Freytet et Plet, 1996; Vaudour, 1997; Cámara et al., 1997; Jansen et al., 1997 y 1999; Baker and Simms, 1998; Gurk et al., 2007; Brusa et al., 2009; Jiménez Perálvarez, 2012) que usaron Toba y/o Travertino dualmente como sinónimos en muchas de sus publicaciones. Este planteamiento es seguido, con relativa asiduidad, por autores que trabajan en territorios donde abundan las acumulaciones constituidas a partir de aguas termales. Suelen aplicar el término travertino de modo genérico, o indistinto, a aquellas rocas carbonatadas sedimentadas cerca de manantiales, rı́os y humedales (Sanders and Friedman, 1967; Valero Garcés et al., 2001; Luque and Juliá, 2007) -excluidas las formadas en el interior de cavernas-3 , sin atender a la naturaleza de las aguas constructoras, ni tampoco a la tipologı́a, abiótica o biótica, de los procesos de desgasificación del CO2 . Por su parte, un importante diccionario geológico anglosajón considera a las tobas como una variedad de travertino esponjoso (Neuendorf et al., 2005). Hace un par de décadas Pedley (1990) discriminó el uso del término toba para aquellos carbonatos precipitados a partir de aguas meteóricas (cool water ) de origen kárstico y, por tanto, especialmente vinculados a las condiciones ambientales. Presentan una fábrica inicialmente porosa debido a la existencia en su seno de abundantes moldes de restos vegetales no faltando micrófitos, como diatomeas, velos algáceos, etc. (Pedley, 2009). Los valores tı́picos de su señal isotópica de δ18 O (PDB) reflejan la relación existente entre sus carbonatos y las aguas meteóricas al encontrarse comprendidos generalmente entre -30 -12 (Gandı́n and Capezzuoli, 2008) -12 -4 (Andrews, 2006)4 mientras que los de δ13 C oscilan entre 11 y 5 (Gandı́n and Capezzuoli, 2008) +2 y -12 (Andrews, 2006). Por el contrario, el término travertino se reservó para los carbonatos, frecuentemente bien estratificados y laminados, cuya génesis se vincula a la actividad de bacterias y cianobacterias, desarrolladas en los sectores proximales de sistemas hidrotermales (Whitten and Brooks, 1972; Riding, 1991; Jones and Renaut, 1996; Guo and Riding, 1994 y 1998; Minissale et al., 2002; Zentmyer et al., 2008; Gandin and Capezzuoli, 2008); ofrecen menor variedad de facies que los sistemas tobáceos en buena parte debido a que sus aguas impiden el crecimiento de macrofitos al ofrecer temperaturas por encima de 20 C (Pentecost, 2005; Pedley, 2009). Con esta procedencia º º º 2 Dentro de las aguas termales se han establecido (Renaut et al., 2002) diferentes categorı́as térmicas: calientes (20º-40ºC); mesotermales (40º-75ºC) e hipotermales (>75ºC). 3 No obstante, algunos trabajos fueron una excepción ya que asignaron toba y travertino a depósitos carbonáticos desarrollados en el interior de las cavidades kársticas (Viles and Goudie, 1990). 4 En esta sı́ntesis no puede faltar referencias a aportaciones españolas llevadas a cabo en determinados cauces del Sistema Ibérico y dedicadas al estudio de los factores medioambientales que controlan las variaciones de los valores de δ18 O y δ13 C en tobas recientes (Vázquez Urbez et al., 2010 y 2011; Osacar et al., 2013...). 5 LAS TOBAS EN ESPAÑA de las aguas y su mayor grado de saturación, su señal isotópica es diferente a las de las tobas: los valores de δ18 O (PDB) fluctúan entre -4 y -30 mientras que los de δ13 C se incluyen entre -2 y +8 (Gandı́n and Capezzuoli, 2008). Tras la publicación de aquel trabajo de Pedley (1990) fueron muchos los autores que decidieron restringir el uso de los vocablos toba y travertino aportando numerosos elementos diferenciales además del origen de sus aguas, de su CO2 y su temperatura (Tabla 1.1). Sin embargo esta diferenciación no resultó del todo aceptable ya que en numerosos lugares, los travertinos termales pasaban lateralmente a acumulaciones tobáceas en tramos distales donde la temperatura del agua desciende hasta valores coincidentes con los ambientales (Lorah and Herman, 1988). Por su parte, otros expertos siguieron utilizando la palabra travertino pero a veces acompañada por un calificativo (freshwater travertine o travertine–limestone) para identificar el origen de las aguas y su carga de CO2 (Dramis et al, 1999; Hammer et al., 2007, etc.). Para finalizar esta cuestión no faltan quienes hacen uso del término toba (tufa) para designar aquellos depósitos carbonatados porosos vinculados a fuentes con aguas termales (entre 50 C y 65 C) sobresaturadas en calcita y sulfato (Bonny and Jones, 2003), o los que identifican con este nombre, o el de hypogean tufa, a acumulaciones, ahora de escasa macroporosidad, localizadas a la entrada, o en el interior, de las cavernas y que se asemejan, en lámina delgada, a las tobas estromatolı́ticas (Borsato et al., 2007; Frisia and Borsato, 2010). A destacar también el hecho de que recientemente autores españoles han adoptado el término anglosajón tufa en trabajos publicados en castellano para los carbonatos tobáceos detectados en un valle de Sierra Nevada (Torres et al., 2009). º º Tabla 1.1: Principales caracterı́sticas distintivas entre toba y travertino (Modificado de Capezzuoli et al., en prensa). PARÁMETRO TOBA TRAVERTINO TERMAL Contenido >6 >7 >0 -1 a +10 HCO-3(mmol/l) δ 13 C (PDB ) Mineralogı́a calcita Calcita, aragonito Tasas de precipitación bajas (mm-cm/año) Alta (cm/año) Fábrica Principalmente poco estratificada Principalmente estratificada-laminadas Tamaño de los cristales Dominantemente cristales de calcita micromicrı́ticos a microesparı́ticos Macro - micrı́ticos Porosidad primaria Generalmente alta (40 %) Generalmente baja (<30 %) Contenido biológico Muy alto (micrófitos-macrofitos) Bajo (bacterias y cianofitas) Cuerpos simétricos (montı́culos, Morfologı́as Cuerpos asimétricos (cascadas, deposicionales barreras. . . ) crestas y desniveles) Principales litofacies Fitohermos Recubrimientos y encamisados Hidrologı́a de los flujos Variable, dependiente de las aguas de Regular, flujos generalmente lluvia y del aporte de los acuı́feros permanentes de aguas profundas Control climático Muy dependiente Poco dependiente Influencia antrópica en Muy alta Escasa Grado de relación Muy alta o a menudo ausente salvo Siempre controla la ubicación de tectónica algunas excepciones este tipo de depósitos la acumulación 2. ANTECEDENTES En la Antigüedad son numerosos los escritores que mencionan la presencia de tobas cerca de manantiales y humedales y que también hacen referencia a las canteras abiertas de piedra tiburtina 6 1. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS (Estrabón)5 , en las proximidades de la ciudad de Roma. Plinio6 y Vitrubio7 fueron los autores que, más explı́citamente, mencionaron la existencia de aguas capaces de “conformar piedras”. Hasta tiempos de la Ilustración apenas se tiene constancia de nuevas descripciones de este tipo de fenómenos. Ası́, algunos expertos franceses sostienen cómo un naturalista de aquel paı́s (De Joubert, 1778) fue uno de los pioneros que hizo uso del vocablo tuff para hacer referencia a una caliza con multitud de petrificaciones vegetales (Blot, 1983 y 1986). En España son numerosos los topónimos donde aparece alguna acepción vinculada a la palabra toba8 y que deben tener un origen medieval9 . Más tarde, pasó a figurar entre los nombres10 de ciertas poblaciones y parajes citados en el Catastro del Marqués de la Ensenada, realizado a mediados del siglo XVIII. Con anterioridad, Ambrosio Morales, en el siglo XVI11 constató la existencia de materiales blanquecinos en las proximidades de Requena (Valencia), precipitados por las aguas de una fuente que corrı́an por un pradillo lleno de heno y en cuyas varillas sutiles se formaban piedras muy duras. Décadas después, en la Submeseta Sur, fueron identificadas algunas fuentes de digna admiración porque eran capaces de engendrar piedra. Fue A. Limón Montero, en 1697, quien hizo alusión a este tipo de manantiales, siguiendo en muchas ocasiones a Ambrosio Morales y a los médicos de distintas localidades españolas. Ası́, en un cerro del ámbito madrileño localizó . . . una fuente de agua dulce que engendra piedra de suerte que los conductos. . . se cierran y tapan en breve tiempo, criándose en ella unas piedras blanquecinas que adoptaban la forma de un racimo de piedra muy vistoso. . . .el cual se formó sobre las yerbas delgadas. En otro manantial, ahora cercano a Brihuega, en la Alcarria de Guadalajara, efectuó una descripción precisa de donde se precipitaban carbonatos: . . . en una fuente, en la falda de un risco, nacen algunos manantiales divididos aunque todos hacen una inundación que será del caudal como de medio cuerpo de un hombre. . . . en los golpeaderos engendran alguna tobilla. Del mismo modo, y casi una centuria después, Guillermo Bowles (1775) describió cómo en el rı́o Gallo, no lejos de Molina de Aragón . . . ai una tierra blanca tan fina y desleı́da por el agua, que incrusta de materia caliza las tierras y plantas que toca, y sin embargo, el agua es clara y limpia. Por aquella época hay que destacar, también, las sagaces observaciones realizadas por Cavanilles (1795-1797) acerca de la precipitación de carbonatos en diferentes parajes del antiguo Reino de Valencia, ası́ como las del real arquitecto -Juan de Villanueva- quien, al proyectar ciertas infraestructuras hidráulicas en Ruidera, constató la existencia de presas naturales que retenı́an cada una de sus lagunas con bancales de piedra caliza (aunque sin mencionar el vocablo toba), constituida por pastas firmes y duras, pero a veces porosa y semejante a la escoria y dócil al pico (Durán Valsero et al., 2009). A finales del siglo XIX, las tobas aparecen mencionadas en las memorias geológicas provinciales, aunque casi siempre con comentarios muy marginales. Entre ellas, sobresalen las descripciones de las provincias de Guadalajara (Castel, 1881) y de Soria (Palacios, 1890). En la primera se señala el carácter de formación muy reciente que tienen, a la vez que se detallan numerosos parajes 5 Al describir las canteras de piedra tiburtina menciona: “A la vista de Roma se encuentran Tibur, Preneste, y Tusculo. Tibur cuenta con un santuario de Heracles y con la famosa cascada que forma el Anio, un rı́o navegable, al caer desde una gran altura en un profundo barranco, llenos de árboles, que llega hasta la misma ciudad. Desde allı́, atraviesa una fértil llanura junto a las canteras de piedra tiburtina y las de Gabios, las de la llamada piedra roja, de suerte que el traslado de los materiales y su posterior transporte en barco resultan sencillos hasta el punto de que la mayorı́a de las obras de Roma están construidas con piedra procedente de allı́”. Estrabon V.3.1 6 Plinio, Libro 2º, CVI, (226) (5) 7 Vitrubio, Libro 2º, capı́tulo 7º “Las canteras”. 8 Hay que señalar que en castellano, la palabra toba hace alusión también al Onopordum acanthium; cardo que puede alcanzar más de 2 m que salpica los secarrales del interior peninsular, por lo que algunos topónimos como “Villatobas” o “El Toboso” en la Mancha toledana, se vinculan a este elemento vegetal. 9 Existen opiniones que sugieren que el término latino toba fue exportado a diferentes territorios europeos, como las Islas Británicas, Francia y Alemania posiblemente con anterioridad al siglo XII (Pentecost and Viles, 1994). 10 Buen ejemplo son los pueblos alojados en el valle de la Tobalina, en Burgos, como son Tobalinilla, Lozares de Tobalina u otros emplazados en la misma provincia como Toba (Thoba), Tobar (Tobhar ), o en Soria Fuentetoba y Jaén (Tobaruela).También en las Respuestas del Catastro de Ensenada perteneciente a la localidad conquense de Beteta se mencionan numerosos parajes con el nombre de Toba y diminutivos de esta voz. 11 Aunque Ambrosio Morales vivió entre 1513-1591, su obra Crónica de la Historia de España, dedicada al Rey Felipe II, se publicó a finales del siglo XVIII. 7 LAS TOBAS EN ESPAÑA tobáceos y la existencia de diques carbonáticos cerrando las lagunas de Somolinos y de Taravilla, comprobándose en la primera su escasa profundidad (12 m) y su fondo plano (Castel, 1881). Poco después, y desde los inicios del siglo XX, algunas manifestaciones tobáceas dejaron de pasar inadvertidas debido a la calidad de los paisajes de su entorno, muchas veces protagonizados por espectaculares cascadas -Monasterio de Piedra y otras- (Fig. 1.1) o por recónditos y enigmáticos humedales (Ruidera) que, en ocasiones, adoptaban una exótica tonalidad azul-turquesa y no estaban exentos de vistosos saltos de agua. Figura 1.1: Cauce del Alto Tajo y cascada del Arroyo del Campillo. Zaorejas.- Guadalajara. Hernández Pacheco, 1929. (En: Fisiografı́a del Solar Hispano, Madrid 1956, 785 pp.). Pronto aquellas reseñas iniciales dieron paso a observaciones más detenidas (Mallada, 1911), siendo las Lagunas de Ruidera (Fig. 1.2 y Fig. 1.3) el paradigma tobáceo más referenciado (Hernández Pacheco, 1929 y 1949; Jessen, 1946; Planchuelo, 1944 y 1954). Pero quizás, una de las aportaciones que contribuirı́a de modo más decisivo a la eclosión de los posteriores estudios fuera un trabajo dedicado a los lagos tobáceos (Saénz Garcı́a, 1954). Surgieron más tarde referencias a la existencia de tobas en otros lugares del paı́s, concretamente, en un dominio insular, como las Islas Baleares, donde se advirtieron depósitos en parajes mallorquines (Obrador y Mercadal, 1969). Enorme difusión tuvieron también dos aportaciones llevadas a cabo en los valles de ciertos tributarios del Alto Tajo (Virgili et Pérez González; 1970; Pérez González y Virgili, 1975) que pasaron a ser cita obligada en las bibliografı́as de todas aquellas hojas del Mapa Geológico 1/50.000 en cuyo territorio se cartografiaron estos depósitos. Desde entonces, varias centenas de trabajos12 han sido dedicados al estudio directo, o indirecto, de los depósitos tobáceos diseminados por los diversos territorios españoles. 3. SEDIMENTACIÓN DE LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS: ACUIFEROS Y AGUAS. TIPOS DE PRECIPITACIÓN Y TASAS DE CRECIMIENTO La acumulación de los dispositivos tobáceos exige el funcionamiento de un complejo conjunto de procesos que se interrelacionan en un marco dialéctico de acción-reacción y donde los factores 12 8 Ver Sı́ntesis Final donde se incluye una prolongada relación de autores y aportaciones. 1. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS geoambientales juegan un papel primordial, aunque no exclusivo13 . También intervienen, entre otros, los condicionantes morfo-estructurales del área donde se emplazan las tobas y los hidrológicos que incluyen las propiedades y naturaleza de los acuı́feros kársticos, ası́ como la descarga de sus flujos de agua. Todos ellos regulan los tipos de precipitación de los carbonatos y sus tasas de crecimiento. Figura 1.2: Laguna Batana y cola de la Laguna Colgada a mediados del siglo XX. Separando sus vasos, vista del paramento de aguas arriba de la barrera tobácea que represaba, casi hasta su coronación, las aguas del primer humedal (Lagunas de Ruidera, Valle del Alto Guadiana). Figura 1.3: Orillas acantiladas asociadas a replanos estromatolı́ticos en una de las Lagunas de Ruidera, a mediados del siglo XX. Valle del Alto Guadiana. 3.1. ACUÍFEROS Y AGUAS La procedencia de los carbonatos conformadores de depósitos tobáceos se vincula, casi siempre, a la naturaleza caliza de unos acuı́feros más o menos inmediatos. No obstante, existen algunas excepciones en las que las tobas se han desarrollado desde reservorios de otra naturaleza. Es el caso de las localizadas en: - Madagascar constituidas a partir de la meteorización de basaltos ricos en calcio y de aguas freáticas con circulación muy lenta (Salomon, 1981); 13 Véase capı́tulo 3 sobre las acumulaciones tobáceas: exigencias geoambientales y distribución espacio-temporal. 9 LAS TOBAS EN ESPAÑA - Sicilia, concretamente en las proximidades del Etna, cuyas tobas holocenas ofrecen un origen semejante (Romano et al., 1987); - Algunos valles de Polonia meridional labrados sobre roquedos no calizos; las tobas recientes emplazadas en su seno han sido formadas por carbonatos procedentes de la decalcificación de acumulaciones loéssicas (Alexandrowicz et Gerlach, 1981). Asimismo, se ha detectado la existencia de depósitos tobáceos alimentados desde acuı́feros fracturados compuestos por rocas metamórficas (Boch et al., 2005). Ası́ pues, los flujos de aguas constructores de tobas provienen, de modo casi exclusivo, de los macizos kársticos y se asocian a aguas meteóricas cuyas temperaturas suelen estar próximas a los 10 C14 con valores de pH ligeramente básicos (7,5 -8,4) y concentraciones de calcio comprendidas entre unos 30 mg L-1 y 60 mg L-1 (Merz Preiß and Riding, 1999; Pentecost and Zhaohui, 2002; Pentecost, 2005). Estos flujos kársticos pueden conocer, a su vez, dos situaciones dialécticas extremas (Kupper, 1979): - aguas con un importante contenido iónico en bicarbonato cálcico y susceptibles de registrar procesos de sobresaturación por motivos fı́sico-quı́micos o bioquı́micos; - aguas de bajo contenido y, por tanto, proclives a un comportamiento agresivo y capaz de efectuar procesos de disolución en los lechos carbonatados sobre los que circulen. Esta dicotomı́a esquemática abarca, indudablemente en muchos ámbitos tobáceos, situaciones intermedias que sólo pueden ser seguidas a través de un estudio continuado de sus contrastadas condiciones estacionales. Por ello, y salvo algunas magnı́ficas excepciones, se dispone de escasas observaciones que permitan un conocimiento riguroso de las variaciones temporales de los parámetros ası́ como de la mineralización de los flujos constructores de toba. º 3.2. TIPOS DE PRECIPITACIÓN: FÍSICO-QUÍMICA Y BIOQUÍMICA Tradicionalmente, se ha invocado la existencia combinada de dos variedades de precipitación en el origen de los carbonatos tobáceos: de tipo fı́sico-quı́mico y de naturaleza bioquı́mica, señalándose hace ya tiempo la dificultad que tenı́a delimitar el papel de cada una de ellas en aquel proceso sedimentario (Slack, 1967). En la primera, la precipitación del carbonato cálcico serı́a una consecuencia de la desgasificación del CO2 en las aguas meteóricas, cuya presión parcial es varias decenas de veces mayor que el incluido en las capas bajas atmosféricas (Lorah and Herman, 1988); esta pérdida de CO2 estarı́a motivada por la existencia de procesos de turbulencia, por la propia disipación de este gas al pie de las surgencias o debido a cambios en la temperatura de los flujos. De igual modo, la evaporación, al incrementar la concentración iónica de carbonatos y calcio, es un proceso capaz de precipitar abióticamente, sobre todo en aquellos lugares dominados por las altas temperaturas o por una intensa insolación (Gandin and Capezzuoli, 2008). A destacar también el efecto de ión común, sugerido por ciertos autores (Nicod, 1986a; Ordóñez et al., 1986a; Bakalowicz, 1988a; Vaudour, 1988; Meléndez et al., 1996; Sancho et al., 1997; Andreo et al., 1999;. . . ), invocado especialmente para flujos de agua con tenencias notables de SO4 2- que al incrementar el contenido de Ca2+ elevan su potencial de precipitación. En la precipitación bioquı́mica, la pérdida de CO2 se vincuları́a a las exigencias fotosintéticas de todos aquellos organismos15 , macrófitos (briofitas, herbáceas. . . ) y micrófitos –algas verdes, cianobacterias, bacterias, diatomeas, etc.- alojados en los biofilms que colonizan las aguas. Tanto unos como otros, pero sobre todo los micrófitos, juegan un papel clave en la nucleación de la calcita y en la porosidad primaria que ofrezca el material tobáceo. Ha sido tema de debate, que se mantiene desde hace bastante tiempos, el papel desempeñado por ambas clases de precipitación en la formación de las tobas. A mediados del siglo pasado, y durante 14 Quizás las temperaturas más bajas, medidas en flujos constructores de toba, se aproximen a los 0ºC en el ámbito Dinárico (Horvantincic et al., 2003). 15 Diferentes dispositivos colonizan y conviven en los medios acuosos donde se precipitan tobas. Entre ellos destacan Pentecost (2005): procariotas (bacterias con funcionamiento fotosintético o sin él); eucariotas (algas incluyendo clorofitas y diatomeas); hongos y lı́quenes; briofitas y plantas vasculares. 10 1. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS años posteriores, la escasez de datos experimentales auspició que muchos autores concediesen una enorme transcendencia a la precipitación de carbonatos inducida por la simple evaporación (Saénz Garcı́a, 1954)16 o por factores metabólicos desarrollados por organismos con actividad fotosintética. Ası́ aparecieron diversos conceptos como toba bioconstruida, facies biogénicas, biosedimentación fluvial y lacustre, etc. (Vaudour, 1997); biolitogénesis (Casanova, 1981a; Weisrock, 1986) o biocristalogénesis (Adolphe, 1986). Sin embargo, sucesivas aportaciones parecen inclinarse por el peso de la precipitación inorgánica en el origen y desarrollo de numerosas acumulaciones tobáceas, aunque advirtiéndose su control por causas muy diversas. Ası́ en algún trabajo, ya antiguo, se describió la precipitación de carbonatos tobáceos en tramos fluviales sin ningún tipo de soporte vegetal (Slack, 1967). Posteriormente, nuevos datos advirtieron cómo la precipitación de carbonatos con un origen fotosintético era mı́nima (6 %-12 %) sobre ciertos musgos como Palustriella commutata y Eucladium verticillatum, y que la provocada por efectos de la evaporación también era muy reducida (entre 10 % y 20 %): del resto era responsable la desgasificación fı́sico-quı́mica (Pentecost, 1996). Aquellas observaciones fueron apoyadas por otras que establecieron que en flujos rápidos, la desgasificación del CO2 inorgánico era la principal causa de su supersaturación (Kano et al., 2003; Kawai et al., 2006. . . ..) frente al insignificante papel de la fotosı́ntesis y de la temperatura (Lorah and Herman, 1988; Merz-Preiß and Riding, 1999; Chen et al., 2004. . . .). En esta misma dirección se incluyen los recientes datos obtenidos en pequeños cauces prealpinos (1-2 m de anchura y algunos decı́metros de profundidad) que apenas soportan vegetación higrófila (Brusa and Cerabolini, 2009) o en los del Sistema Ibérico (Vázquez Urbez et al., 2004 y 2010; Osácar et al., 2013). No obstante, la actividad biológica parece jugar un papel más eficaz en la precipitación de la calcita en aquellas aguas que discurren lentamente y, por tanto, la desgasificación fı́sico-quı́mica del CO2 es baja (Chen et al., 2004). Sin embargo, numerosos investigadores (Pentecost, 1998; Ford and Pedley, 1996; Pedley et al., 2009; Arp et al., 2001 y 2010. . . ) contemplaron la acción combinada de ambas precipitaciones –abiótica y biótica- en la conformación de los carbonatos, incluso alguno de ellos observó, en cauces del sur de Italia, cómo en sus lechos no se producı́a precipitación cuando los biofilms estaban ausentes (Manzo et al., 2012). 3.3. TASAS DE PRECIPITACIÓN Una de las preocupaciones más comunes en los trabajos dedicados al conocimiento de las tobas se ha dirigido al estudio de su rápido crecimiento. Un primer ensayo fue llevado a cabo por Viles y Goudie (1990) quienes analizaron más de una decena de parajes, sobre todo europeos, en los que se hizo una estimación de los desarrollos de tobas y travertinos termales, sin establecer diferencias entre ellos y sin correlacionar los valores de las tasas de crecimiento con los distintos tipos de facies. Desde hacı́a tiempo se habı́a comprobado cómo determinadas facies tobáceas, especialmente de naturaleza briofı́tica, tenı́an un progreso muy notable mientras que otras ofrecı́an valoraciones muy moderadas. No obstante, aquellos análisis se apoyaron, con frecuencia, en observaciones muy generalistas, salvo ciertas excepciones protagonizadas por una rigurosa monitorización a lo largo de meses (Slack, 1967; Chafetz et al., 1991; Manzo et al., 2012) o varios años (Matsuoka et al., 2001; Ihlenfeld et al., 2003; Kano et al., 2003; Kawai et al., 2006; Vázquez Urbez et al., 2010; Arenas et al., 2012a; Osácar et al., 2013). Hay que constatar entre las primeras el hecho de que muchas de ellas, además de lo aproximado de los valores de sus pautas de crecimiento, no mencionan, como ya se comentó arriba, el tipo de facies objeto de control. Estas estimaciones suelen expresarse en milı́metros de crecimiento anual (Tabla 1.2) y, también más recientemente, estacional. A este respecto sobresalen los datos obtenidos en el magnı́fico 16 En este interesante trabajo se cita textualmente ..Si al aire libre y por efecto de cualquier cascada o rápido, salpican el roquedo o la masa vegetal, una vez evaporada la impregnación a la que pueden dar lugar, aparece una pelı́cula extraordinariamente tenue que recubre el terreno, a la planta o al objeto que se interponga, pero, repetido el efecto una y otra vez, tal pelı́cula es capaz de adquirir un grosor considerable, llegando a envolver de concreción el obstáculo interpuesto. 11 LAS TOBAS EN ESPAÑA laboratorio natural del Monasterio de Piedra -Zaragoza- (Arenas et al., 2012a), donde las acumulaciones tobáceas ofrecen un desarrollo estacional contrastado ya que las tasas de crecimiento, en distintas facies carbonáticas (estromatolitos, limos y barros tobáceos no laminados, dispositivos de musgo. . . .), alcanzan valores (5,26 mm) dobles durante las etapas cálidas -primavera y veranoque los registrados (2,26 mm) durante las frı́as -otoño e invierno- (Vázquez Urbez et al., 2004 y 2010; Osácar et al., 2013). Tampoco faltan ciertos ensayos que calcularon las apreciaciones en g/cm2 año-1 o kg/m2 año-1 como los efectuados, también, en el citado Monasterio 0,86 g/cm2 - 0,13 g/cm2- (Vázquez Urbez et al., 2010), o los llevados a cabo experimentalmente en formas domáticas del australiano Lago Eyre que registraron valores comprendidos entre 0,15-1,6 kg/m2 año-1 (Keppel et al., 2011). Regionalmente se han considerado precipitaciones de carbonatos tobáceos en toneladas/año, bien en el fondo de valles como Plitvice -10.000 T a-1 - (Emeis et al., 1987) o al pie de manantiales -12,6 T a-1 - del sur de Alemania (Usdowski et al., 1979). En Ruidera, las estimaciones se han efectuado en m3 /año -15.000 m3 /año- (Ordoñez y Felipe, 1988). Tabla 1.2: Tasas de precipitación actual en diversos ámbitos kársticos. TASAS DE TIPO DE FACIES/ SEDIMENTACIÓN MORFOTIPO PARAJE REFERENCIA 1-9 mm a-1 Varios Diversos parajes del Pentecost, 1987 1-5 mm a-1 Barreras, lagunas, lechos Huanlong. Meseta de fluviales Sichuan. China 4,15 mm a-1 Pequeños saltos de agua Tobas intertropicales. Australia Gillieson, 1997 10 mm a-1 Facies de musgos/Edificio Lagos de Plitvice Emeis et al., 1987 de Barrera Croacia Facies de musgos/Edificio Valle del rı́o Tajuña de Surgencia Alcarria.- España Facies de musgos Monasterio de Piedra Reino Unido 30-40 mm a -1 Valores medios de 33 mm a-1 40 mm a -1 42 mm a-1 Liu et al., 1995 Drysdale and Ordoñez et al., 1979 Vázquez Urbez et al., 2004 y 2010 - Facies de musgos/Edificio Parameras Alto Tajo. Weijemars et al., de Surgencia Checa. España 1986. La calcificación, a escala milimétrica, de láminas algáceas de diferentes caracterı́sticas (color, tamaño de los cristales, etc.) y superpuestas unas encima de otras, permite evaluar la relativa rapidez de la sedimentación en los momentos actuales en este tipo de dispositivos carbonáticos. Destaca en la citada superposición, la existencia de láminas con tonalidades oscuras y de otras más claras reflejo de unos cambios estacionales que incluyen variaciones biológicas, de insolación y de caudal (Caudwell et al., 2001; Matsouka et al., 2001; Andrews and Brasier, 2005; Vázquez Urbez et al., 2010. . . .), aunque con algunas particularidades de excepción (Manzo et al., 2012). Ası́, se han establecido crecimientos de: 1 a varios mm a-1 en la Francia atlántica (Freytet, 1990); 1,5 mm a-1 (en 10 meses) en algunos arroyos alemanes (Arp et al., 2001); 2 mm a-1 en Bélgica (Geurst, 1976a y 1976b); 2-3 mm a-1 en Provenza (Casanova, 1981b) y de 2,5 mm a-1 (Weisrock, 1981) a 4 mm a-1 , en Marruecos (Muxart, 1981); valores bastante elevados (5-10 mm a-1 ) fueron estimados en carbonatos algáceos desarrollados en pequeños lechos fluviales (14 L/s) de las Montañas Blancas, en el desierto oriental californiano (Slack, 1967). Sin embargo, hoy, los valores medios de crecimiento más sobresalientes (Tabla 1.2) se vinculan a construcciones tobáceas desarrolladas sobre musgos calcı́colas al pie de surgencias kársticas con flujos continuos de agua en los valles del Tajuña (30-40 mm a-1 ) (Ordoñez y González, 1979) y del Alto Tajo (140 mm a-1 ) (Weijermars et al, 1986); en el primero, sobre facies constituidas por Cratonerum commutatum y Eucladium verticillatum y en el segundo por Bryum pseudotriquetrum 12 1. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS (40-140 mm a-1 ), Cratoneuron commutatum (30-110 mm a-1 ) y Catoscopium nigritum (10-30 mm a-1 ). En el Monasterio de Piedra, el crecimiento de tobas de musgo fue evaluado, mediante el método de agujas, en unos 33 mm a-1 fluctuando los valores máximos y mı́nimos entre 41 mm a-1 y 22 mm a-1 (Vázquez Urbez et al., 2004). Los valores de crecimiento (10 mm a-1 ) descienden un 75 % en las facies propias de un geotopo diferente como son las barreras de los Lagos de Plitvice; también en los saltos de agua de otros dominios latitudinales (4,15 mm a-1 ) como los intertropicales (Drysdale and Gillieson, 1997). Estos datos permiten, desde una perspectiva actualista, por un lado, la adecuada adopción de medidas conservacionistas y correctivas de impactos en medios tobáceos y por otro, comprender mejor el significado de los valores de crecimientos pretéritos (Tabla 1.3). No obstante, cuando se trate de prolongados lapsos de tiempo hay que considerar la posible existencia de episodios erosivos: las mismas aguas que precipitaron las tobas pasaron a destruirlas cuando se alteraron determinadas condiciones ambientales (Fuller et al., 2011). Tabla 1.3: Tasas de precipitación pretérita (Pleistoceno y/o Holoceno) en diversos ámbitos kársticos. TASAS DE SE- TIPO DE FACIES/ DIMENTACIÓN MORFOTIPO PARAJE REFERENCIA 1 mm a-1 Tobas fondo de valle Tobas holocenas (Subboreal) Geurst, 1976a y 1976b 2,3 mm a-1 Tobas fondo de valle Tobas holocenas. Valle del rı́o Molinar. Cuenca del Ebro. España y Serrano, 2007 4-5 mm a-1 Tobas fondo de valle Tobas holocenas. Valle del rı́o Peña et al., 2000. 6 mm a-1 Tobas fondo de valle Tobas holocenas (Atlántico). Bélgica González Amuchastegui Mijares. España Geurst, 1976a y 1976b Bélgica 12 mm a-1 Tobas fondo de valle Tobas holocenas (Preboreal). Geurst, 1976a y 1976b Bélgica 26 mm a-1 Tobas fondo de valle Tobas holocenas (Boreal). Bélgica Geurst, 1976a y 1976b 0,8 mm a-1 Tobas fondo de valle Tobas pleistocenas. Valle del rı́o Peña et al., 2000 Mijares. España 4. LOS DEPÓSITOS DE TOBA: CONTEXTOS GEOMORFOLÓGICOS Los depósitos tobáceos, además de su enorme valor paleoambiental y geocronológico, revisten un elevado interés geomorfológico que se incrementa si sus carbonatos pasan lateralmente, o se interestratifican entre los sedimentos de otras formaciones superficiales: entonces permiten abordar la evolución regional de los ámbitos geográficos en los que se emplazan suministrando información sobre: su evolución kárstica, su comportamiento tectónico y los procesos de agradación o de incisión de sus redes fluviales. De igual modo, existe otro hecho de notable trascendencia: a pesar de su inicial fragilidad frente a la erosión, las formaciones tobáceas pueden conocer eficaces procesos de diagenetización que pueden dotarlas de una compacta litificación, capaz de resistir con eficacia los embates erosivos desencadenados tras su sedimentación. Ası́, las tobas, al igual que los travertinos termales, pueden estar afectadas, sobre todo si su edad pleistocena es notable, por fenómenos postdeposicionales como la cementación diagenética y la karstificación. La consecuencia de este fenómeno determina, a veces, que consistentes dispositivos tobáceos, con ciertas dimensiones, se conserven como los únicos testigos morfológicos en muchas áreas donde la erosión diferencial ha desmantelado otras formaciones cuaternarias con menor grado de perdurabilidad (o, incluso, los vulnerables sustratos –yeso, arcillas, etc.- sobre los que se asientan), eliminado su registro en la evolución geomorfológica regional. Este hecho se ratifica bien en España al disponerse de numerosos ejemplos donde las 13 LAS TOBAS EN ESPAÑA tobas constituyen los vestigios pleistocenos más antiguos: unas veces, como auténticos mogotes en el interior de los valles; otras coronando cerros troncocónicos asimilados a verdaderos relieves invertidos, como acontece en numerosos valles ibéricos (Agudo et al., 1993; Ordoñez et al., 1987a ...) y de otras regiones (Durán, 1996; Delannoy et al., 1993; Arana, 2007); tampoco faltan parajes en los que los materiales tobáceos han protegido en su seno diversos tipos de acumulaciones, de gran importancia morfogenética y con bajo potencial de preservación –como coluviones o aluviones-, que habrı́an desaparecido si no hubiera existido una previa fosilización carbonática. 4.1. LAS TOBAS Y SU ENTORNO GEOMORFOLÓGICO REGIONAL Entre las aptitudes que derivan del estudio de las acumulaciones tobáceas y su contraste con los escenarios geomorfológicos donde se insertan, cabe destacar: 4.1.1. CORRELACIÓN GENÉTICA CON LAS MORFOLOGÍAS KÁRSTICAS Las relaciones genéticas entre morfologı́as kársticas y las acumulaciones tobáceas han sido reconocidas incontestablemente en múltiples trabajos y por numerosos expertos. Especialmente en diferentes ámbitos no sólo mediterráneos –Francia, Italia Turquı́a, Chipre, etc.- (Vaumas, 1967; Nicod, 1972; Magnin et al., 1991; Vaudour, 1982 y 1985; Manzo et al., 2012. . . ) y del norte de África (Martı́n, 1981; Weisrock, 1985; Weisrock et al., 1986), sino también intertropicales (Jolly and Tickell, 2011) y alpinos (Chardon, 1992), pudiéndose vincular el origen de los carbonatos tobáceos con los procesos de disolución desarrollados sobre las morfologı́as exokársticas modeladas en un entorno más o menos próximo. En España, ejemplos de esta asociación han sido contemplados, desde hace tiempo y en diversas regiones. Es el caso de Andalucı́a donde se estableció la relación existente entre ciertas tobas villafranquienses y el poljé de Zafarraya (Lhénaff, 1968), ası́ como de otras cuaternarias asociadas a manifestaciones exokársticas y endokársticas (Cruz San Julián, 1981; Dı́az del Olmo y Delannoy, 1989; Dı́az del Olmo et al., 1992; Delannoy, 1992; Baena et al., 1993; Durán, 1996; Martı́n Algarra et al., 2003, ...). Idénticos vı́nculos fueron detectados en formaciones tobáceas del NE (Martı́nez Tudela et al., 1986) y del centro peninsular (Ordoñez and Garcı́a del Cura, 1983), ası́ como en el Sistema Ibérico donde numerosas acumulaciones tobáceas han sido alimentadas a partir de los carbonatos liberados en morfologı́as kársticas del entorno (Peña et al., 1984; Agudo et al., 1993; González Amuchastegui, 1993a; Sancho et al., 1997; Peña et al., 2000. . . ). Más al sur, se ha identificado la misma coalición genética entre las tobas desarrolladas al pie de importantes surgencias –Los Chorros, La Toba, etc.- y el extenso modelado kárstico que domina las alturas del Calar del Mundo (López Bermúdez, 1974; López Bermúdez y López Limia, 1989). En otras ocasiones, las acumulaciones tobáceas se emplazan estrictamente en el interior de morfologı́as kársticas como sucede en ciertas depresiones de la Serranı́a de Cuenca (Alonso et al., 1987) o en el interior de algún paleocañón labrado en los relieves béticos de Sierra Prieta (Delannoy et al., 1989a), etc. A su vez, las acumulaciones tobáceas, sobre todo si revisten cierta antigüedad pleistocena, pueden ofrecer importantes sı́ntomas de disolución en sus estructuras carbonatadas que llegan a tallar ciertas morfologı́as exokarsticas y conductos endokársticos. Uno de los ejemplos más notorios coincide con las dolinas y cavernas (de hasta 100 m de longitud), modeladas sobre las terrazas tobáceas de un ámbito eslovaco (Mitter, 1981). En Antalya abundan las cavidades kársticas desarrolladas en la masa tobácea que sirve de sustrato a los barrios de esta ciudad turca lo que ocasiona, con relativa frecuencia, colapsos que afectan a sus edificios (Dipova and Doyuran, 2006a). En España sobresalen, entre otros ejemplos, los numerosos conductos subterráneos que avenan el gran edificio del Puente de San Pedro, en el Alto Tajo: adosados a sus paredes se desarrollaron notables espeleotemas que fueron objeto de análisis isotópicos siendo añadidos a los realizados en el seno tobáceo (Hentzsch et al., 1987; López Vera, 1989; López Vera y Martı́nez Goytre, 1988 y 1989). 14 1. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS 4.1.2. ASOCIACIÓN LATERAL Y VERTICAL CON OTROS DEPÓSITOS CUATERNARIOS Con notable asiduidad, las acumulaciones tobáceas se asocian lateralmente o se interestratifican con otras formaciones geomorfológicas componiendo secuencias más o menos complejas y posibilitando la datación de estas unidades, generalmente de naturaleza detrı́tica. Ası́ acontece en ciertas regiones volcánicas, como el macizo alemán de Eifel, donde las tobas de un interglaciar del Pleistoceno medio pasan lateralmente a cenizas que incluyen artefactos paleolı́ticos (Brunnacker et al., 1982). Todavı́a con mayor frecuencia, las tobas se insertan en secuencias verticales variadas en las que distintas facies carbonaticas alternan con niveles pretéritos constituidos por sedimentos muy diversos. A modo de sı́ntesis, las acumulaciones tobáceas se disponen en el muro, en el techo o se interestratifican en secuencias donde se advierten: Depósitos glaciares, como en el famoso Puente del Inca en Argentina (Ford and Pedley, 1996) o en las montañas centroasiáticas (Lu et al., 2004); materiales detrı́ticos asimilados a terrazas kame, en el Tirol (Boch et al., 2005); depósitos proglaciares en el Jura (Sbai, 1997) o gravas y arenas silı́ceas de origen glacio-fluvial, en Gran Bretaña (Preece and Robinson, 1982; Preece et al., 1986). Sedimentos pertenecientes a terrazas fluviales y abanicos aluviales situados en diferentes regiones del planeta, tanto en rı́os europeos (Alexandrowicz et Gerlach, 1981; Lebret et Bignont, 1989; Guendon et al., 1997a; etc.) como en otros continentes – Próximo Oriente- (Vaudour et al., 1997), incluidos los montañosos (Zentmyer et al., 2008). Coluviones crioclásticos desarrollados bajo ambiente periglaciar en las laderas de ciertos relieves de los Prealpes (Baena Escudero et al., 1997a); Costras en ciertos ouads norteafricanos en el macizo de Bai-Iznassen (Merzhab et al., 1998), o en el valle de Tizi Namer (Chaker et Laouina, 1998). ´ Dispositivos eólicos, como loess, o sus manifestaciones interglaciares (Lecolle, 1989) asociadas a niveles de turba (cuencas del Somme y del Sena). Conjuntos sedimentarios complejos integrados por arenas eólicas y/o coluviones, pertenecientes a diversos momentos cuaternarios (Ambert, 1997). Paleosuelos (Schulte et al., 2008). Depósitos litorales, como el Golfo de Corinto –Cabo Heraion- (Grecia), donde biohermos lacustres yacen bajo margas y bioclastos marinos del Pleistoceno medio (Kershaw and Guo, 2006; Andrews et al., 2007). Lavas volcánicas, en Israel (Heimann and Sass, 1989). Brechas de origen tectónico vinculadas a una posible reactivación de fallas que podrı́a suponer un cierto aporte de CO2 de origen profundo (Bakalowicz, 1990). Sedimentos con niveles arqueológicos como acontece en niveles del Pleistoceno medio-superior de los bordes del desierto del Neguev (Schwarcz, 1980) o en horizontes de ocupación musteriense en el entorno de Bañolas (Bischoff et al., 1988; Allue et al., 1997; ...). En la Penı́nsula Ibérica, estas sucesiones son también relativamente frecuentes ya que estructuras tobáceas fosilizan, o se entremezclan, con sedimentos de diversa ı́ndole y, en ocasiones, generados en etapas climáticas bien diferentes a los ambientes que presidieron la formación de aquellos carbonatos. Entre ellos sobresalen los depósitos coluvionares, de origen crioclástico, presentes en multitud de parajes del centro peninsular donde unas veces recubren y otras son recubiertos, por acumulaciones de toba. Especial representatividad tienen estas manifestaciones en los valles del Sistema 15 LAS TOBAS EN ESPAÑA Ibérico: Alto Ebro (González Amuchastegui y Serrano, 2000, 2005, 2007 y 2010), Jalón (Gutiérrez y Sancho, 1997), Alto Tajo (González Amuchastegui y González, 1989, 1993 y 1997; Guerrero y González, 2000); Serranı́a de Cuenca (Alonso et al., 1987); Sierra de Albarracı́n (Peña et al., 1994) y cabecera del rı́o Mijares (Sancho et al., 1997; Peña et al., 2000), ası́ como en ciertas comarcas de su entorno -Alcarria- (González Martı́n, 1986; González Martin et al., 1989; Pedley et al., 2003). Tampoco faltan más al sur, en el Campo de Montiel, cabecera del rio Guadiana (González Martı́n et al., 1987 y 2004); en el valle medio del Júcar (Fernández Fernández et al., 2000) o en las laderas del Prebético (Garcı́a del Cura et al., 1996; González Martı́n et al., 2000 y Fidalgo, 2011) y en ciertos valles andaluces (Baena et al., 1993; Dı́az del Olmo et al., 1994; ...). Sin embargo, el binomio toba/acumulación detrı́tica adquiere su mayor representación en el ámbito de los acumulaciones fluviales, como se describirá en el capı́tulo siguiente en el apartado dedicado a los morfotı́pos fluviales. En efecto, multitud de lugares ofrecen secuencias, tanto pleistocenas como holocenas, que incluyen esta dualidad, a veces repetida en la vertical donde diversas facies tobáceas se interestratifican y/o pasan lateralmente a acumulaciones de gravas, arenas y limos aluviales. 4.1.3. EVOLUCIÓN TECTÓNICA Y COMPORTAMIENTO DE LAS REDES FLUVIALES La dependencia estrecha existente entre los travertinos de origen termal y los contextos morfotectónicos, más o menos activos, fue indicada hace ya cierto tiempo (Gauthier et Hindenmeyer, 1953) y ha vuelto a ser destacada en las últimas décadas (Ford and Pedley, 1996; Hancock et al., 1999), al cartografiarse numerosos conjuntos termales cerca de importantes dispositivos fallados en diversas regiones. De aquı́ que se haya creado el neologismo anglosajón travitonics para abordar el marco de interacción que aglutina a travertinos con la actividad tectónica reciente (Handcocok et al., 1999). Ası́, la interacción del trinomio fracturas/aguas termales/travertino ha sido reconocida en múltiples montañas, sobre todo sometidas a movimientos neotectónicos (Altunel, 2005; Gandin and Cappezzuoli 2008), con frecuencia de naturaleza extensional. Entre ellas: los relieves alpinos colgados sobre las Bocas del Ródano (Bakalowicz, 1990); diversos ámbitos italianos, como el área de Tivoli (Facena et al., 2008) o el sector septentrional de los Apeninos (Brogi, 2004; Brogi et al., 2005); los visitados travertinos de Pamukkale (Altunel and Handcock 1983 y 1993) y en otros menos conocidos de la penı́nsula anatólica (Atabey, 2002; Haluk and Yanik, 2009); los emplazados en el rift de Corinto-Patras (Flotté et al., 2001) o en los relieves no lejanos del Kalidromo en cuyo flanco, asomado al Mar Egeo, se localizan las históricas Termopilas y sus dispositivos travertı́nicos (González Martı́n et al., 2013a). otros ámbitos con semejantes manifestaciones se localizan en el Anti-Atlas (Marruecos), a cuyo pie se localizan los travertinos de la cuenca del rı́o Dadès (Akdim, 1986); el Tibet (Zentmyer et al., 2008); las montañas de Yunnan (Liu et al., 2010), el Gran Cañón del Colorado (Crossey et al., 2006), el Parque Nacional de Yelowstone (Fouke et al., 2000), etc. En España abundan también los travertinos de origen termal. Entre ellos destacan los ubicados en el ámbito pirenaico y, sobre todo, bético donde son numerosos (Anadón et al., 1995; Delgado Castilla, 1997, 1999 y 2009; Sanz de Galdeano et al., 2008; Garcı́a del Cura et al., 2008 y 2012a; Prado-Pérez et al., 2010 y 2013; Garcı́a Aguilar et al., 2013; . . . ) o los emplazados en ciertos valles catalanes, como el del Llobregat, vinculados a la actividad tectónica registrada en el contexto entre las Cordilleras Costero-Catalanas y la Cuenca del Ebro (Luque and Juliá, 2007). De igual modo, con semejante frecuencia, las tobas derivadas de aguas meteóricas se emplazan al pie de dispositivos fracturados; hasta el punto que, desde el punto de vista genético, se ha advertido, también, una cierta relación causa-efecto entre fases de actividad neotectónica y etapas de 16 1. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS construcción tobácea al ser aquellas responsables de la localización de las surgencias y, con ello, de la sedimentación carbonática asociada. Por ello, incontables conjuntos tobáceos se adosan a lı́neas de fallas donde, además, la actividad tectónica registrada durante diversas fases del Pleistoceno, ha deformado sus estructuras, modificado el trazado de los flujos de agua, o ha incrementado bruscamente las pendientes de los sistemas tobáceos. Ello ha motivado su uso como vehı́culo metodológico para conocer la evolución sismo-tectónica de numerosos territorios (Julian et Martin, 1981; Arlhac et al., 1988 y 1994; Altunel and Hancock, 1993; Chaker et Laouina, 1998; Martı́nez Dı́az y Hernández Enrile, 2001; Soligo et al., 2002; Comerci et al., 2003; Garcı́a et al., 2003; Dipova and Doyuran, 2006a), o para establecer las tasas de levantamiento vertical que han conocido determinadas regiones (Delannoy et al., 1989; Guendon et al., 1997b; ...). Buenos ejemplos lo suministra el sistema de fracturas que afecta a una generación biohérmica de naturaleza lacustre (Kershaw and Guo, 1996), o a dos (Andrews et al., 2007), emplazada/s en los confines occidentales de la penı́nsula de Pechora y desarrollada/s en momentos del Pleistoceno medio cuando el Golfo de Corinto era un lago; su posición alzada a varias decenas de metros sobre el nivel del mar ha permitido evaluar levantamientos isostáticos próximos a 0,3 mm a-1 (Kershaw and Guo, 1996). Tasas de alzamiento semejantes, entre 0,3 y 0,7 mm a-1 se han establecido en el corredor alpujárride desde el Pleistoceno medio a la actualidad (Garcı́a et al., 2003) o incluso superiores (1,4 mm a-1 )(Schulte et al., 2008). Tampoco faltan ejemplos de cómo la actividad tectónica puede ser responsable de la disfuncionalidad de ciertos edificios al desencadenar procesos de incisión (Heimann and Sass, 1989) u otros de diferente naturaleza –colapsos, hundimientos- (Pareyn et Salimeh, 1990). En España, la correlación entre la deposición de tobas y los factores neotectónicos ha sido señalada con cierta asiduidad en numerosos valles pertenecientes a distintos dominios peninsulares. Entre ellos, los modelados en los roquedos de la Cordillera Ibérica: Jiloca (Gracia y Cuchi, 1993); Guadalaviar (Sancho et al., 1997) y Mijares donde los movimientos más recientes (Pleistoceno superior – Holoceno) serı́an responsables de los notables espesores ofrecidas por las tobas en el fondo de su cañón (Peña et al., 2000). También en distintos dominios béticos: Sierra de Alcaraz (González Martı́n et al., 2000a y Fidalgo, 2011), cuenca de Cordobilla (Rodrı́guez Pascua et al., 2008, 2009 y 2012) y otras más o menos próximas –Mula- (Rodrı́guez Estrella y Navarro Hervás, 2001). Otro aspecto geomorfológico de interés se orienta hacia el conocimiento de los procesos de agradación o incisión de los cauces y redes hidrográficas, objeto de indudable atracción geomorfológica desde hace algún tiempo (Tebbens et al., 1999; Maddy et al., 2000; Van der Ver and Van Hoft, 2001. . . ) y donde la presencia de dispositivos tobáceos puede contribuir a un conocimiento más preciso. Sus desarrollos fluviales siempre son controladas por las tendencias tectónicas hacia el alzamiento o el hundimiento, ası́ como por procesos inducidos por las fluctuaciones climáticas. Además, la posible datación de las tobas permite abordar, con cierto éxito, el estudio de las tasas de acumulación o de encajamiento aluvial, protagonizadas por los lechos a lo largo de su historia cuaternaria. Todavı́a no son muchos los datos disponibles y el contraste de sus valores no deja de plantear problemas al haber sido obtenidos en ámbitos morfotectónicos muy distintos. Entre algunos de ellos destacan los siguientes parámetros de encajamiento fluvial, algunos establecidos en ciertos valles españoles: 1,6 mm a-1 sobre travertinos termales en el borde meridional de la plataforma tibetana (Zentmyer et al., 2008). Entre 4 y 8,7 mm a-1 en el área de Cañete la Real, en Andalucı́a (Cruz Sanjulián, 1981). Entre 3 mm a-1 y 7 mm a-1 en el valle del Mijares, en el borde oriental de la Cordillera Ibérica, y para distintos momentos del Cuaternario (Peña et al., 1997). Aproximadamente de 0,4 mm a-1 en el valle del Júcar, en la provincia de Albacete, durante los últimos 200.000 años (Fernández Fernández et al., 2000). 17 LAS TOBAS EN ESPAÑA Otras consideraciones acerca de la incisión fluvial han sido obtenidas a partir del estudio de las formaciones tobáceas de la cuenca francesa del rı́o Allier (Veldkamp et al., 2004) a lo largo de una prolongada evolución de unos 200.000 años. Los datos referidos a las tasas de agradación, con dominancia de materiales tobáceos, no abundan. Como excepción podrı́an señalarse algunos ejemplos europeos -Valle del Alto Korana- cuyo fondo, en Plitvice, está colmatado por más de 20 m de carbonatos fluvio-lacustres acumulados desde los “tiempos postglaciares” (Emeis, 1987). Tasas de este parámetro han sido estimadas, también, en algunos valles de la Penı́nsula Ibérica. Entre ellos sobresale: el entorno de la Laguna de Añavieja, donde los espesores holocenos se aproximan a los 20 m (Arenas et al., 2010a; Pérez et al., 2010 y Luzón et al., 2011); o en el ámbito de las Lagunas de Ruidera donde las tobas sobrepasan los 40 m, e incluso superan el medio centenar, en ciertos tramos del Alto Guadiana (Pedley et al., 1996; González Martı́n et al., 2004; Ordoñez et al., 2005). En tobas pleistocenas se han detectado espesores muy sobresalientes en algunos corredores fluviales del Sistema Ibérico como en el de Añamaza, 70 m (Arenas et al., 2012b). En valles béticos se ha responsabilizado a los factores tectónicos de los procesos de agradación/incisión de las redes fluviales siendo marginal la influencia de los fenómenos climáticos en el comportamiento de aquellas tendencias (Garcı́a et al., 2003). CONSIDERACIONES FINALES Toba y travertino son términos que han sido aplicados en el último siglo como conceptos ambiguos: unas veces como sinónimos y otras de modo restrictivo para aludir a formaciones carbonatadas de diferente origen –metéorico/termal-, grado de porosidad y litificación, etc. En este libro, dedicado a las tobas en España y a sintetizar sus principales caracterı́sticas geomorfológicas, se utilizará mayoritariamente su acepción como depósitos originados por aguas de origen meteórico. Ası́ pues, en un sentido genérico, estas acumulaciones carbonáticas, ricas en improntas vegetales, y no exclusivas de sustratos kársticos, se precipitan en manantiales, rı́os y humedales donde conforman depósitos consistentes en calcita con bajo contenido en magnesio y generalmente poco estratificados; además, ofrecen una notable anisotropı́a al estar formados por cuerpos de irregular distribución, escasa continuidad lateral y con distintas facies petrográficas, cuyo carácter, poco o muy litificado, depende de una evolución diagenética favorecida por factores locales y/o temporales. No obstante, también en ciertos casos se adoptará una posición que contemple toba y travertino como análogos, o diferenciados por algunos matices, para respetar las opiniones particulares de los autores a la hora de abordar las acumulaciones en sus respectivos capı́tulos. La sedimentación de los carbonatos tobáceos acontece, casi siempre, en flujos de agua liberados desde acuı́feros kársticos, aunque no faltan excepciones. Tras años donde la precipitación bioquı́mica –o biomediación- fue invocada por numerosos autores como un proceso decisivo en la génesis de las tobas, datos obtenidos más recientemente, a través de una más o menos prolongada monitorización, han pasado a conferir a la precipitación inorgánica un papel trascendental al establecer que la pérdida de CO2 se vincula, en numerosos parajes y tipos de acumulaciones, a los procesos de turbulencia sobrevenidos en los flujos de agua. A considerar, de igual modo, las altas tasas de crecimiento vertical anual que conocen las formaciones tobáceas pues sus valores figuran entre los más elevados en el ámbito de las rocas sedimentarias: fluctúan entre 1 mm a-1 y 42 mm a-1 en función de las facies, ası́ como de las caracterı́sticas ambientales de los lugares donde se desarrollan las tobas; en algunos musgos calcı́colas se han constatado crecimientos de hasta 110 mm a-1 . A parte de su enorme valor paleoambiental y cronológico, las formaciones tobáceas aportan un estimable interés geomorfológico que no sólo deriva de su propia inserción en los paisajes kársticos sino que, además, permiten indagar la evolución regional de los entornos donde se emplazan: unas veces, conservando en sus secuencias estratigráficas testigos residuales de un cortejo de formaciones superficiales eliminadas por la erosión, y por tanto, del registro geomorfológico; otras, por los estrechos vı́nculos que su génesis y desarrollo determinan con respecto a los comportamientos tectónicos y/o las tendencias hacia la agradación o incisión de las redes fluviales. 18 2. DEPÓSITOS TOBÁCEOS: PRINCIPALES MORFOTIPOS J. A. González Martı́n1 y Mª. J. González Amuchastegui2 1. Departamento de Geografı́a, Universidad Autónoma de Madrid, Francisco Tomas y Valiente 1, 28049 Madrid. [email protected] 2. Departamento de Geografı́a, Prehistoria y Arqueologı́a, Universidad del Paı́s Vasco, Tomas y Valiente s/n, 01006 Vitoria-Gasteiz [email protected] INTRODUCCIÓN Las acumulaciones tobáceas han sido objeto de numerosas aproximaciones metodológicas destinadas a su coherente clasificación (Viles and Goudie, 1990; Pentecost and Viles, 1994 ...). Esta variedad de ópticas enraı́za su razón de ser en tres hechos fundamentales: la notable diversidad de morfologı́as que ofrecen a distintas escalas; los contrastados ambientes genéticos donde se originan y desarrollan; una amplı́sima variedad de elementos biológicos constructores de carbonatos y litofacies incluidas en su seno. Entre aquellas clasificaciones destacan: Una de las más tradicionales se inició ya hace medio siglo (Stirn, 1964) y se apoyó en criterios biológicos que consideraron cómo la morfologı́a de los depósitos tobáceos se hallaba muy condicionada por el tipo de cubierta vegetal incrustada por el carbonato cálcico (Iron and Müller, 1968; Pentecost and Lord, 1988 . . . ). Ciertos ensayos (Symoens et al., 1951) se apoyaron en argumentos geomorfológicos e hidrológicos que fueron continuados con el paso del tiempo, catalogándose los variados depósitos en función de su emplazamiento en las márgenes o en los fondos de valle (Marker, 1973; Chafetz and Folk, 1984; Pentecost and Lord, 1988; Violante et al., 1994; Crossey et al., 2006). Otras, se efectuaron desde parámetros fı́sico-quı́micos y bioquı́micos (Weijermars et al, 1986; Pentecost and Viles, 1994; Merz Preiß and Riding, 1999; Pentecost and Zhaohui, 2002; Pentecost, 2005, etc.). Sin embargo, las clasificaciones que alcanzaron mayor difusión propusieron combinar criterios petro-sedimentológicos, hidrológicos y morfológicos. Ası́, ensayos pioneros (Buccino et al., 1978; Casanova, 1981a; Ordóñez and Garcı́a del Cura, 1983; Juliá, 1983) matizaron la existencia de depósitos autóctonos -desarrollados in situ por diversos tipos de cubiertas higrófilasy alóctonos -vinculados genéticamente a los procesos de sedimentación detrı́tica y, por tanto, constituidos por multitud de fragmentos de origen tobáceo o clástico-. Esta lı́nea fue completada por la clasificación de Pedley (1990) que incluyó a los fitohermos y a las tobas estromatolı́ticas dentro de la categorı́a de depósitos autóctonos mientras que la de alóctonos aglutinarı́a una mayor variedad. Los fitohermos corresponden a construcciones tobáceas de notable porosidad, cualidad originada por factores primarios vinculados a la inserción de múltiples elementos vegetales (hidrofitos y macrofitos semiacuáticos) colonizados por microfilms (Fig. 2.1-A) cianobacterianos, bacterianos 19 LAS TOBAS EN ESPAÑA ası́ como por hongos, diatomeas, etc. y cementados por tapices calcı́ticos con bajo contenido en magnesio. En función de la complicación de sus estructuras, casi siempre vinculada al tamaño de los fitohermos, se ha diferenciado entre complejos y simples; estos últimos sencillos dispositivos hemiesferoidales con una longitud y anchura inferior a 0,5 m (Pedley, 1990). Por su parte, la toba estromatolı́tica (Phytoherm bounstone) estarı́a compuesta por múltiples láminas (Fig. 2.1-B) desarrolladas a partir de los microfilms cianobacterianos. Figura 2.1: A.- Corteza laminada desarrollada sobre tobas de musgo en Brihuega (Valle del Tajuña). B.- Estromatolitos asociados a un antiguo salto de agua en la Laguna de Taravilla (Alto Tajo). C.- Acumulación de oncolitos en un fondo de valle holoceno del rı́o La Mesta (Albacete). D.- Toba detrı́tica en un relleno holoceno del valle del Alto Tajo. Los dispositivos alóctonos están integrados, sobre todo, por depósitos clásticos de naturaleza tobácea al haber sido sus carbonatos arrastrados por la actividad de flujos de agua. Destaca la toba fitoclástica, compuesta a partir de múltiples dispositivos vegetales generalmente cementados tras su sedimentación y la toba oncoidal, a menudo protagonizada por la aglomeración de oncolı́ticos (Fig. 2.1-C) armados por envolturas microconcéntricas de cementos cianobacterianos y con un núcleo exento donde se alojaba una bola algácea o un diminuto fragmento orgánico; el tamaño de los oncolitos no suele sobrepasar diámetros superiores a 5 cm y su morfologı́a, esférica u ovalada, es el resultado de su arrastre por corrientes en lechos bien oxigenados e insolados. Otra variedad de este grupo es la toba intraclástica formada predominantemente por arenas y limos tobáceos (Fig. 2.1-D) cuya granulometrı́a se vincula a la eficacia de los procesos de fragmentación, erosión y transporte acontecidos en acumulaciones tobáceas previas. Suelen depositarse en parajes o geotopos donde la actividad de las aguas es muy tranquila o se halla remansada. Finalmente, la toba microdetrı́tica se halla constituida por carbonatos, generalmente de naturaleza micrı́tica, desarrollados en receptáculos lacustres o palustres. De igual modo, la citada clasificación de Pedley (1990) distinguió entre dispositivos de manantial en las laderas, de origen fluvial, lacustre y palustre. Los primeros emplazados en las vertientes de los relieves y valles y genéticamente asociados a surgencias kársticas. Por su parte, en el ámbito fluvial sobresalen dos variedades: las barreras, auténticos fitohermos que cierran transversalmente los cauces y las acumulaciones originadas por flujos braided y dominadas por cianolitos y oncoides, fitoclastos ası́ como por pequeños fitohermos marginales, donde no están ausentes microdetrı́ticos y estromatolitos de origen bacteriano. En el seno de humedales, con las aguas remansadas casi siempre por la existencia de una barrera tobácea, se desarrolları́an las tobas lacustres, matizando la exis20 2. DEPÓSITOS TOBÁCEOS: PRINCIPALES MORFOTIPOS tencia de diferentes acumulaciones carbonatadas en orillas (biohermos algáceos o bacteriohermos) y fondos (barros carbonatados). Finalmente, las tobas palustres progresarı́an en ambientes encharcados de escasa profundidad y, por tanto, con láminas de agua de escasa movilidad y sometidas a las circunstancias climáticas del entorno. La presencia de macrofitos y pequeños briofitos favorecen la precipitación de carbonatos que alternan con los sedimentos detrı́ticos puestos en marcha por eventos de cierta energı́a; la existencia de suelos hidroturbosos es otro elemento asiduo en esta última variedad tobácea (Pedley, 1990; Ford and Pedley, 1996). En esta lı́nea y más recientemente, sobresale un conjunto de magnı́ficas aportaciones (Pentecost, 2005; Pedley, 2009, etc.) donde también se incluyen algunas de procedencia española (Arenas et al., 2000, 2007 y 2010b; Vázquez Urbez et al., 2010 y 2011a) a las que, por su trascendencia, remitimos en cada uno de los siguientes apartados ante la imposibilidad de reproducir aquı́ sus contenidos. Un sencillo esbozo de tipificación de tobas a partir de datos esencialmente geomorfológicos, se desarrollará a continuación y donde se describirán las caracterı́sticas de las diferentes variedades que adoptan las tobas de nuestro paı́s. El término utilizado será el de morfotipo que, a pesar de haber sido empleado esencialmente en el ámbito morfológico de los travertinos termales (Bonny and Jones, 2003), puede aplicarse, igualmente, a los conjuntos tobáceos. 1. EDIFICIOS ASOCIADOS A SURGENCIAS KÁRSTICAS EN LAS LADERAS Se trata de un morfotipo que tiene una enorme representación en los dominios kársticos y que ha sido unánimemente aceptado desde las primeras clasificaciones geomorfológicas. Esta variedad, profusamente estudiada (Jones and Renaut, 2010), se adosa con asiduidad a los flancos montañosos o a las laderas de los valles, aunque a veces se adaptan a acantilados marinos: Isla de Man (Ford and Pedley, 1996), Antalya (Dipova and Doyuran, 2006b) o costa suroccidental de Australia (Forbes et al., 2010). Su génesis se vincula a la salida de aguas en manantiales que avenan acuı́feros de naturaleza colgada y con flujos continuos (de variable caudal y de régimen más o menos irregular) o discontinuos e, incluso, esporádicos. De estos hechos se derivan tres consecuencias: Una es de naturaleza geológica ya que condiciona la ubicación de los acuı́feros carbonáticos, los puntos de surgencia y la ubicación de esta variedad tobácea. Otra es de ı́ndole geomorfológica: las tobas de manantial permiten reconstruir la evolución de los sistemas kársticos, a la vez que constituyen excepcionales laboratorios naturales donde monitorizar los cambios fı́sico-quı́micos experimentados por las aguas surgentes, la desgasificación de su CO2 y la consiguiente precipitación de carbonatos. La última es de categorı́a biológica al conformar estos parajes fontanares hábitats singulares, especialmente en los dominios con cierta sequedad, donde las comunidades vegetales progresan bajo condiciones microambientales, caracterizadas por la alta humedad y unos sustratos tobáceos con valores básicos de pH (Durán et al., 2009). Este morfotipo suele desarrollarse no en el mismo pie de los veneros sino unas centenas de metros aguas abajo del foco donde manan las aguas subterráneas (Lorah and Herman, 1988), trayecto necesario para que los flujos acuosos registren una desgasificación del CO2 suficiente (turbulencia, cambios en la temperatura del agua, disipación a la atmosfera circundante, etc.) para provocar su sobresaturación. En esta pérdida de CO2 se ha invocado también, desde hace algún tiempo, un cierto papel a la asimilación clorofı́lica realizada por la vegetación hidrófila (Nicod, 1986a), siendo una constante biológica en ella la presencia dominante de comunidades de musgos -Cratonerum commutatum, Eucladium verticillatum y otros- (Durán et al., 2009). Tampoco faltan los biofilms algáceos y/o bacterianos que dan lugar a facies estromatolı́ticas donde alternan láminas porosas y de mayor densidad con diferentes tonalidades; tal sucesión fue interpretada pioneramente (Casanova, 21 LAS TOBAS EN ESPAÑA 1981a; Weisrock, 1981 y 1986. . . .) cómo el reflejo de unas condiciones puntuales contrastadas en lo que respecta a la insolación y a los caudales de los flujos de agua. Desde el punto de vista geomorfológico, cada uno de los edificios tobáceos que componen esta variedad suele adoptar un alzado general de tipo cuneiforme. Su techo presenta una plataforma más o menos articulada1 en terracillas delimitada por un talud más o menos verticalizado (Fig. 2.2) por él que se derraman flujos de agua describiendo saltos de distintas dimensiones: desde algunos centı́metros a varios metros, siendo reiterada la presencia de vistosas cascadas. Estos despeñaderos de agua son siempre puntos de una intensa precipitación debido a las condiciones de turbulencia que generan (Arenas et al., 2000; 2001; Vázquez Urbez et al., 2010. . . .) y a la biomediación microbiana. De aquı́ que en ellos se desarrollen abundantes lóbulos y cortinas de musgo que rapidamente son incrustadas por cementos calcı́ticos a la vez que progradan hacia el valle (Pedley et al., 2003), incrementando el desnivel altimétrico de su talud terminal y conformando en su avance numerosas cavidades o abrigos. Además, cada elemento de las cortinas de musgo conserva su orientación de crecimiento lo que permite, en edificios fósiles, reconstruir la dirección exacta de los flujos y evaluar con precisión los parámetros de los relictos saltos de agua. Figura 2.2: Vista de las cascadas asociadas al frente tobáceo del edificio de surgencia sito en el conocido paraje del Nacimiento del rı́o Cuervo, Serranı́a de Cuenca. Existen ejemplos ocasionales donde el desarrollo lateral de estos edificios puede llegar, en el fondo de los valles, a interferir, desviar e, incluso, retener la corriente de los cauces, sobre todo si por ellos discurren escasos caudales. Un magnı́fico ejemplo de esta tendencia puede advertirse en el valle del rı́o Velinos, en los alrededores de Alcalá la Real (Garcı́a Garcı́a et al., 2013). Este morfotipo adopta dos variedades en función de su emplazamiento y desarrollo en vertientes con mayor o menor grado de inclinación de sus pendientes (Durán et al., 2009): 1 Algunos autores ha advertido una cierta analogı́a en la evolución de los carbonatos tobáceos de este morfotipo y los desarrollados en las plataformas marinas arrecifales (Martı́n Algarra et al., 2003). Por ello, siguiendo esa afinidad propusieron un modelo aplicado a ciertos edificios granadinos en donde a partir de la surgencia de agua se sucedı́an lateralmente varios subambientes: al pie del citado manantial se ubica, a semejanza de las áreas de lagoon, un pequeño humedal -pool – (back reef ) donde, entre otros, abundan los oncolitos y estromatolitos; a continuación, una pequeña barrera –dam- (reef crest) delimitada hacia el valle por una cascada (reef-front) y tras ella, un segmento distal de suave pendiente –slope- (fore reef ) con frecuentes restos vegetales incrustados por carbonatos, pequeños domos de musgos y parches de vegetación herbácea (Martı́n Algarra et al., 2003). 22 2. DEPÓSITOS TOBÁCEOS: PRINCIPALES MORFOTIPOS 1. En aquellas donde resaltan notables farallones es frecuente advertir conjuntos compuestos por delgados cuerpos de musgos parietales, desarrollados en saltos de agua métricos o decamétricos. Ofrecen, a pesar de la violenta turbulencia, un lento crecimiento, salvo al pie de las cascadas, reflejo de un balance sedimentación/erosión algo favorable a la precipitación de carbonatos frente a unas pérdidas ocasionadas por cortos episodios de caudalosa descarga de los acuı́feros. 2. En laderas donde la pendiente no es tan acentuada, se conforman dispositivos cuyo progreso va a estar muy condicionado por el valor del desnivel existente entre la altura de los puntos de surgencia y el fondo del valle. Si los manantiales se ubican en el segmento superior o medio de las laderas, los procesos de precipitación evolucionan hasta originar una serie de replanos definidos por una superficie cimera horizontal delimitada por taludes verticalizados por donde desflecan numerosos flujos de agua que engendran múltiples penachos briofı́ticos. La funcionalidad de los saltos depende de una alimentación hı́drica controlada por factores naturales (precipitaciones) y/o antrópicos (desviación de flujos para fines agrı́colas u otros). De igual modo, la elevada permeabilidad de las estructuras tobáceas permite la apertura de numerosos conductos endokarsticos en su seno donde con frecuencia se generan distintas variedades de espeleotemas. 3. Si la surgencia de agua se dispone en el segmento inferior de la vertiente, las tobas precipitadas, ahora, en tan tendido perfil suelen adoptar un irregular perfil cóncavo, roto por pequeñas graderı́as poco propicias para la colonización de las briofitas. Además, la escasa pendiente y el crecimiento de algunas pequeñas crestas carbonáticas favorecen la instalación de reducidas áreas palustres cubiertas por hepáticas, mientras que las briofitas suelen adaptarse a terracitas de salto centimétrico y mı́nima anchura. Muy frecuentemente edificios de esta naturaleza, y drenando acuı́feros colgados, se yuxtaponen en forma de grandes peldaños unos a continuación de otros (Fig. 2.3). Su escalonamiento en algunos valles es el resultado del consecutivo desajuste de los niveles de base kársticos inducidos por el encajamiento de los cauces. Esta desarticulación implica la disfuncionalidad de los edificios más altos (Ordoñez y González, 1979 y Ordóñez et al., 1979b; González Martı́n et al., 1989a; Delannoy et al., 1993 y 1997...) y la conformación de nuevos conjuntos en cotas altimétricas inferiores. Figura 2.3: Edificios adosados en graderı́a pertenecientes al complejo del Puente de San Pedro (Alto Tajo). El crecimiento de los dispositivos de musgos es, como ya se ha comentado, relativamente rápido: ası́, en los años ochenta fueron considerados valores de 3-4 cm a-1 en edificios de surgencia en la 23 LAS TOBAS EN ESPAÑA Alcarria (Ordoñez y González, 1979), más o menos coincidentes a los establecidos (Pedley et al., 2003), en años posteriores (1-2 mm registrados durante tres meses en el tránsito primavera-verano). No obstante, tasas más elevadas, en condiciones muy favorables, fueron advertidas, como se ha mencionado en un apartado anterior, en las parameras del Alto Tajo con crecimientos diferenciales en función del musgo que actuaba como soporte biológico. Ası́, aplicando tasas medias de unos 4,2 cm a-1 se determinó cómo las facies de musgos, en este paraje, habı́an podido conformar un edificio de 6400 m3 en unos 2000 años aproximadamente (Weijemars et al., 1986). También desde entonces se conoce que este crecimiento sigue un ritmo estacional ya que las tasas de precipitación carbonática en los musgos se incrementarı́an a partir de la primavera y empezarı́an a decrecer con la llegada del otoño, siendo mı́nima durante los meses de invierno (Weijermars et al, 1986), interpretación que ha sido confirmada con notorio rigor en posteriores trabajos experimentales (Vázquez Urbez et al., 2004 y 2010; Arenas et al., 2012a. . . .). Para finalizar este epı́grafe debe hacerse alusión a las singulares morfologı́as originadas por la descarga de aguas asociada a surgencias kársticas del acuı́fero pirenaico de Areny-Monsec, pero que fueron inicialmente consideradas como termales (I.G.M.E., 1953). Consisten en una serie de domos y montı́culos tobáceos de tamaño decamétrico, emplazados en las inmediaciones de los humedales de Basturs y Mont de Conques y con espesores en algunos casos de unos 40 m. A ellos se asocian otras manifestaciones carbonáticas (pequeñas barreras, terracillas, microgours. . . ) de morfologı́a muy similar a otras desarrolladas a partir de manantiales termales (Linares et al., 2010). 2. MORFOTIPOS TOBÁCEOS ALUVIALES Consisten en acumulaciones desarrolladas en los fondos de numerosos valles y cuyo progreso exige la coincidencia de agentes complejos en el seno de los hidrosistemas (Casanova, 1981; Weisrock, 1981). Ofrecen una cierta variedad de formas que pueden evolucionar con el paso del tiempo modificando los ambientes de fondo valle desde circunstancias propiamente fluviales a otras con aguas retenidas tı́picas de ambientes palustres y/o lacustres. Sus morfologı́as especı́ficas, y las diversas facies carbonáticas2 que las componen, están condicionadas por los factores plurales que convergen en cada tramo fluvial y, dentro de cada uno de ellos, por los de carácter local manifestados en cada paraje y que fueron denominados “ecomorfológicos” hace algún tiempo (Adolphe, 1986). Estos conjuntos pueden ocupar dos posiciones geomorfológicas: unos revisten un carácter relicto al hallarse colgados a diferentes cotas sobre los cauces actuales. Suelen correlacionarse con las etapas pleistocenas idóneas ambientalmente para la precipitación de carbonatos, a veces favorecidas por procesos estructurales propensos a la agradación. De modo general, sus materiales, estructuras y espesores ofrecen una visibilidad accesible que facilita la toma de muestras y su estudio. Sin embargo, las etapas de encajamiento presentan mayor indefinición genética pues se han invocado multitud de motivos en la incisión de las acumulaciones tobáceas aluviales en función de su localización regional: tectónicos, eustáticos (Garcı́a et al., 2003; Schulte et al., 2008. . . ..) pero, sobre todo, climáticos aunque con matices contrastados; con frecuencia se responsabiliza a cambios con frı́o y/o sequedad proclives de la sedimentación detrı́tica y, a veces, a etapas de mayor humedad (Glover et al., 1998). otros se alojan en el mismo fondo de valle y casi siempre coincidentes con dispositivos de edad finipleistocena-actual; en ellos, la observación se hace más dificultosa, o casi imposible allı́ donde se han registrado secuencias de agradación. Es entonces cuando las posibilidades de conocer su estructura interna –distribución y geometrı́a de las litofacies- exigen la introduc2 Como se ha comentado en páginas anteriores, la descripción y peculiaridades de los múltiples tipos de facies tobáceas desarrolladas en cauces fluviales, ası́ como sus caracterı́sticas (texturales, geometrı́a de los depósitos, estructuras sedimentarias, contenido biológico, medios sedimentarios, etc.) pueden seguirse en Arenas et al., 2007 y 2010b; Vázquez Urbez et al., 2010 y 2011a), etc. 24 2. DEPÓSITOS TOBÁCEOS: PRINCIPALES MORFOTIPOS ción de técnicas como G.P.R. (Ground Penetrating Radar ) combinadas con posicionamientos a partir de G.P.S. (Pedley et al., 2000; Pedley, 2009; González Martı́n et al., 2006; Pérez et al., 2012), o de naturaleza electromagnética (Pedley et al., 1996; Brusi et al., 1997b). Ocasionalmente, se han realizado sondeos de más de 50 m en algunos sistemas fluviolacustres, como aconteció en Ruidera (Plata y Pérez Zabaleta, 1995) o en las cuencas lacustres de Bañolas (-67 m) (Höbig et al., 2012) o en la de Añavieja (Luzón et al., 2011). Dentro de los morfotipos tobáceos aluviales destacan los edificios de barreras y otras construcciones carbonáticas, las terrazas, las rampas y los dispositivos en manto. 2.1. EDIFICIOS DE BARRERA Consisten en fitohermos acompañados de una compleja asociación de macrofitos, microfitos y procariotas (Chafet and Folk, 1984), que se alzan progresivamente sobre los lechos fluviales y terminan por obstruirlos y/o cerrarlos transversalmente. Este morfotipo ofrece, al igual que los conjuntos de surgencia, una enorme difusión territorial (Tabla 2.1) y ha sido aludido, con distintas denominaciones, en casi todas las clasificaciones aplicadas a las tobas. Consisten en represas edificadas por carbonatos precipitados en el seno de corrientes fluviales conformando diferentes variedades de facies, casi siempre propias de geotopos de alta energı́a. Su planta puede ofrecer todo tipo de escalas desde unos escasos centı́metros hasta casi media centena de metros, mientras que su altura rara vez sobrepasa los 40 m. Algunos autores (Manzo et al., 2012; Vázquez Úrbez et al., 2012) han señalado los intrı́nsecos vı́nculos que parecen establecerse entre las dimensiones de las represas y el gradiente ofrecido por el lecho fluvial. Otros sostienen cómo el origen de las barreras suscita todavı́a ciertas incertidumbres y, por ello, han elaborado un modelo genético basado en las relaciones lineales entre la velocidad de los flujos de agua y las tasas de precipitación de carbonatos (Hammer et al., 2007). En contextos morfológicos ciertamente diferentes se podrı́a incluir aquı́, como una variedad aparte, a los conjuntos de cascada, modelo establecido hace tiempo (Pedley, 1990) y presente esporádicamente en aquellos cursos fluviales con rupturas métricas, o decamétricas, en su perfil. Sin embargo, ofrecen grandes afinidades con los edificios de barrera y de surgencia (Fig. 2.4) en lo que respecta a los procesos de turbulencia desencadenados en los saltos de agua que se adosan a sus paramentos y cantiles; de aquı́ que existan también notables analogı́as en su morfologı́a y facies asociadas. El paradigma de este morfotipo se identificó en los excepcionales lagos de Plitvice (Pevalek, 1935), alojados en el valle del rı́o Korana y a lo largo de un trecho de casi una decena de kilómetros de longitud que salva un desnivel de 150 m. Este sistema fluviolacustre dispone de más de una veintena de vistosas barreras cuya génesis es relativamente reciente -15.000-12.000 años-. Ofrecen alturas que, en algún caso, superan los 30 m y retienen magnı́ficos humedales cuyas aguas se precipitan por espectaculares cascadas (Stoffers, 1975; Roglic, 1977 y 1981; Kempe and Emeis, 1985; Emeis et al., 1987; Chafet et al., 1994; Pentecost, 1995b; Horvatincic et al., 2000, 2003 y 2006; Plenkovic-Moraj et al., 2002). El espléndido sistema del rı́o Krka, también en Croacia, muestra peculiaridades semejantes y en él una de sus barreras fue considerada la mayor del mundo con 45 m de altura (Ford and Pedley, 1996). En la Penı́nsula Ibérica sobresale el conjunto de represas de Ruidera en el Alto Guadiana (Ordóñez et al., 1986; González Martı́n et al., 1987; Garcı́a del Cura et al., 1997a; 1997b y 2000); sus humedales, al igual que en Plitvice, nacieron en fechas próximas aunque posiblemente algo más tempranas (Pedley et al., 1996; González Martı́n et al., 2004; Ordoñez et al., 1996 y 2005). Las barreras juegan un papel morfológico considerable pues no sólo contribuyen al crecimiento y progreso de rupturas de pendiente en el perfil longitudinal de los cauces; también, y derivado de este proceso, propagan la aparición de nuevos ecosistemas como aguazales o lagunas en los fondos de valle. Estos humedales, cerrados por diques de toba, constituyen ámbitos muy sensibles a las oscilaciones climáticas pretéritas como ha demostrado el estudio de los sedimentos alojados en sus fondos (Valero Garcés et al., 2004 y 2008a; Curras et al., 2012). 25 LAS TOBAS EN ESPAÑA Tabla 2.1: Localización y caracterı́sticas de algunos de los sistemas de barreras más conocidos en distintos ámbitos continentales Paı́s Lugar Región Gran Longitud Altura tramo barre- fluvial ras Glamorgan <3m Bretaña Otras Observaciones Presencia de casi una treintena (28) de represas (Gales) Croacia Plitvice Valle del 12 km 30 m Existencia de más de veinte represas y Korana lagos Croacia Valle del Krka 10 km 45 m Lagos de hasta 8 km de longitud España Lagunas de Ruidera 18 km <25 m Cerca de una veintena de lagunas de muy diferentes dimensiones Aghanistan Lagos de (Hindu Band-e-Amir 12 km 10 m Barreras de paramentos muy estrechos (3 m) Kush) China. Huanglong Sichuan Jiuzhaiguo 40 m Presencia de más de 200 represas (Borde E. Meseta Tibet) Marruecos Ouzoud 10 m Les Sept Lacs 5m (Atlas) Madagascar Lagos pequeños de unos 60 m de longitud y < 5 m de profundidad. E.E.U.U. Cañón del Havasu 15 km 30 m Arizona Australia Gregory River <5m Diferenciación entre barreras primarias y secundarias, que sólo se extienden por una margen del lecho, sin cerrarlo completamente. Figura 2.4: Frente de un edificio pleistoceno de cascada desarrollado en una ruptura decamétrica en el antiguo lecho del rı́o Júcar, en Albacete. 26 2. DEPÓSITOS TOBÁCEOS: PRINCIPALES MORFOTIPOS Además, este morfotipo suele ofrecer un desarrollo bastante rápido en el tiempo que puede ser evaluado de forma relativa –tamaño de sus paramentos, profundidad del vaso del humedal asociado (Hammer et al., 2007)- o experimental, constatándose cómo el crecimiento de las barreras es favorecido por la turbulencia y velocidad de las aguas (Primc-Habdija et al., 2001, etc.). También se ha estimado un crecimiento diferencial de las barreras en función de las circunstancias climáticas: en ámbitos semiáridos, y por la incidencia de las altas temperaturas e intensos procesos de evaporación, el desarrollo de las represas tobáceas es bastante presuroso mientras que es más ralentizado en las regiones templado húmedas, donde las temperaturas son más frescas y la precipitación de carbonatos no es tan eficaz (Pedley et al., 1996). Estos obstáculos carbonáticos conocen una evolución en la que ofrecen, durante su etapa inicial, una envergadura de algunos milı́metros o de pocos centı́metros (Fig. 2.5). Con frecuencia en esta fase embrionaria, estos minúsculos fitohermos se alzan sobre lo que algunos autores (González Amuchastegui y González, 1993; Fernández Fernández, 1996 y 2000; Guerrero Domı́nguez y González, 2000, etc.) han denominado estructuras de retención parcial, o cuñas tobáceas progradantes, y que se desarrollan en cauces muy propensos a la turbulencia de sus aguas: consisten en dispositivos de morfologı́a tabular (Fig. 2.6) cuyas estructuras describen numerosas inflexiones de bajo ángulo, al adaptarse a las múltiples irregularidades de los lechos propagándose hacia aguas abajo, a veces a lo largo de varias decenas de metros. Pero conforme las pequeñas represas alcanzan fases de madurez, sus proporciones se incrementan ensanchándose sus paramentos y adquiriendo una notable altura. Entonces, su longitud máxima será un parámetro condicionado por la mayor o menor amplitud del cauce fluvial donde aquellas se inserten, destacando el hecho de que muchas se emplazan en los parajes más angostos de los valles, como acontece en el Alto Guadiana (González Martı́n et al., 1987), en el del rı́o Purón (González Amuchastegui y Serrano, 2000), etc. Por el contrario, su anchura y altura suelen estar determinadas por el factor tiempo ası́ como por el grado de continuidad y/o discontinuidad de las condiciones ambientales que propician la precipitación de los carbonatos. Figura 2.5: Barreras embrionarias en lechos del centro peninsular. A y B: Rı́o Pinilla por encima de la Laguna Blanca (Ruidera); C: Rı́o Cuervo, en la Serranı́a de Cuenca; D: Cañada de las Hazadillas, Campo de Montiel. 27 LAS TOBAS EN ESPAÑA Figura 2.6: Detalle de un edificio de r̈etención parcial de aguasc̈on una longitud superior a 100 m en la margen izquierda del Alto Tajo (Umbrı́a de Valdenarros). La morfologı́a de los paramentos de aguas arriba y abajo es, a menudo, muy irregular y heterogénea (Carthew et al., 2003a). Existen represas donde aquellos adoptan dualmente perfiles muy verticalizados como acontece en las estrechas barreras (3 m de anchura) de Band-e-Amir (Jux and Kempf, 1971), e incluso, en alguna de Ruidera (Pedley et al., 1996); sin embargo, represas muy evolucionadas muestran, tanto en ejemplos pleistocenos como holocenos-actuales, un grueso paramento de aguas abajo de trazado cuneiforme, semejante al denominado espaldón con el que la ingenierı́a romana dotó a sus presas en los inicios de nuestra Era. Sea cual sea su morfologı́a especı́fica, siempre ofrecen un inestable balance al convivir procesos de comportamiento antagónico: por un lado, los saltos de agua, con su tı́pica naturaleza turbulenta, activan la precipitación de carbonatos y aseguran la estabilidad de las barreras; por otro, sobre todo durante los eventos de crecida, grandes volúmenes de agua desbordan los paramentos ocasionando procesos hidromecánicos que tienden a erosionar su coronación y a socavar el pie de los saltos de agua. Los perfiles en planta suelen ser también muy irregulares con trazados sinuosos (Carthew et al., 2003a). Idéntica calificación podrı́a aplicarse a la de las distintas barreras de Ruidera aunque, con frecuencia, son las áreas inmediatas a los estribos los lugares donde su anchura suele ser mayor (Fig. 2.7); ello se debe a la reiterada localización en ellas de numerosos desagües naturales por los que progresan los procesos de precipitación. Desde el punto de vista ambiental, las barreras tobáceas son comunes en distintos dominios morfoclimáticos del planeta: intertropicales (Salomon, 1981; Benoit 1986; Humphreys et al., 1995; Cartew et al., 2003a y 2003b; Jolly and Tickell, 2011); oceánicos (Clet et al., 1989; Huault, 1989 y 2008, etc.); semi-áridos (Lapparent, 1966; Jux and Kempf, 1971. . . ..Brien et al., 2006; ) e, incluso, en ámbitos de notable altitud (3000 -3600 m) como el Tibet (Lu et al., 2000; Yoshimura et al., 2004). No obstante, destaca su mayor frecuencia en los ámbitos mediterráneos. En ellos, las barreras se ubican casi siempre en los tramos fluviales de cabecera alimentados desde importantes macizos calizos; esta asiduidad es consecuencia de dos hechos trascendentales: por un lado, el aporte próximo de abundantes carbonatos desde los acuı́feros kársticos; por otro, el papel regulador que éstos tienen, especialmente, ante la inusitada intensidad que adquieren las precipitaciones en este dominio climático y cuyas grandes avenidas suponen un importante riesgo de colapso. De aquı́ que la presencia de grandes barreras ofrezca un excepcional valor paleoambiental cuando se emplazan en tramos más bajos y alejados. Es el caso de cierta represa (Fig. 2.8), cuyos vestigios se alzan en el valle medio del Júcar, cerca de Jorquera (Albacete). Su desarrollo exigió unas activı́simas condiciones de fitoestabilización, ası́ como unos caudales que desconocieron las violentas riadas, asociadas a los efectos de las actuales gotas de aire frı́o mediterráneas (Fernández Fernández et al., 1996 y 2000). Mucha mayor importancia parecen desempeñar los factores estructurales en el emplazamiento de las barreras, siendo este morfotipo uno de los más condicionados a la hora de explicar su especı́fica posición en el perfil de un valle. En efecto, la exigencia de flujos turbulentos, capaces de desarrollar una activa precipitación fı́sico-quı́mica de carbonatos, motiva que los puntos de su 28 2. DEPÓSITOS TOBÁCEOS: PRINCIPALES MORFOTIPOS localización coincidan con rupturas de pendiente determinadas por fracturas tectónicas y/o por el afloramiento de capas geológicas resistentes, modeladas por la erosión diferencial. Buena prueba de ello lo constituyen aquellos ejemplos policı́clicos (Band-e Amir, valles del Sistema Ibérico, Alto Guadiana, etc.) donde testigos de diferentes generaciones –sobre todo en forma de antiguos estribosse emplazan repetida y estrictamente en los mismos parajes. Figura 2.7: Perfiles en planta de las principales barreras que retienen las aguas en las Lagunas de Ruidera. Figura 2.8: Vista de la gran barrera tobácea en el tramo medio del Júcar, en la comarca de La Manchuela (Albacete). 29 LAS TOBAS EN ESPAÑA No obstante, existen excepciones ya que, a veces, la ruptura del gradiente en el lecho estuvo motivada por el concurso de otros factores no estructurales. En efecto, la caı́da de grandes masas de bloques, desde los farallones que flanquean el fondo de valle de algunas hoces y gargantas, constituyeron primero un obstáculo a los flujos fluviales y, después, un tramo de notable agitación para sus aguas al salvar las notables irregularidades de los escombros gravitatorios. Un ejemplo de este hecho puede percibirse en el paraje de la Umbrı́a de Valdenarros, en el Alto Tajo (González Amuchastegui y González, 1993). En otras ocasiones, sobre todo en ambientes semi-áridos, la turbulencia pudo haber sido provocada por el abandono de materiales detrı́ticos heterométricos puestos en marcha por corrientes ocasionales de muy alta energı́a. Casos de esta ı́ndole han sido descritos en el área de Brandfontein, Namibia (Viles et al., 2007) dando lugar a cascadas tobáceas ası́ como en el lecho actual del rı́o Júcar (Fernández Fernández et al., 1996 y 2000), donde los clastos estimulan el crecimiento y progreso de los carbonatos tobáceos (Fig. 2.9). Figura 2.9: Precipitación de carbonatos y fases de formación de riffles tobáceos estimulada por las irregularidades del lecho vinculadas a sedimentos detrı́ticos acumulados previamente en evento de alta energı́a. En: Fernández et al., 2000. Otro elemento a tener en cuenta en este morfotipo es su enorme fragilidad lo que motiva que procesos de rotura parcial (Fig. 2.10), o de colapso total de sus paramentos, puedan provocar graves riesgos como los de avulsión (Pentecost, 1993). De nuevo, las barreras que retienen los lagos 30 2. DEPÓSITOS TOBÁCEOS: PRINCIPALES MORFOTIPOS de Band-e-Amir suministran un buen ejemplo ya que repetidamente fueron sometidas a procesos de edificación - destrucción y reconstrucción (Jux and Kempf, 1971). Este posible desplome puede acontecer por diversos motivos: seı́smos, fallos de fundación en sustratos karstificables, procesos de sifonamiento a través de las permeables estructuras tobáceas, grandes riadas, etc. Bien conocidos son los efectos degradatorios y/o destructivos en coronaciones y paramentos desencadenados no sólo durante eventos episódicos de alta energı́a (Grande et al., 1997; Viles et al., 2007); de igual modo las crecidas estacionales pueden ocasionar también efectos erosivos en los edificios (Nicod, 1986b) o inhibir parcialmente la precipitación de calcita hasta un 50 % (Lorah and Hermaan, 1988). Figura 2.10: Rotura de la coronación de una pequeña barrera tobácea en un cauce del Sistema Ibérico. Fotografı́a: Juan Vázquez Navarro. Una vez más, las barreras emplazadas en el sistema fluvio-lacustre de Ruidera pueden suministrar nı́tidas evidencias de la vulnerabilidad en las represas tobáceas. Aquı́, el suceso más espectacular aconteció en la enorme represa que cierra la Laguna del Rey que, en el siglo XVI (1545), ocasionó el parcial derrumbe de su tramo suroccidental dando aparición a una profunda vaguada -paraje hoy denominado el Hundimiento- de varios hectómetros de longitud y con dirección paralela a su coronación (Jiménez Ramı́rez y Chaparro, 1994; González Martı́n et al., 2004; Fidalgo y González, 2013). De igual modo, notables procesos erosivos, en coronaciones y paramentos de aguas abajo han sufrido sus represas durante las violentas riadas de 1946, 1997 (Grande et al., 1997) y 2011. Recientemente, se ha considerado y evaluado, aunque con opiniones no convergentes (Albarracı́n et al., 2012; Navarro et al., 2012), los posibles riesgos de rotura en una de sus barreras tobáceas, concretamente la que cierra la Laguna de Santos Morcillo. Otros colapsos, ahora con posible origen en un seı́smo, fueron advertidos en una gran represa pleistocena edificada en una cuenca fluvial atlántica, con el consiguiente desagüe catastrófico de su lago adyacente (Pareyn et Salimeh, 1989). 2.2. TERRAZAS TOBÁCEAS Conforman una serie de complejos conjuntos sedimentarios que se adosan a las vertientes de los valle y en su seno se acoplan, con diverso volumen, tanto elementos detrı́ticos como estructuras de naturaleza tobácea. Las denominamos terrazas porque cumplen las exigencias geomorfológicas que se atribuyen a estas formaciones superficiales: cuerpos con techos más o menos planos, colgados sobre los cauces de los rı́os (Fig. 2.11) y constituidos por sedimentos aluviales acumulados en un pretérito fondo de valle. El escalonamiento que ofrecen en los corredores fluviales, ası́ como las afinidades de facies y secuencias estratigráficas, sugieren una reincidencia de los factores genéticos y ambientales que presidieron el desarrollo de estos dispositivos aluviales. Entre sus caracterı́sticas destacan: 31 LAS TOBAS EN ESPAÑA a) Un moderado espesor que no suele ser superior a 10-15 m aunque se han citado entre otras potencias de 40 m en el rı́o Matarraña (Martı́nez Tudela et al., 1986), de hasta 50 m en el alto Jalón (Gutiérrez y Sancho, 1997) y de hasta 90 m en el rı́o Piedra (Vázquez Urbez et al., 2012). Los conjuntos aterrazados de Antalya escalonados por la actividad fluvial a +300 m, +250 m y +100 m sobre el nivel del mar ofrecen todavı́a mayores espesores (Glover and Robertson, 1998 y 2003). Figura 2.11: Terraza fluvial pleistocena en la margen derecha del rı́o Tajo, aguas arriba de la confluencia de su tributario, el rı́o Gallo. Un notable espesor y la existencia de sedimentos tobáceos encima de cantos y gravas es una de las caracterı́sticas de esta modalidad en el valle del Alto Tajo. b) La existencia en su seno aluvial de facies detrı́ticas y tobáceas. Estas últimas protagonizadas por una amplı́sima variedad de estructuras y facies (Cappezzuoli et al., 2010). Con frecuencia aparecen barreras y conjuntos de menor consideración –edificios de retención parcial- y adosados a sus fitohermos se identifican facies palustres y lacustres. Los sedimentos detrı́ticos, por su parte, suelen ofrecer una granulometrı́a heterométrica (cantos, gravas, arenas, limos) y se disponen unas veces de modo caótico y otras se organizan en múltiples estructuras con mayor o menor espesor. En ambos casos con asiduidad suelen ocupar el muro (Fig. 2.12) lo que ha conllevado, recientemente, la denominación de travertinos (o tobas) de valle a estas terrazas fluviales, caracterizadas por una base constituida por niveles detrı́ticos más o menos gruesos con un desarrollo progresivo hacia el techo de la sedimentación carbonatada (Jiménez Perálvarez et al., 2012). Materiales detrı́ticos fosilizados por tobas han sido reiteradamente advertidos en numerosos valles andaluces del ámbito geoestructural de Ossa Morena (Baena et al., 1993; Dı́az del Olmo et al., 1994. . . .) y Bético (Alfaro et al., 1999; Delannoy et al, 1993 y 1997; Durán, 1996; Andreo y Sanz de Galdeano, 2001; Chacón et al., 2001. . . . . . .). También abundan en los valles de los tributarios del Alto Ebro (González Amuchastegui y Serrano, 1996, 2005, 2007) y del Sistema Ibérico (Alonso et al., 1986; González Amuchastegui, 1993a; González Amuchastegui y González, 1993; Torres et al., 1996; Lozano et al., 1998; Peña et al., 2000; Guerrero Domı́nguez y González, 2000. . . ..). Tampoco faltan secuencias donde se intercalan carbonatos tobáceos y sedimentos detrı́ticos aluviales como acontece en el Corredor Alpujárride (Garcı́a et al., 2003), en la cuenca de Sorbas (Schulte et al., 2008), o en algunos rı́os ibéricos (Domı́nguez Villar et al., 2011a y 2012). Sea cual sea la disposición, en numerosas ocasiones los sedimentos clásticos aparecen cementados por carbonatos tobáceos (Adolphe, 1990), lo que ha motivado la introducción del término tufaglomerate (Wood, 2003) para este tipo de sedimentos detrı́ticos consolidados. c) Sin embargo y a la inversa, no abundan los ejemplos donde tobas fluviales se encuentran recubiertas a techo por detrı́ticos aluviales aunque sı́, y muy frecuentemente como se ha comentado, por los de origen coluvionar derrubiados desde las laderas. 32 2. DEPÓSITOS TOBÁCEOS: PRINCIPALES MORFOTIPOS d) Con notable reiteración, los tránsitos verticales desde los niveles detrı́ticos a los de naturaleza carbonática son netos y sin sedimentos de transición. Esta dicotomı́a –facies detrı́ticas/facies tobáceas- fue evaluada hace tiempo e interpretada como ocasionada por unas condiciones ambientales contrastadas (Roglic, 1977): las primeras arrastradas posiblemente bajo circunstancias poco propicias para la fitoestabilización de las vertientes, mientras que la sedimentación de los carbonatos coincidirı́a con escenarios idóneos para la karstificación y el desarrollo de las cubiertas vegetales. Casi cuarenta años más tarde, esta dualidad generalista debe ser superada en cada ejemplo de terraza tobácea con datos de mayor precisión cronológica y ambiental. Figura 2.12: Terraza baja (Holoceno) en el valle del Alto Tajo con un muro compuesto por sedimentos aluviales (a) detrı́ticos que bruscamente pasan hacia el techo a carbonatos tobáceos (b). e) Una dilatada distribución espacial por innumerables parajes de las cuencas fluviales europeas y sobre todo de la cuenca mediterránea. Entre las españolas destacan las terrazas tobáceas emplazadas en los valles de los rı́os: Ebro y tributarios (González Amuchastegui et al., 2000 y González Amuchastegui y Serrano, 2010 y 2013; Vázquez Urbez et al., 2008, 2011a, 2011b y 2012); Alto Tajo en varios tramos (González Amuchastegui y González, 1993a), ası́ como en diferentes afluentes (Virgili et Pérez González, 1970; Pérez González y Virgili, 1975; Ordóñez et al., 1987; González Martı́n et al., 1989; Torres et al., 1994; Pedley et al., 2003; Domı́nguez Villar et al., 2011a y 2012); los corredores fluviales del Trabaque, Escabas y Guadiela son los que ofrecen una mayor representación: en alguno de ellos se ha constatado la existencia de siete niveles emplazados altimétricamente entre +15-20 m y +90 m sobre sus cauces actuales. También, terrazas colgadas han sido detectadas en el Júcar (Fernández Fernández, 1996 y Fernández Fernández et al., 2000, etc.) y en ciertos tributarios – rı́o Moscas (Alonso Otero et al., 1986 y 1989). Tampoco faltan en el valle del Llobregat, con terrazas que se elevan hasta casi los 100 m (Luque and Julia, 2007) o en los corredores levantinos con cabeceras apoyadas en el Sistema Ibérico, como el del rı́o Mijares (Lozano et al., 1998 y 1999, Peña et al., 2000), Guadalaviar (Peña et al., 1994; Sancho et al., 1997 y 2010; Ebrón (Lozano et al., 2012), Alto Palancia, etc. En las cuencas andaluzas, dispositivos fluviales de esta naturaleza han sido estudiados en muchı́simos de sus valles alimentados por aguas kársticas. Dentro de este morfotipo se podrı́a incluir una variedad fluvial cuya complejidad no es demasiado conocida e inicialmente advertida en el valle del Alto Tajo, aguas arriba de Peralejos de las Truchas (Guerrero Domı́nguez y González, 2000). Consiste en grandes cuerpos progradantes a partir de distintas represas que pueden alcanzar más de 500 m de desarrollo longitudinal y espesores entre 15 y 20 m (Fig. 2.13). Hacia aguas abajo, su progresión fue controlada por dispositivos de barrera cuyos fitohermos, y facies asociadas, crecieron, tanto en la horizontal como en la vertical superponiendose, a veces, unas sobre otras. Este proceso de agradación levantó la altura del cauce en los parajes donde progresaban este tipo de dispositivos, por lo que en su área distal finalizaban con importantes saltos y cascadas que enlazaban el techo del conjunto con el muro del edificio adyacente situado aguas abajo. En esta maraña de estructuras carbonáticas no faltan ni sedimentos detrı́ticos de naturaleza tobácea (intraclast and phytoclast tufa), ni tampoco masas de aluviones gruesos (cantos y gravas) 33 LAS TOBAS EN ESPAÑA que, con frecuencia, llegan a adosarse a los paramentos de aguas arriba de las relictas barreras. A considerar la existencia de numerosas cicatrices erosivas internas asociadas a eventos de alta energı́a. Estas acumulaciones se desarrollaron en el seno de un caudaloso lecho y bajo unas condiciones de acentuadı́sima fitoestabilización de las vertientes. Ası́ lo refleja el emplazamiento de estos cuerpos, construidos por las pretéritas aguas del Tajo, en la misma desembocadura de importantes barrancos que, entonces, no arrastraban apenas detrı́ticos; idéntica sugerencia es aportada por la ausencia de coluviones, de edad coetánea a las estructuras tobáceas, allı́ donde es visible el contacto de éstas con las acentuadas laderas de este angosto tramo del valle (Fig. 2.14). El deterioro de aquellas condiciones biostásicas condujo a las aguas del Tajo a desarticular, y posteriormente, a incidir con profusión aquellos notables edificios generando, en algunas ocasiones, ciertos fitohermos, de menor tamaño, que se dispusieron de modo empotrado en los anteriores dispositivos (Guerrero Dominguez y González, 2000). Figura 2.13: Perfil longitudinal del cauce del Alto Tajo y de las acumulaciones tobáceas ubicadas en su fondo de valle (margen oriental), aguas arriba de Perajejos de Las Truchas, Guadalajara (Guerrero y González, 2000): 1.- Facies de musgos; 2.- Fitohermos de barrera; 3.- Grandes cicatrices erosivas; 4.-Acumulaciones de calcarenitas y lutitas tobáceas (intraclast and phytoclast tufa); 5.-Aluviones detrı́ticos (gravas y cantos); 6.- Coluviones; 7.Grandes recubrimientos coluvionares; 8.- Edificios pleistocenos escalonados; 9.- Edificios tobáceos empotrados; 10.- Tobas de surgencia en la ladera; 11.- Substrato mesozoico; 12.- Lecho actual del rı́o Tajo. 2.3. EDIFICIOS CON MORFOLOGÍA DE RAMPA Se trata de acumulaciones tobáceas que adoptan la morfologı́a de una inclinada rampa construida por carbonatos precipitados por una notable turbulencia en el seno de tramos fluviales con un elevado gradiente longitudinal. Con redundancia, a su vez, el perfil local adopta una morfologı́a de graderı́a que, casi siempre, coincide con desniveles de origen tectónico o con grandes resaltes litológicos modelados por la erosión diferencial. Esos dispositivos en graderı́a imponen dos subtipos de ambientes tobáceos: En los confines de cada peldaño, la subverticalidad del lecho incita el funcionamiento de los procesos de precipitación fı́sico-quı́mica mientras que la turbulencia y oxigenación de las aguas, ası́ como su transparencia, permite el desarrollo de numerosas formaciones hepáticas que, con el paso del tiempo, conforman capas tobáceas más o menos adaptadas a los desniveles. En ocasiones, en la coronación de los peldaños pueden progresar algunos reducidos edificios de barrera que, por norma general, no sobrepasan alturas superiores a 2-3 m. Por el contrario, en la denominada huella o pisa horizontal de la graderı́a, las aguas transcurren con mayor lentitud y menor agitación por lo que la precipitación de carbonatos es inducida por procesos biológicos vinculados a la actividad fotosintética de macrofitos y microfitos. 34 2. DEPÓSITOS TOBÁCEOS: PRINCIPALES MORFOTIPOS Figura 2.14: Evolución y etapas de desarrollo (progradación y agradación) de los edificios tobáceo desarrollados en el valle del Alto Tajo, aguas arriba de Peralejos de las Truchas (Guerrero y González, 2000). Aunque este tipo de morfotipo no es muy frecuente, hay que destacar su presencia en algunos rı́os del Sistema Ibérico y especialmente en el Prebético externo donde abundan en los corredores fluviales tributarios del Guadalimar (cuenca del Guadalquivir) o del rı́o Jardı́n (cuenca del Júcar). En ellos, sus rampas (Fig. 2.15) ofrecen varias centenas de metros de desarrollo longitudinal y salvan desniveles de orden decamétrico. Casi todas ellas no son funcionales pues, a pesar de su edad reciente (Holoceno) se encuentran profusamente incididas, sobre todo a consecuencia del aprovechamiento secular que ha hecho el hombre de sus entornos (González Martı́n et al., 2000a; Fidalgo, 2011). Figura 2.15: Rampas tobáceas profusamente incididas por la erosión actual de los cauces que avenan el flanco septentrional de la Sierra de Alcaraz (Albacete). A) Rampa del rio La Mesta. B) Rampa del rı́o Salobre. 35 LAS TOBAS EN ESPAÑA 2.4. LAS FORMACIONES TOBÁCEAS EN MANTO EN EL ENTORNO DE LOS MACIZOS KÁRSTICOS Una variedad morfológica, hasta ahora apenas abordada y a caballo entre los edificios de surgencia y los conjuntos aluviales, consiste en las múltiples plataformas tobáceas que se expanden por prolongados planos inclinados adosados a los flancos de numerosos macizos kársticos y que, en ocasiones, invaden los contornos de las cubetas sedimentarias adyacentes, generalmente de carácter subsidente. Estos dispositivos, según algunos autores franceses, suelen estructurarse en una secuencia lateral conformada por depósitos de toba—“travertinos de glacis” – calizas palustres o lacustres y donde se hace frecuente la existencia de costras calizas o calcretas por lo que se ha denominado a esta variedad con el nombre de tobas de piedemont (Vaudour, 1982) y sus edades se remontarı́an, con frecuencia, desde el Neógeno terminal al Pleistoceno inferior y/o medio. De aquı́ que su presencia, en estos ámbitos geoestructurales, haya sido considerada clave para establecer su evolución en este lapso de tiempo debido a la estrecha relación existente entre estas formaciones tobáceas y los vastos aplanamientos labrados en bordes montañosos. Dispositivos morfológicos de esta tipologı́a han sido descritos en ciertos territorios de la cuenca mediterránea en su extremo oriental, caso de los Montes Taurus (Turquı́a), donde se vinculan genéticamente a superficies de corrosión modeladas a finales del Plioceno (Bousquet et Pechoux, 1981); también en sus confines occidentales, concretamente en algunas zonas del Sistema Ibérico español (Moissenet, 1983). Más recientemente, se han reconocido en los bordes fallados de determinadas cuencas levantinas -Hoya de Buñol, Gestalgar, Cofrentes. . . .- (Vázquez Navarro, comunicación personal)3 por donde descargaron importantes caudales kársticos: en ocasiones, sus testigos alcanzan longitudes kilométricas a la vez que ofrecen espesores que sobrepasan varias decenas de metros. 3. OTROS MORFOTIPOS En este epı́grafe se incluyen algunos dispositivos carbonáticos propios de ambientes con aguas más o menos remansadas. Entre ellas destacan las acumulaciones desarrolladas en áreas lacustres o pantanosas. Éstas, si bien ofrecen una notable variedad de facies (Ordoñez et al., 1986a; Pedley, 1990 y 2009; Pedley et al., 1996 y 2003; Ford and Pedley, 1996) y pueden alcanzar espesores superiores a 30 m (Heiman and Sass, 1989; Buccino et al., 1978), no son proclives a engendrar morfotipos especı́ficos con entidad suficiente para manifestarse en los paisajes kársticos, salvo en el caso de que evolucionen a terrazas como consecuencia de una posterior incisión fluvial (Pedley et al., 2003). Quizás, el único representante de esta naturaleza lo constituyan los replanos estromatolı́ticos (Fig. 2.16) que, como auténticos biohermos algáceos, progresan en las márgenes de algunas cubetas lacustres, generalmente represadas por barreras tobáceas. Sin embargo, su presencia es bastante rara. En España, estos dispositivos se han identificado en las Lagunas de Ruidera4 (Ordóñez et al., 1986a; Pedley et al., 1996; González Martı́n et al., 2004, Ordoñez et al., 2005) y en el Lago de Bañolas, donde fueron denominadas “plataformas litorales lacustres –pasivas-” (Brusi et al., 1997a). Estas repisas nacen en los bordes lacustres más o menos cubiertos por las aguas hasta una cierta profundidad que no suele sobrepasar los 4 m de profundidad. Además de los ámbitos lacustres arriba mencionados, replanos sumergidos han sido detectados recientemente en otros humedales tobáceos como la Laguna del Tobar (Cuenca) o la del Arquillo, en Albacete, por buceadores del Grupo Gemosclera. En su techo abundan estromatolitos laminares que conviven, si la altura de la lámina de agua permite su desarrollo, con macrofitos higrófilos que se enraı́zan sobre su superficie. Hacia el centro de la laguna, este techo finaliza en un talud donde, en ocasiones, vuelven a dominar estromatolitos adosados parietalmente a aquél; a veces, en este avance lateral progresan especialmente los estromatolitos ubicados en el segmento alto del talud aprovechando la mejor insolación 3 Ver el Apartado 1 del Capı́tulo 19 sobre Las Tobas de la Rama Castellana y del Sector Levantino del Sistema Ibérico de Cuenca, Castellón y Valencia. 4 Ver Capı́tulo 17 dedicado a los conjuntos tobáceos en el Parque Natural de las Lagunas de Ruidera. 36 2. DEPÓSITOS TOBÁCEOS: PRINCIPALES MORFOTIPOS Figura 2.16: Replanos estromatolı́ticos emergidos en la orilla oriental de la Laguna de La Lengua (Ruidera). y construyendo una serie de viseras que dan una notoria personalidad morfológica a esta variedad tobácea. Una descripción más detallada puede proseguirse en Ordóñez et al., (1986a) y Pedley et al., (1996) ası́ como en el apartado 2.2 del Capı́tulo 17 correspondiente a los conjuntos tobáceos del Parque Natural de Las Lagunas de Ruidera. Más enigmáticos, por lo poco que se conocen, son los dispositivos métricos (Fig. 2.17-A) que jalonan las orillas sumergidas de algunos trechos fluviales bien insolados con aguas ralentizadas y suficiente profundidad en cauces que discurren por valles muy bien fitoestabilizados. Con semejante interés, aunque menor entidad y ahora colonizando de modo disperso, los fondos de ciertos cauces, apuntar la presencia de otros conjuntos menores (Fig. 2.17-B). No han sido estudiados y allı́ donde han sido advertidos ofrecen envueltas externas construidas por tapices algáceos en vı́as de estudio. Figura 2.17: Construcciones carbonáticas desarrolladas en las márgenes (A) y en el fondo de cauces (B) en el valle del Alto Tajo y en uno de sus tributarios. CONSIDERACIONES FINALES Las acumulaciones tobáceas incluyen una amplia gama de facies desarrolladas en diferentes geotopos deposicionales, conformados especı́ficamente por la convergencia de múltiples factores ambientales como son: el emplazamiento geomorfológico, los tipos de vegetación, el carácter canalizado o difuso de los flujos, sus caudales, el espesor de la lámina de agua, su grado de saturación, etc. Debido a esta complejidad han surgido clasificaciones muy dispares elaboradas desde distintas ópticas metodológicas donde, a veces, se constata la existencia de aproximaciones muy focalizadas a la vez que se echa de menos una perspectiva más integradora. Desde una óptica geomorfológica, los morfotipos tobáceos ofrecen, inicialmente, una mayor sen37 LAS TOBAS EN ESPAÑA cillez siempre y cuando no se atienda con suficiente sistematización a sus diferentes y complejas caracterı́sticas sedimentológicas y petrológicas de cada uno de ellos. En este capı́tulo, la exigencia de una breve sı́ntesis, ha obligado a dar preferencia a determinados aspectos morfológicos en detrimento de los elementos constitutivos que arman las estructuras y facies de sus carbonatos. Afortunadamente, desde hace algún tiempo, casi todos los estudios aplicados a estos depósitos incorporan los análisis macro y micromorfológico con un zoom en el que todavı́a puede apreciarse, a veces, cómo no se ha logrado una perfecta compenetración de estas dos escalas metodológicas extremas. Atendiendo a la morfologı́a se han considerado dos grandes conjuntos. Uno de ellos tiene su sede en el ámbito fontanar de las vertientes y se emplaza en las proximidades de surgencias con mayor o menor caudal y regularidad en sus flujos. El otro se desarrolla en el fondo de depresiones y valles ofreciendo una mayor complejidad que se manifiesta tanto en sus ambientes genéticos -fluviales, palustres y lacustres- como por la reiterativa y enmarañada presencia de materiales detrı́ticos (aluviales y coluvionares) y carbonatos tobáceos. Los dispositivos más espectaculares y frecuentes en los corredores fluviales suelen ser las barreras tobáceas que despliegan todo tipo de dimensiones. Junto a ellas coexisten otras variedades: pequeños fitohermos de retención de aguas y con mayor o menor capacidad de progradación hacia aguas abajo; conjuntos vinculados a cascadas emplazadas en importantes rupturas métricas del perfil longitudinal de los lechos, rampas tobáceas y dispositivos aterrazados. La última variedad coincide con los conjuntos en manto que bordean, en ocasiones, con especial magnitud las vertientes de ciertos macizos kársticos. Las tobas desarrolladas en ambientes palustres y lacustres ofrecen un inusitado interés petrológico y segmentológico aunque no conforman morfologı́as especı́ficas salvo los denominados replanos estromatoliticos que orlan las orillas de algunos humedales. 38 3. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS: EXIGENCIAS GEOAMBIENTALES Y DISTRIBUCIÓN ESPACIO-TEMPORAL J. A. González Martı́n1 y C. Fidalgo1 1. Departamento de Geografı́a, Universidad Autónoma de Madrid, Francisco Tomas y Valiente 1, 28049 Madrid. [email protected] [email protected] INTRODUCCIÓN Mientras que en los travertinos termales la procedencia profunda de las aguas, su CO2 ası́ como unas elevadas cargas hidroquı́micas, permiten el progreso de los carbonatos en entornos adversos, las acumulaciones tobáceas exigen la concurrencia de una serie de factores de tipo ambiental que, directa e indirectamente, favorecen su desarrollo y expansión por los dominios kársticos. Ası́ acontece para estos depósitos vinculados a aguas meteóricas que, salvo raras excepciones (localizadas en regiones con climas frı́os y rigurosos), exigen para su origen y crecimiento un marco fı́sico donde se verifiquen y combinen una serie de condiciones ambientales. Esta convergencia fue advertida de un modo reiterado en las acumulaciones tobáceas europeas estudiadas por numerosı́simos expertos durante el último tercio del siglo XX. Ello motivó que la mayor parte de los dispositivos fósiles fueran correlacionados con las épocas interglaciares (o interestadiales), al ser contempladas sus condiciones cálidas y húmedas muy propicias para la génesis de este tipo de formaciones. De modo inverso, su desaparición en los escenarios kársticos se vinculó a degradaciones ambientales del medio natural, asociadas a empeoramientos climáticos y/o a perturbaciones humanas, siendo consideradas el origen de la inhibición de los procesos de precipitación de carbonatos al conllevar el progresivo avance de la sedimentación detrı́tica. Coetáneamente, la aplicación generalizada de métodos de cronologı́a absoluta y su integración en el ámbito cronológico cuaternario y global de los Estadios Isotópicos del Oxı́geno –MIS- (Shackleton and Opdyke, 1973), confirmó aquella hipótesis hasta entonces sostenida: los depósitos tobáceos prosperaron en aquellas épocas presididas por unas circunstancias climáticas benignas y que, indirectamente, posibilitaron el avance de las cubiertas vegetales por extensos territorios. En ese carácter benigno se ha invocado la existencia de temperaturas templadas o cálidas, sin periodos frı́os y con una cierta humedad (Cappezzuoli et al., 2008). En este capı́tulo se abordan brevemente, y en primer lugar, las caracterı́sticas y exigencias ambientales que suelen reunir los paisajes que amparan a las formaciones tobáceas, en lo que respecta a los factores climáticos ası́ como a las cubiertas vegetales que escoltaron su génesis; en segundo lugar, se analiza tanto su distribución espacial como su ubicación temporal, correlacionándose las etapas constructivas de sus grandes edificios cuaternarios con los últimos Estadios Isotópicos del Oxı́geno. 39 LAS TOBAS EN ESPAÑA 1. EXIGENCIAS GEOAMBIENTALES EN LA GÉNESIS Y DESARROLLO DE LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS: FACTORES CLIMÁTICOS Y BIOGEOGRÁFICOS Apuntados en el primer capı́tulo los condicionantes geológicos y geomorfológicos ası́ como la procedencia casi siempre kárstica de los flujos subtérraneos, se examinarán el papel desempeñado que los factores climáticos y biogeográficos ejercen en el origen y desarrollo de las acumulaciones tobáceas. 1.1. FACTORES CLIMÁTICOS Y REGULARIDAD DE LOS FLUJOS DE AGUA Un determinado tipo de escenario climático parece idóneo para favorecer la aparición y progreso de los dispositivos tobáceos, siendo el rol jugado por las precipitaciones uno de los más ponderados en opinión de muchos expertos. En efecto, su volumen y régimen deben ser suficientes para asegurar la eficacia de los procesos de karstificación en los roquedos calizos ası́ como para mantener los caudales de los flujos subterráneos con aguas cargadas de carbonatos; pero sobre todo, para consolidar la continuidad de las corrientes superficiales capaces de engendrar numerosas acumulaciones tobáceas y posibilitar el desarrollo de elementos higrófilos y tapices algáceos, por otra parte incompatibles en flujos que registren fuertes y/o frecuentes riadas. Además, el papel de las precipitaciones se manifiesta también de modo trascendente en las cubiertas vegetales que, a su vez, desempeñan otras dos funciones fundamentales: por un lado, incrementan las bajas concentraciones del CO2 atmosférico que suelen llevar disueltas las aguas meteóricas y por otro, favorecen la fitoestabilidad de las vertientes de los valles, al impedir la llegada de terrı́genos abrasivos a los cauces. En climas con cierta sequedad, y por tanto inicialmente no propicios para el desarrollo de las acumulaciones tobáceas, el déficit pluviométrico puede ser contrarrestado por los efectos reguladores que pueden desempeñar acuı́feros especialmente inerciales. Este es el caso de muchas regiones mediterráneas con prolongada estación seca o sometidas cada cierto tiempo a las pertinaces sequı́as plurianuales (Fig. 3.1). En ellas, la persistencia de los caudales durante los momentos crı́ticos está controlada por la labor regularizadora de los acuı́feros kársticos adyacentes que mantienen la continuidad de los flujos (Fig. 3.2). Del mismo modo, estos acuı́feros pueden también proteger a las acumulaciones tobáceas instaladas en los fondos de los valles durante los eventos con precipitaciones de gran intensidad, moderando el volumen de agua circulante. No obstante, no faltan excepciones donde flujos esporádicos, vinculados a prolongadas precipitaciones, muy discontinuos de agua, o sólo funcionales durante algunos meses, pueden precipitar importantes cantidades de carbonatos al coincidir con la salida de corrientes subterráneas muy saturadas debido a su larga permanencia en el interior de los acuı́feros. El factor temperatura ha sido invocado con diversos matices como un elemento a considerar en la formación de las tobas, especialmente en las regiones semi-áridas; en ellas, unos elevados registros intensifican la eficacia de la precipitación de carbonatos al incrementar los efectos de la biomediación a la vez que la evaporación decrece la solubilidad de la calcita incrementando ası́ su saturación (Pedley et al., 1996). De igual modo, la insolación y la temperatura, aunque muy condicionadas por la dinámica hı́drica (Zechmeister and Mucina, 1994; Merz-Preiß and Riding, 1999; Pentecost and Zhaohui, 2002 y 2006. . . ..), determinan la diversidad de las especies en los grupos taxonómicos alojados en el agua y que tanta trascendencia tiene en la sedimentación carbonatada, ası́ como en la estructura de las diferentes facies tobáceas. Las peculiaridades hidroquı́micas de las corrientes de agua, especialmente el valor del pH y su carga iónica, constituyen otros elementos condicionantes del desarrollo de los dispositivos tobáceos. 40 3. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS: EXIGENCIAS GEOAMBIENTALES Y DISTRIBUCIÓN ESPACIO-TEMPORAL Figura 3.1: Laguna Redondilla (Ruidera) evidenciando, a pesar de la regulación ejercida por el acuı́fero del Campo de Montiel, grandes contrastes en su vaso. Arriba, totalmente seca tras la pertinaz sequı́a de principios de los años 90 con efectos incrementados por la sobre-explotación del acuı́fero. Abajo, completamente llena durante el evento de riada de 1997. Figura 3.2: Surgencia en el fondo de una de las Lagunas de Ruidera. El aporte de sus aguas, durante los meses de verano, mantiene la altura de su lámina de agua durante esta adversa estación, e incluso durante años con sequı́a. Fuente: Grupo Gemosclera. 41 LAS TOBAS EN ESPAÑA 1.2. LAS CUBIERTAS VEGETALES Y SU ESTRUCTURA Los estrechos vı́nculos que unen, por lo general a las formaciones tobáceas con los climas biostásicos, capaces de desarrollar sendas cubiertas vegetal y edáfica (Fig. 3.3) son bien conocidos desde hace ya cierto tiempo. A exceptuar aquellos escenarios donde se han identificado ciertas acumulaciones carbonáticas, en ámbitos donde la vegetación es rara o está ausente, frecuentemente asociados al dominio de alta montaña1 . Figura 3.3: Fiitoestabilidad en las vertientes (A) y en las orillas del cauce (B) del Alto Tajo donde progresan acumulaciones tobáceas (aguas arriba del Puente de San Pedro.- Guadalajara). La cobertera vegetal y los suelos desempeñan un importante papel en el desarrollo de los dispositivos tobáceos. Por un lado, suministran abundante CO2 a las aguas lo que posibilita un incremento de su carga iónica en carbonatos. Por otro, fitoestabilizan las vertientes y orillas de rı́os y humedales. Con ello paralizan la puesta en marcha de terrı́genos en su superficie y su posterior llegada a los fondos de valle, donde pueden disminuir las tasas precipitación al enturbiar las aguas (Fig. 3.4) que disminuyen la eficacia de los procesos fotosintéticos y/o abrasionar los tapices algo-bacterianos y organismos higrófilos. Figura 3.4: Organismos acuáticos y precipitación de carbonatos a distintas profundidades bajo láminas de agua caracterizadas por la ausencia de terrı́genos en suspensión. Lagunas de Ruidera. Fuente: Grupo Gemosclera. 1 42 Ver subapartado 3.4 al final de este capı́tulo, dedicado a las tobas en el dominio de la montaña. 3. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS: EXIGENCIAS GEOAMBIENTALES Y DISTRIBUCIÓN ESPACIO-TEMPORAL Son numerosas las aportaciones en el continente europeo destinadas al conocimiento de cómo eran los ecosistemas, y sus cubiertas vegetales, que coincidieron con la gestación de sistemas tobáceos a través de estudios biogeográficos, malacológicos. . . . Su análisis se ha mostrado como una vı́a de enorme interés para la comprensión de la evolución del medio natural en estos entornos (Mazet, 1988; Magnin, 1985; Magnin et al., 1988 y 1991; Magnin, 1997; Dı́az del Olmo, 1994; André et al., 1997; Porras y Dı́az del Olmo, 1997; Ali et al., 2002, 2003a, 2003b, 2003c y 2004; Hoffmann, 2005; Ollivier et al., 2006 y 2008, etc.). Respecto al estudio de la estructura vegetal, éste se ha apoyado tradicionalmente sobre dos métodos complementarios: el análisis polı́nico, muy conocido y utilizado sobre todo en carbonatos dispuestos en secuencias que incluyen turba o ciertas cantidades de materia orgánica, ya que fuera de estos contextos las tobas suelen ser pobres generalmente en pólenes y muchas veces se hallan muy deteriorados (Taylor et al., 1998). el reconocimiento de improntas o impresiones de macrorrestos fundamentalmente hojas (Fig. 3.5), o de frutos, conos de pinos, ramas o tallos cuya presencia es muy frecuente entre los carbonatos tobáceos. Figura 3.5: Improntas de restos foliares en una acumulación tobácea del Alto Tajo. 2. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS: DISTRIBUCIÓN TEMPORAL Exceptuados los dispositivos estromatolı́ticos, que son un factor común en los registros estratigráficos de todas las eras geológicas, los conjuntos tobáceos pre-cuaternarios han adquirido una enorme singularidad. Sin embargo, no hay demasiadas referencias a tobas y/o travertinos desarrollados en tiempos precuaternarios (Evans, 1999; Arenas et al, 2010b). Los principales motivos alegados (Ford and Pedley, 1996) se relacionarı́an con el bajo potencial de preservación que estos carbonatos tienen ante los procesos erosivos ası́ como al carácter diseminado, la escasa continuidad lateral y el reducido espesor de sus afloramientos. 2.1. CONJUNTOS TOBÁCEOS PRECUATERNARIOS Entre los más antiguos destacan los que se remontan al inicio del Paleozoico –Cámbrico- (Ford and Pedley, 1996) e, incluso, a tiempos más tempranos en la australiana región del Queensland (Megirian, 1992) y que ofrecen diversas variedades tobáceas (cascadas, edificios de surgencia, depósitos 43 LAS TOBAS EN ESPAÑA lacustres y palustres, etc.). Al Pérmico se remontan los carbonatos emplazados en la región polaca de Silesia (Szulc and Cwizewicz, 1989). De igual modo, sedimentos tobáceos han sido identificados, junto a otros carbonatos, en los estratos del Mesozoico pertenecientes al: Triásico superior, en Polonia (Szulc et al., 2006); en la cuenca de Durham, en Carolina del Norte (Wheeler and Textoris, 1998); Tránsito Triásico–Jurásico, en Gran Bretaña (Leslie et al., 1992; Ford and Pedley, 1996). Cretácico terminal en Francia (Freytet and Plaziat, 1982). En España, también han sido advertidos entre los materiales jurásicos de la Cuenca de Cameros (Meléndez and Gómez, 2002); los que se disponen en la Formación Aguilar (Jurásico-Cretácico), en el borde septentrional de la Meseta Norte (Hernández et al., 1998; Diéguez et al., 2009); en el Cretácico inferior en la región valenciana (Monty and Mass, 1979) y, también en el Cretácico terminal de los flancos meridionales tanto de los Pirineos (Mäcker, 1997) como del Sistema Central (Portero et al., 1990). Los testigos tobáceos tampoco están ausentes entre los roquedos del Cenozoico inferior, destacando en el continente americano los detectados en Brasil, junto a travertinos termales en un graben cercano a Rı́o de Janeiro (Sant Anna et al., 2004). Pero sobre todo, en el Eoceno norteamericano donde diversos morfotipos –barreras, edificios de surgencia y otros convivieron con travertinos termales (Bradley, 1974), ası́ como en el australiano, cuya desaparición del registro geológico coincidió con un incremento de la aridez (Evans, 1999). En el norte de este mismo continente, dispositivos tobáceos yacen en los estratos del Oligoceno (Carthew et al., 2003b). Tampoco faltan en alguna de las cuencas molásicas al pié de los Alpes (Platt, 1992). En España, han sido localizados en la Cuenca del Ebro (Anadón y Zarrameño, 1981; Zamarreño et al., 1997), en el borde meridional de los Pirineos (Nickel, 1983) y en la Isla de Mallorca (Arenas et al., 2007). Mayor es la frecuencia de tobas en los rellenos del Neógeno ubicados en diversos dominios continentales. Ası́, en Norteamérica, la denominada Formación Barstow, en el desierto californiano de Mojave, ha atraı́do la atención de numerosos investigadores (Becker et al., 2001; Cole et al., 2004; Ibarra and Corsetti, 2012). También tobas del Cenozoı́co medio se han abordado en los ámbitos hiperáridos africanos -Oasis de El Kharga (Ford and Pedley, 1996)- o en el Desierto de Atacama (Wet et al., 2012). De igual modo, han sido identificadas en el registro neógeno de numerosas regiones del Próximo Oriente (Glover et al., 1998), Ası́a central (Freytet et Fort, 1980), de Europa –Croacia (Roglic, 1977), Alemania (Koban and Schweigert, 1993; Kallis et al., 2000), Hungrı́a (Schweitzer and Scheuer, 1995) y Eslovaquia (Mitter, 1981)-. En el Neógeno de la Penı́nsula Ibérica, niveles tobáceos se han reconocido en múltiples posiciones estratigráficas y territoriales2 . Ası́ en el Pirineo oriental, al igual que en el Midi francés, se han citado tobas de esta edad (Roiron et Ambert, 1990; Roiron, 1997), con especies de flora subtropical y tropical. También se han detectado en el Mioceno de la Cordillera Bética andaluza, en el entorno almeriense de Alhama (Garcı́a et al., 2003) y en el Puerto de los Martı́nez (Guendon et al., 1997b). Mayor es su presencia en la Cuenca del Duero y, especialmente en la de Madrid (Ordóñez and Garcı́a del Cura, 1983) donde carbonatos biogénicos fluviales (calizas tobáceas, oncolı́ticas, estromatolitos) se insertan en la Unidad superior miocena en los páramos a una y otra vertiente del valle medio del Tajo (Ordóñez et al., 1987b); Garcı́a del Cura et al., 1991a; Sanz Montero, 1996). Elementos tobáceos han sido establecidos también en la Cuenca del Ebro (Arenas et al., 2000; Vázquez Urbez et al., 2002; Vázquez Urbez, 2008) y en la de Calatayud (Sanz Rubio et al., 1996); de igual modo se ´ 2 La presencia de tobas, o de carbonatos tobáceos, ha sido profusamente señalada en las memorias de las Hojas 1/50.000 del Mapa Geológico de España, sobre todo entre los materiales que colmatan aquellas cuencas sedimentarias delimitadas por relieves constituidos por roquedos calizos karstificables. 44 3. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS: EXIGENCIAS GEOAMBIENTALES Y DISTRIBUCIÓN ESPACIO-TEMPORAL constataron en algunas pequeñas cuencas del Sistema Ibérico localizadas en sus bordes occidental Cuenca de Zaorejas, en el Alto Tajo (González Amuchastegui, 1993a)- y oriental -Cuenca de Teruel(Broekman, 1983; Moissenet, 1989; Alonso Zarza et al., 2012). La etapa plio-cuaternaria fue considerada por diversos autores como la fase principal de karstificación en el dominio mediterráneo, tanto en sus regiones orientales (Vaumas, 1967; Faugères, 1981) como occidentales (Lhenaff, 1968; Gutiérrez Elorza y Peña, 1989 y 1994). Esta interpretación parece ser corroborada por ciertos datos posteriores, obtenidos en sedimentos ubicados en la depresión de Jorox (Delannoy et al., 1997) y en las acumulaciones tobáceas que conforman el techo de los paisajes tabulares (alrededores de Prados Redondos, Molina de Aragón y Valhermoso. . . ) encajados por debajo de las parameras mesozoicas del valle del Gallo, en el Alto Tajo (González Amuchastegui, 1993a). Mas al sureste, en Alicante, también se identificó la presencia de tobas y calizas tobáceas en estratos villafranquienses aunque sin asociarse a etapas presididas por la disolución (Dumas, 1977). 2.2. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS CUATERNARIAS La ubicación temporal de las etapas cuaternarias que conocieron procesos generalizados de sedimentación tobácea ha sido posible mediante la aplicación de distintas técnicas de cronologı́a absoluta que contribuyeron no sólo a datar las propias estructuras carbonáticas sino, también, a fechar los muros y/o techos de los materiales aluviales, coluvionares, loéssicos, etc. incluidos en las complejas secuencias donde, con frecuencia, se insertan las tobas. El método isotópico del 14 C fue el pionero aunque, casi siempre y debido a sus limitaciones temporales, se empleó en conjuntos holocenos o del Pleistoceno más reciente. No obstante, pronto se advirtió que los carbonatos integradores de las acumulaciones tobáceas no eran muy idóneos para la aplicación de esta técnica cronológica (Srdoc et al., 1980; Thorpe et al., 1981; Pazdur et al., 1986, 1988a y 2002; Viles and Goudie, 1990; etc.) recomendándose la adopción de ciertas precauciones interpretativas a tener en cuenta. Fue el método basado en el desequilibrio entre los isótopos 238 U, 234 U y 230 Th, también conocido como U/Th, el que pasó a ser el más utilizado en tobas y travertinos (Harmon et al., 1980; Schwarcz, 1979 y 1980; Livnat and Kronfeld, 1985; Blacwell and Schwarcz, 1986; Quinif, 1988 y 2012; Julià and Bischoff, 1991; Ambert et al., 1995; Frank et al., 2000; Cheng et al., 2000; Eikenberg et al., 2001; Mallick and Frank, 2002; Garnett et al., 2004a . . . .), debido a su idoneidad en muestras carbonáticas ası́ como a un mayor alcance temporal (350.000 - 400.000 años) (Boch et al., 2005; Luque and Julià, 2007). Sin embargo, su uso no está exento de ciertas problemas: se vinculan al carácter poroso de las acumulaciones tobáceas que favorecen los procesos de recristalización (Garnett et al., 2004a) y a la contaminación que el Torio, de naturaleza detrı́tica, motiva en muchas formaciones tobáceas, sobre todo, de origen aluvial. Ası́, se ha apuntado que relaciones 230 Th/232 Th>17 son propias de muestras con escasas evidencias de contaminación; valores de 10 ofrecerı́an una “relativamente baja” contaminación mientras que si la relación es inferior a 2-3, las muestras estarı́an muy contaminadas isotópicamente (Luque and Julià 2007; Schulte et al., 2008). Otros métodos utilizados, en ocasiones de modo combinado con U/Th, son E.S.R. -Electron Spin Resonance- (Gaida et Radtke, 1983; Radtke et al., 1986; Grün et al., 1988 y 2006; Bahain et al., 2007) y Racemización de Aminoácidos (Torres et al., 1994, 1995, 1997, 2005 y 2009; Ortiz et al., 2004, 2009); en menor medida, otros procedimientos empleados han sido 226 Raex /226 Ra(0) (Eikenberg et al., 2001), Resonancia Magnética ası́ como O.S.L. (Vernet et al., 2008; González Pellejero et al., 2012). Las aplicaciones paleomagnéticas también han sido aplicadas para establecer algunas aproximaciones cronológicas para tobas de notable antigüedad (Baena et al., 1996 y 1997b; Baena, 1997). En las latitudes medias, numerosı́simas formaciones tobáceas han sido asimiladas cronológicamente a los ambientes templados o interglaciares en decenas de trabajos (Vaudour, 1985 y 1988; Weisrock, 1986; Ambert, 1986; Ambert et al., 1992; Mangin et al., 1991; Pedley et al., 1996; Dramis 45 LAS TOBAS EN ESPAÑA et al., 1999; Frank et al., 2000; Horvatincic et al., 2000; Ordoñez et al., 2005...). En el caso del continente europeo, estos depósitos se expandieron por múltiples regiones desde su extremo caucásico –Armenia- (Ollivier et al., 2008) hasta sus territorios más occidentales (tanto en su flanco oceánico como mediterráneo), durante el transcurso de los MIS 9, 7, 5 y 1. En este extenso dominio, el MIS-5 y el MIS-1 han sido considerados los estadios más propicios para la sedimentación tobácea y donde, con mucha frecuencia, se han invocado escenarios más húmedos que los actuales, sobre todo en la Penı́nsula Ibérica. Con carácter espacial más restringido, se han apuntado térmicamente ambientes más cálidos sugeridos por la identificación de determinados taxones vegetales –Corylus, Salix, Buxus, Ficus, etc.- en el seno de las tobas del occidente francés, hoy instalados en regiones más meridionales como los mediterráneos (Lecolle et al., 1989). Respecto al MIS-3, sus circunstancias térmicas no parecen haber sido tan propensas como las de los anteriores a la hora de impulsar la expansión de los depósitos carbonatados (Soligo et al., 2002). Por su parte, las etapas frı́as (y en ocasiones de acentuada sequedad) fueron limitadoras del desarrollo vegetal al no cumplir los requerimientos ambientales idóneos y por ello se caracterizaron por una pobre fitoestabilidad en las vertientes. De aquı́ que fuesen perı́odos poco ventajosos para que evolucionaran, con cierta continuidad, los procesos deposicionales tobáceos al quedar su génesis interrumpida dando paso a las acciones erosivas. Buena prueba de ello se constata en Centroeuropa donde, en el sur de Alemania no existen evidencias de tobas, ni de travertinos termales, en los MIS pares -2 y 4- o en los impares excesivamente tibios -3 y 5.1- (Frank et al., 2000). Sin embargo, no faltan excepciones en otros lugares, casi siempre mediterráneos, ya que ciertos depósitos tobáceos se habrı́an propagado durante fases climáticas con cierto frı́o, atestiguado por la presencia de determinados pólenes y/o macro-restos vegetales. Es el caso de Millau (Vernet et al., 2008); de Peyre donde la presencia de Picea sp., Pinus sylvestris, etc. acredita una génesis vinculada a periodos frı́os (Bazile et al., 1977); o del valle de Huveaune, en las Bocas del Ródano –Provenza-, donde sus tobas fueron sedimentadas durante el último periodo glaciar conteniendo como flora fósil Pinus salzmannii, Acer opalus, Fraxinus ornus, Cornus sanguinea, Hedera helix (D Anna et Courtin., 1986); otras excepciones se localizan en ciertas regiones de la Penı́nsula Ibérica, como en ciertas áreas andaluzas o del Sistema Ibérico, donde se ha detectado cierta actividad tobácea durante Estadios Isotópicos 8, 6 y 2 que han sido considerados globalmente como frı́os3 . Es escasa la información que se tiene de los paisajes kársticos sucedidos en el transcurso de algunos milenios de transición desde los rigurosos tiempos glaciares finipleistocenos (MIS-2) a los benignos de edad holocena. Algunos antecedentes proceden de las Islas Británicas donde se ha detectado cómo este intervalo postglaciar coincidió con una etapa generalizada de notable incisión en los lechos fluviales que se paralizarı́a con la llegada de los ambientes holocenos (Pedley et al., 2000). El Holoceno (MIS-1) ha sido catalogado, a pesar de su corto desarrollo temporal, como una de las fases cuaternarias que, merced a unos excepcionales escenarios ambientales, conoció una inusitada eclosión de las formaciones tobáceas por todas las regiones kársticas del planeta. La responsabilidad de este hecho ha sido atribuida al notable incremento del CO2 atmosférico, advertido en las burbujas de aire obtenidas en los sondeos glaciares efectuados en Groenlandia y en la Antártida (Griffits and Pedley, 1995). Sea cual sea el origen de esta inusitada expansión lo cierto es que la sedimentación tobácea conoció su inicio en el Preboreal y se continuó en el Boreal en muchos parajes europeos (Vaudour, 1986a; 1986b, 1994; Vaudour et al., 1985; Pedley, 1987. . . .), en un contexto forestal abierto, protagonizado por especies higrófilas y pioneras de vegetación de ribera: Populus alba, Salix sp., Pragmites communis y algunos Quercus caducifolios. Ası́ aconteció en numerosas cuencas de Francia y Bélgica (Janssen et al., 1999) y también en ámbitos más septentrionales, como Suecia (Gedda et al., 1999), Dinamarca (Pentecost, 1995b) y del centro del continente Eslovaquia (Gradzinski, 2010) o Macizo de Bohemia (Zak et al., 2002)- quizás inducida por ciertas condiciones microclimáticas. Los paisajes ´ 3 Ver capı́tulos 12 y 21 sobre las tobas en el Sector Aragonés de la Cordillera Ibérica y de Andalucı́a, respectivamente. 46 3. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS: EXIGENCIAS GEOAMBIENTALES Y DISTRIBUCIÓN ESPACIO-TEMPORAL meridionales franceses de esta época son bien conocidos y pueden ser bastante representativos de la evolución de los entornos tobáceos mediterráneos (Guendon et Vaudour, 1981; Vaudour et al., 1985; Vaudour, 1985, 1988, 1994 y 1997; Guendon et al., 2003; Ali et al., 2003a. . . ). En el Holoceno medio, desde las postrimerı́as del Boreal y a lo largo del Atlántico (5000-2500 BP), se produjo el mayor desarrollo de las formaciones tobáceas coincidiendo con el avance del bosque de roble caducifolio, con Acer sp. y Sorbus sp, como especies acompañantes, favorecidas a consecuencia del incremento de las precipitaciones y de la temperatura acontecido en el transcurso de este “Óptimo climático”. Esta eclosión afectó a todas las regiones europeas, con ciertas matizaciones biogeográficas, desde sus regiones más occidentalizadas -Gran Bretaña (Pedley, 1993; Goudie et al., 1993), Bélgica (Geurts, 1976a y 1976b), oeste y sur de Francia (Guendon et Vaudour, 1981; Lebret et Bignont, 1989; Bakalowicz, 1990; Vaudour, 1986a y 1986b y 1988; Ambert et al., 1992; André et al., 1997; Ali et al., 2003a; Guendon et al., 2003; Ollivier et al., 2006)- hasta otras más interiorizadas como Polonia (Alexandrowicz et Gerlach, 1981). A partir de mediados-finales del Atlántico hasta el Subboreal, el entorno natural pasó de ser un medio forestal abierto con robledales caducifolios, acompañados de espinosas, a otro aún más claro donde junto al roble aparece pino (Pinus sp.), enebro (Juniperus sp.) y zarzas (Rubus sp.). Las causas de esta transformación del paisaje vegetal fueron de origen natural y antrópico. Se vinculan a un empeoramiento de tipo bioclimático provocado por la llegada de unos ambientes de menor humedad cuyos efectos fueron incrementados por las secuelas de una inicial deforestación, realizada por las ocupaciones humanas desde finales del Neolı́tico en los territorios europeos (Geurst, 1976a; Huault, 1989); aquella actividad antrópica dejó como testigo la presencia de gramı́neas -entre ellas algunas como el Plantago sp.- y de otros taxones indicadores de pastoreo. La convergencia de ambos factores fue suficiente para ralentizar las tasas de crecimiento tobáceo que decayeron notablemente hasta hacerse casi nulas a partir de la Edad del Bronce, conforme aquellas teselas aclaradas aumentaban su presencia, ası́ como su extensión, en el paisaje vegetal de numerosas regiones kársticas europeas (Weisrock, 1986; Vaudour, 1986b; Goudie et al., 1993). Desde entonces, los paisajes, ası́ como las acumulaciones tobáceas emplazadas en ellos, evolucionaron bajo dinámicas capaces de conformar unos entornos que se sucedieron en el territorio con ritmos temporales a veces muy rápidos e incluidos en un ciclo climático-antrópico (Vaudour 1985, 1986a, 1988) en el que muchos entornos tobáceos dejaron de ser funcionales y pasaron a ser objeto de intensas acciones erosivas. Por su parte, en las regiones áridas, la ubicación cronológica de los depósitos carbonáticos se correlaciona, con notable asiduidad, con aquellas etapas propensas a la humedad (Nicod, 2000) que, en estos ámbitos, suele coincidir con los MIS pares, aunque no siempre. Ası́, en Oriente Próximo, las tobas de algunas regiones secas de Siria (Vaudour et al., 1997) y de Israel -22.000 BP- (Kronfeld et al., 1988) se desarrollaron durante el MIS-2, en fecha muy próxima al Máximo Glaciar de aquel momento (18.000 BP). Igual apreciación ofrecen algunos ámbitos brasileños pues sus depósitos se expandieron durante el MIS-2, MIS-8 y MIS-10 y MIS-12 cuando las precipitaciones fueron de mayor cuantı́a que las actuales (Auler et al., 2001). Por su parte, en el borde septentrional sahariano existen diversas singularidades: las fases constructoras de tobas coincidieron, sobre todo, con el MIS-3 y el MIS-2 pero también se registraron en MIS impares, como el –MIS-11- y en sus perı́odos de transición -MIS 9-8- (Weisrock et al., 2008). 3. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS: DISTRIBUCIÓN ESPACIAL Si la ubicación de los travertinos está estrictamente controlada por factores geoestructurales, a no ser que las aguas meteóricas jueguen un importante papel en la recarga del acuı́fero termal (Jones and Renaut, 1996; Delgado Castilla, 2009), la localización de las acumulaciones tobáceas se halla casi totalmente mediatizada por los factores ambientales quedando el papel estructural relegado, casi siempre, a un segundo plano. Abordados algunos de los aspectos temporales que se manifiestan en torno a los dispositivos 47 LAS TOBAS EN ESPAÑA tobáceos, a continuación se hará un breve repaso de su distribución regional en forma de herencias paleoclimáticas y/o como acumulaciones cuyo desarrollo continúa hoy siendo activo con mayor o menor eficacia. No obstante hay que señalar que los afloramientos de toba no alcanzan la entidad superficial de otras formaciones como los loess o las calcretas que cubren dilatadı́simas extensiones continentales representando más del 10 % (Catt, 1996) y 13 % (Yaloon, 1988) de su superficie, respectivamente. En efecto, las tobas se expanden como pequeñas y discontinuas teselas dentro de un enorme mosaico territorial, casi siempre dominado por morfoestructuras calizas, emplazándose unas veces de modo puntual a la salida de surgencias de agua y otras adaptándose, de forma jalonada y con distintos morfotipos, en el fondo de los valles fluviales. Para examinar su distribución geográfica hay que destacar los ensayos de gran interés realizados, desde hace algún tiempo, por autores como Pentecost (1995b); Ford y Pedley (1992 y 1996); Pedley (2009) consagrados a levantar un inventario de los múltiples dispositivos tobáceos en numerosos paı́ses. Apoyándonos en ellos, y en una bibliografı́a más reciente, se examinarán primero las acumulaciones de las regiones templadas, después las ubicadas en los medios dominados por la sequedad, a continuación las emplazadas en los ámbitos trópico-monzónicos y, finalmente, en el dominio azonal de las montañas. 3.1. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS EN LAS REGIONES TEMPLADAS (TABLA 3.1) Esta zona climática ofrece innumerables ejemplos en todos los continentes, tanto en su interior como en sus húmedas fachadas oceánicas, siendo los ámbitos kársticos mediterráneos donde los edificios de toba ofrecen mayor representación y magnitud. Como caracterı́stica general, estas acumulaciones pleistocenas y holocenas, parecen testificar unas condiciones ambientales más favorables para su desarrollo que las registradas en la actualidad. 3.1.1. EUROPA Las manifestaciones carbonáticas más septentrionales consisten en encostramientos generados por cianobacterias localizados en Suecia a 68 N (Ford and Pedley, 1996) y ciertas tobas palustres vinculadas a las altas temperaturas estivales registradas entre el 9.500 y 8.000 BP (Gedda et al., 1999). Con edades semejantes han sido identificadas en Dinamarca (Pentecost, 1995b) y en alguna de las repúblicas bálticas, como Bielorrusia (Makhnach et al., 2000). De igual modo se han constatado, en Rusia, en los alrededores de San Petersburgo (Vaudour, 1988). Más al sur, toda la fachada occidental de Europa ofrece numerosas acumulaciones en sus diversas cuencas fluviales. En las Islas Británicas, las tobas son escasas en Irlanda (Statham, 1977; Preece and Robinson, 1982; Pentecost, 1995b; Foss, 2007) y mucho más frecuentes en Gran Bretaña. Aquı́, casi todas sus regiones calizas, especialmente las ubicadas en sus acuı́feros carbonı́feros y jurásicos, muestran una notable abundancia de estos depósitos que se expandieron, sobre todo, durante el Holoceno. Un inventario, efectuado en la década de los noventa (Pentecost, 1993), estableció la existencia en el paı́s de 160 parajes con tobas, número que fue considerado como una pequeña aproximación del total de lugares con acumulaciones de esta naturaleza (Davies and Robb, 2002). Ası́, fueron analizadas en Gales (Pedley, 1987; Viles and Pentecost, 1999); Yorkshire (Pentecost, 1981; Pentecost and Lord, 1988, Pentecost and Spiro, 1990; Pentecost, 1991 y 1992); Derbyshire (Pedley, 1993; Pedley et al., 2000) y otros ámbitos (Andrews et al., 1994; Pentecost, 1998; Taylor et al., 1994; Garnett et al., 2004b, etc.). Tras finalizar el perı́odo Atlántico, la sedimentación carbonática cesó y hoy es inactiva o muy débil (Goudie et al., 1993; Andrews et al., 1994), aunque todavı́a existen algunos dispositivos funcionales, como los de Pentlands Hills, en Escocia (Pentecost, 1978). Ya en el continente, destacan las acumulaciones carbonáticas alojadas en los valles franceses de los rı́os Loira, Somme, Sena y tributarios (Huault, 1989; Bahain et al., 2007) aunque casi siempre de pequeña entidad y dispuestas en secuencias fluviales de cierta complejidad (Lecolle, 1989; Freytet, 1990; Limondin-Lozouet and Preece, 2004; Veldkamp et al., 2004). Esta región atlántica fue una de º 48 3. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS: EXIGENCIAS GEOAMBIENTALES Y DISTRIBUCIÓN ESPACIO-TEMPORAL las pioneras al ser sus conjuntos tobáceos objeto de estudio desde finales del siglo XIX (Tournouer, 1877; Brongniart, 1880; Dollfus, 1898; Munier-Chalmas, 1895) continuándose en las primeras décadas del siglo XX (Brognard, 1907; Commont, 1910 y 1917). En el valle del Somme abundan aguas abajo de Amiens, mientras que la cuenca del Sena, a pesar de ser rica en rocas carbonatadas, es relativamente pobre en este tipo de acumulaciones, todas ellas de reducidas dimensiones (Freytet et Plet, 1996) y casi siempre emplazadas aguas arriba de Paris; curiosamente, ciertos niveles de toba se incluyen entre los diversos materiales que se han sedimentado en su estuario (Lesuer et al., 2003). De igual modo, el litoral comprendido entre las desembocaduras de estos dos rı́os atlánticos –Somme y Sena-, ofrece depósitos puntuales al pie de surgencias que descargan aguas de acuı́feros costeros (Lecolle, 1989). También, en el valle del Dordoña, afluente del Garona, han sido identificados diversos conjuntos tobáceos (Preece et al., 1986; Hoffman, 2005). En Bélgica, se han detectado acumulaciones asociadas a manantiales ası́ como pequeñas barreras y siempre de edad posterior a la última etapa glaciar (Symoens et al., 1951; Gullentops et Mullenders, 1971; Geurst, 1976a y 1976b; Pentecost, 1995b; Janssen and Swennen, 1997; Janssen, 1999; Quinif, 2012), no faltando tampoco ni en Luxemburgo (Couteaux, 1969; Geurst 1976c), ni en Portugal (Choffat, 1895; Carvalho and Romaiz, 1973; Gaida et Radtke, 1983; Soares et al., 1997). En regiones europeas más interiorizadas, donde los rasgos de continentalidad comienzan a hacer acto de presencia, las acumulaciones tobáceas, a menudo fósiles, se distribuyen de modo bastante restringido por sus vastos territorios. En Alemania (Pentecost, 1995b; Ford and Pedley,1996; Braum et al., 2000), se han inventariado numerosos lugares con tobas y travertinos, desarrollados en los interglaciares pleistocenos y durante el Holoceno, siendo algunas todavı́a funcionales (Arp, 2001 y 2010); entre aquellas sobresalen por su entidad las halladas en Swabische, Alb (Stirn, 1964; Iron and Muller, 1968) y en Stuttgard-Bad-Cannstatt, aunque aquı́ dominando los travertinos de origen termal (Frank et al., 2000); también se han citado en lugares más orientales, como en Rumanı́a (Pentecost, 1995b), Hungrı́a, donde abundan, de nuevo, junto a travertinos (Scheuer and Schwitzer, 1989; Schweitzer and Scheuzer, 1995) y en ciertas comarcas de Polonia, del este (Pazdur et al., 1988a y 1988b; Dobrowolski et al., 2002) y del sur donde niveles tobáceos holocenos, de espesor <1 m, recubren las terrazas detrı́ticas de algunos rı́os que descienden desde los Cárpatos y la Meseta de Cracovia (Alexandrowicz et Gerlach, 1981; Pazdur and Pazdur, 1986). Los territorios kársticos de la antigua república de Checoslovaquia ofrecen asimismo conjuntos tobáceos (Lozek, 1957), sobre todo en Eslovaquia (Gradzinski, 2010), donde las originales morfologı́as del valle de Hincava habı́an sido analizadas tres décadas antes (Mitter, 1981). Pero como ya se ha apuntado, los ámbitos mediterráneos, sobre todo aquellos con condiciones pluviométricas subhúmedas (ciertas regiones de Italia y Francia ası́ como la fachada occidental de la Penı́nsula Balcánica), parecen más proclives a la génesis de los depósitos tobáceos (Vaudour, 1985, 1986a y 1986b; Freytet et Verrecchia, 1998; Pedley, 2009. . . ). Entre ellas sobresalen los ámbitos meridionales franceses, un dominio tobáceo paradigmático (sobre todo el área de las Bocas del Ródano) que ha sido objeto de numerosas e interesantes monografı́as y reuniones cientı́ficas (Vaudour, 1985 y 1988) donde se incluyen multitud de aportaciones en las que convergen con éxito planteamientos por un lado, paleoecológicos (Antrocologı́a y Malacologı́a) y por otro, geomorfológicos y sedimentológicos (Adam, Adolphe, Ali, Ambert, Bakalovicz, Casanova, Couderc, D Ana, Delannoy, Ek, Durand, Freytet, Guendon, Magnin, Martin, Muxart, Nicod, Ollivier, Roiron, Vaudour, Vernet, Verrechia. . . ) que resultan imposibles de citar y describir aquı́. La Penı́nsula Itálica dispone también de innumerables tobas, con gran diversidad de morfotipos que coexisten junto a numerosos travertinos originados por aguas profundas (Minissale et al., 2002). Sobresalen los conocidos conjuntos geotermales de la costa septentrional del Lazio (Radke et al., 1986) ası́ como los de Tivoli (Chafetz and Folk, 1984; Pentecost and Tortora, 1989; Facena et al., 2008). En la cercana región de Toscana (Cappezzuoli et al., 2008 y 2010) destacan los travertinos próximos a Rapolano (Guo & Riding, 1994, 1998 y 1999; Brogi, 2004; Brogi et al., 2005). De igual modo, los localizados en múltiples parajes de Campania, tanto en su propio litoral, alrededores de Paestum (Lippmann et Vernet, 1986; D Argenio et al., 1993), como en otros valles próximos –el ´ ´ 49 LAS TOBAS EN ESPAÑA del rı́o Tanagro- (Buccino et al., 1978) donde algunos edificios superan, en ocasiones, los 100 m (Baggioni, 1980); también los del área de Pontecagnano, cerca de la bahı́a de Salerno (Anzalone et al., 2007). En el centro del paı́s (Umbrı́a) son notables las acumulaciones de la cuenca media del Velino (Soligo et al., 2002), a veces afectadas por movimientos sı́smicos extensionales (Comerci et al., 2003) y del Volturno (Golubic et al., 1993; Violante et al., 1994). Carbonatos funcionales han sido analizados recientemente en la confluencia de los cauces del Parmenta y del Corvino, en Calabria (Manzo et al., 2012). Por otro lado, tobas han sido estudiadas en algunas islas del Mediterráneo, como en Malta (Pedley, 1980). Más al este, en ambientes mediterráneos ciertamente degradados, destacan las manifestaciones de su dominio Dinárico vinculadas a flujos fluviales de abundante caudal y carga hidroquı́mica (Gams, 1967; Horvatincic et al., 2003). En ellas despuntan los famosos lagos de Plitvice alojados en la angosta garganta del rı́o Korana y jalonada por excepcionales barreras (con alturas que, en algún caso, superan los 30 m) a lo largo de una decena de kilómetros (Stoffers, 1975; Roglic, 1977 y 1981; Kempe and Emeis, 1985; Emeis et al., 1987; Chafet et al., 1994; Pentecost, 1995b; Horvatincic et al., 2000, 2003 y 2006; Plenkovic-Moraj et al., 2002). Idénticas peculiaridades, e igual espectacularidad, aunque menos conocidos, ofrecen los humedales del valle del Krka (Lojen et al., 2004; 2009a y 2009b), donde una de sus barreras fue considerada la mayor del mundo con sus 45 m de altura (Ford and Pedley, 1996). A destacar los dispositivos ubicados en el borde de Croacia y Norte de Dalmacia –valles del Zrmanja y Krupa- (Paulovic et al., 2002). Más al Sur, en Grecia, el flanco oriental de los Montes Vermion presenta interesantes depósitos tobáceos (Faugères, 1981). Estudios más recientes han señalado nuevos conjuntos carbonáticos en el centro del paı́s (Brasier et al., 2005), ası́ como en las proximidades del Golfo de Corinto –Penı́nsula de Perachora- (Flotte et al., 2001; Kershaw and Guo, 2006; Andrews et al., 2007). En los alrededores de los Lagos Volvi y Lagada, no lejos de Tesalónica, conviven algunas tobas con importantes construcciones termales (Gurk et al., 2007). Idéntica asociación ha sido advertida, también, en territorios rumanos (departamentos de Hunedoara y Harenita) e, incluso, en regiones mucho más orientales, como en Armenia, donde las condiciones climáticas no pueden ser ya consideradas como mediterráneas: en ambos casos, las acumulaciones tobáceas se desarrollaron en ciertas etapas interglaciares estando cronológicamente, en el caso de las de Armenia, comprendidas desde el Pleistoceno medio hasta el Holoceno (Ollivier et al., 2008). En la Penı́nsula Ibérica son innumerables las acumulaciones tobáceas aunque en sı́ntesis regionales, abordadas por investigadores anglosajones (Pentecost, 1995b; Ford and Pedley, 1996), apenas se han señalado medio centenar de lugares. No obstante, y como se detalla en este volumen, las tobas están representadas en casi todas sus regiones. 3.1.2. ASIA Las tobas son también relativamente frecuentes en este gran continente aunque en muchas regiones conviven con importantes conjuntos de origen termal. Es el caso de algunas zonas de Turquı́a central y occidental (Vita-Finzi, 1969; Atabey, 2002; Özkul et al., 2010) siendo muy conocido el paraje travertı́nico de Pamukkale con sus importantes manantiales (Altunel and Hancock, 1983 y 1993) y, sobre todo, la antigua región de Pampilia, al sur de la Penı́nsula Anatólica, dotada de enormes formaciones tobáceas (Bousquet et Pechoux, 1981; Vaudour, 1985). Despunta el entorno de la ciudad de Antalya, al pie del macizo mesozoico del Taurus; en sus aledaños, las acumulaciones cubren más de 600 km2 y presentan espesores que exceden los 250 m (Erol, 1990; Burger, 1990; Drogue et al., 1997; Glover and Roberson, 2003; Dipova and Doyuran, 2006b; Kosun, 2012). Por otra parte, en el valle del rı́o Meandro se ha citado la existencia de ciertas cascadas tobáceas (Gandı́n and Cappezzuoli, 2008). 50 3. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS: EXIGENCIAS GEOAMBIENTALES Y DISTRIBUCIÓN ESPACIO-TEMPORAL 3.1.3. ÁFRICA, AMÉRICA Y AUSTRALIA No es el continente africano un marco propicio para el desarrollo de los depósitos tobáceos en sus ámbitos templados, debido a la escasa representación espacial que aquéllos ofrecen en sus confines septentrional y meridional. Mayor representatividad tienen en el subcontinente septentrional americano donde abundan las acumulaciones de toba en ciertos ámbitos regionales. En Canadá son raros los lugares donde se ha mencionado su existencia, casi siempre no lejos de travertinos de origen termal (Bonny and Jones, 2003). Los más notorios se localizan en Alberta (Rainey and Jones, 2007) y consisten en diversas barreras (de hasta 5 m de altura) edificadas por pequeños cursos de agua (Jones and Renaut, 2010). Más al norte, y bajo ambientes que no deben contemplarse como templados al ubicarse en latitudes árticas (valle del rı́o Yukón), se ha detectado la existencia, sobre todo, de pequeñas represas muy recientes (Holoceno), cuyo progreso se ha visto favorecido por los cortos veranos allı́ reinantes (Geurst et al., 1992; Geurst and Watelet, 1994). Estados Unidos, sin embargo, cuenta con mayor presencia de depósitos tobáceos (Ford and Pedley, 1996), en sus regiones templadas al mostrar sus vastos territorios una considerable diversidad litológica y unas condiciones climáticas menos extremas que las canadienses. En Australia, tobas han sido identificadas en su borde SW, concretamente en el tramo litoral comprendido entre los cabos Naturaliste y Leewin (Forbes et al., 2010) y también en el suroriental, Nueva Gales del Sur (Carthew and Drysdale, 2003). Tabla 3.1: Localización de las acumulaciones tobáceas en los paı́ses y regiones del dominio climático templado y autores que las han estudiado. EUROPA Suecia Dinamarca Bielorrusia Rusia Islas Británicas Irlanda Gran Bretaña Escocia Gales Yorkshire y Derbyshire Otros ámbitos Francia Valles Atlánticos: rı́os Loira, Somme, Sena, Garona y tributarios Regiones meridionales Bélgica Ford and Pedley, 1996; Gedda et al., 1999 Pentecost, 1995b Makhnach et al., 2000 Vaudour, 1988 Foss, 2007; Preece and Robinson, 1982; Pentecost, 1995b; Statham, 1977 Davies and Robb, 2002; Pentecost, 1993 Pentecost, 1978 Pedley, 1987; Pentecost, 1993; Viles and Pentecost, 1999 Pedley, 1993; Pedley et al., 2000; Pentecost, 1981; Pentecost and Lord, 1988; Pentecost et al., 1990; Pentecost, 1991 y 1992; Andrews et al., 1994; Garnett et al., 2004b; Goudie et al., 1993; Pentecost, 1998; Taylor et al., 1994; etc. Bahain et al., 2007; Brognard, 1907; Brongniart, 1880; Commont, 1910 y 1917; Dollfus, 1898; Freytet, 1990; Freytet et Plet, 1996; Hoffman, 2005; Huault, 1989; Lecolle, 1989 y 1990; Lesuer et al., 2003; Limondin-Lozouet et al., 2004; Munier-Chalmas, 1895; Preece et al., 1986; Tournouer, 1877; Veldkamp et al., 2004 Adam et al., 2003; Adolphe, 1981; Ali, 2002, 2003a; Ambert et al., 1986, 1992 y 1995; Bakalowicz, 1988a y 1990; Bakalowicz, et al., 1988; Casanova, 1981; Guendon et Vaudour, 1981; Guendon, 1997a; Nicod, 1986a; Ollivier et al., 2006; Roiron, 1990 y 1997; Vaudour, 1985, 1986a, 1986b, 1988, 1994 y 1997; Vernet et al., 2008... Geurst, 1976a y 1976b; Gullentops et Mullenders, 1971; Janssen, 1997 y 1999; Pentecost, 1995b; Quinif, 2012; Symoens et al., 1951 51 LAS TOBAS EN ESPAÑA Luxemburgo Portugal Alemania Aspectos generales Swabische, Alb Bad-Cannstatt Rumanı́a Hungrı́a Polonia Eslovaquia Penı́nsula Itálica Aspectos generales Lazio: costa septentrional y Tı́voli Toscana Campania Umbrı́a Couteaux, 1969; Geurst 1976c Carvalho and Romaiz, 1973; Choffat, 1895; Gaida et Radtke, 1983; Soares et al., 1997 Arp, 2001 y 2010; Braum et al., 2000; Ford and Pedley,1996; Pentecost, 1995; Braum et al., 2000 Iron and Muller, 1968; Stirn, 1964 Frank et al., 2000 Pentecost, 1995 Scheuer and Schwitzer, 1989; Schweitzer and Scheuzer, 1995 Alexandrowicz et Gerlach, 1981; Pazdur et al., 1988a y 1988b Pazdur and Pazdur, 1986; Dobrowolski et al., 2002 Gradzinski, 2010; Lozek, 1957; Mitter, 1981 Minissale et al., 2002 Chafetz and Folk, 1984; Facena et al., 2008; Gandin et al., 2006; Pentecost and Tortora, 1989; Radke et al., 1986 Brogi, 2004; Brogi et al., 2005; Cappezzuoli et al., 2008 y 2010; Guo & Riding, 1994, 1998 y 1999 Anzalone et al., 2007; Baggioni, 1980; Buccino et al., 1978; D´Argenio et al., 1993; Lippmann et Vernet, 1986 Comerci et al., 200; Golubic et al., 1993; Soligo et al., 2002; Violante et al., 1994 Manzo et al., 2012 Pedley, 1980 Calabria Malta Dominio kárstico Dinárico Aspectos generales Gams, 1967; Horvatincic et al., 2003 Valle del Alto Chafet et al.,1994; Emeis et al., 1987; Horvatincic et al., 2000, 2003 y Korana. Plitvice 2006; Kempe and Emeis, 1985; Pentecost, 1995b; Plenkovic-Moraj et al., 2002; Roglic, 1977 y 1981; Stoffers, 1975 Valle del Krka Ford and Pedley, 1996; Lojen et al., 2004; 2009a y 2009b Borde de Croacia y Paulovic et al., 2002 Norte de Dalmacia Grecia Lagos Volvi y Lagada Gurk et al., 2007 Golfo de Corinto Andrews et al., 2007; Kershaw and Guo, 2006 Otros ámbitos del paı́s Brasier et al., 2005; Faugères, 1981 ASIA Turquı́a Regiones central y occidental Antigua región de Pampilia Valle del rı́o Meandros Atabey, 2002; Özkul et al., 2010; Vita-Finzi, 1969 Bousquet et Pechoux, 1981; Burger, 1990; Dipova and Doyuran, 2006b; Drogue et al., 1997; Erol, 1990; Glover and Roberson, 2003; Kosun, 2012; Vaudour, 1985 Gandı́n and Cappezzuoli, 2008 AMÉRICA Y AUSTRALIA Canadá Aspectos generales 52 Bonny and Jones, 2003 3. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS: EXIGENCIAS GEOAMBIENTALES Y DISTRIBUCIÓN ESPACIO-TEMPORAL Alberta Valle del rı́o Yukón Estados Unidos Aspectos generales Australia Extremo Suroccidental Nueva Gales del Sur 3.2. Jones and Renaut, 2010; Rainey and Jones, 2007 Geurst et al., 1992 y 1994 Ford and Pedley, 1996 Forbes et al., 2010 Carthew and Drysdale, 2003 LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS EN LAS REGIONES SEMI-ÁRIDAS Y ÁRIDAS (TABLA 3.2) En los dominios secos, la mayorı́a de los dispositivos tobáceos identificados presentan un carácter fósil debido a los inconvenientes que la ausencia de flujos continuos de agua y una escasa presencia de CO2 , imponen para su desarrollo. Por ello, casi todas las formaciones relictas se vinculan genéticamente a momentos paleoclimáticos de cierta humedad (Nicod, 2000). No ocurre ası́ con la existencia de travertinos termales, muy numerosa, al proceder su origen del aporte de este gas en los numerosos manantiales geotermales que abundan en muchos ámbitos áridos: unas veces vinculados a grandes accidentes extensionales y otras, asociados a la fracturación que delimita los elevados relieves alzados en etapas tectónicas recientes y que, muy frecuentemente, son responsables de la actual ausencia de humedad oceánica en estos territorios. 3.2.1. LOS DEPÓSITOS DE TOBA EN LAS VASTAS REGIONES DESÉRTICAS DE ÁFRICA Y ASIA En el continente africano, los depósitos de tobas se ciñen especialmente a los corredores de numerosos ouads, depresiones intramontañosas y piedemonts de Marruecos (Martin, 1981; Rognon, 1987; Ahmamou et al., 1989; Akdim and Juliá, 2005; Rousseau et al., 2006). Entre ellos sobresalen los emplazados en el valle del Fouarat, afluente del Sebou (Nafaa, 1998), en el ouad del Ain-Lahjar –Tiddai-Maaziz- (Belhilali, 1998), en los flancos de la cadena de Bou-Khovali, al este del paı́s (Chaker et Laouina, 1998) y en el macizo de Bai-Iznassen (Merzhab et al., 1998). También más al sur en el valle del Dadès, entre Ouarzazate y Skoura -Anti-Atlas- y con aguas de influencia termal (Gauthier et Hindenmeyer, 1953; Akdim, 1986). En el piedemont del Alto Atlas (Weisrock, 1981; Weisrock et al., 1986; Adolphe et al., 1986) destacan las espectaculares cascadas de Imouzzer, en su mayor parte no funcionales debido a las moderadas precipitaciones actuales (422 mm/año). Junto a estas manifestaciones existen otros depósitos tobáceos al pie de los sinclinales colgados de la cuenca de Tasroukht (Bouchaou et al., 2002). Distintos conjuntos se insertan en el macizo de Aures (Ballais et Cohen, 1981) y en los alrededores de Hodna (Bellion et Magagnosc, 1981), aunque se trata de reducidos afloramientos diseminados pertenecientes a las postrimerı́as del Pleistoceno superior e inicios del Holoceno. Tampoco se hallan ausentes en áreas hoy desérticas, tanto del Sahara occidental (Rognon, 1996; Boudad et al., 2003; Weisrock et al., 2008) como del Central –Libia- (Cremaschi et al., 2010) y del oriental. En este último ámbito sobresalen algunos importantes humedales egipcios (Butzer and Hasen, 1968; Crombie et al., 1997; Brook et al., 2003; Osmond and Dabous, 2004) y, sobre todo, el famoso oasis de El-Kharga donde las tobas alcanzan una notable extensión y un espesor cercano a 20 m (Said, 1990; Nicoll et al., 1999; Smith et al., 2004a y 2004b) aunque, lógicamente, con un carácter fósil vinculado a las etapas pluviales cuaternarias. En la otra punta continental, tobas fluviales fueron abordadas en el Transvaal, Sudáfrica, (Marker, 1973) y en el Desierto del Kalahari –Botswana- (Butzer et al., 1978) asociadas, también, a climas pluviales. Posteriormente se localizaron en las áridas montañas de Namibia (Brook et al., 1999), donde pequeñas barreras se han desarrollado a lo largo de un tributario del rı́o Tsondab 53 LAS TOBAS EN ESPAÑA (Viles et al., 2007). Por su parte, los carbonatos son muy abundantes en los numerosos lagos del Rift, pero casi todos coinciden con travertinos (Renaut et al., 2002) debido al ingente predominio de los manantiales termales en este gran accidente. En Asia, la mayorı́a de los dispositivos tobáceos emplazados en sus regiones áridas se ubican en Próximo Oriente. En el Lı́bano (Nahr el Arka) han sido analizadas acumulaciones que sobrepasan los 50 m de espesor (Vaumas, 1967) y, también, en Siria donde se concentran en la cubeta del oasis de Palmira, en los confines del Desierto Arábigo y al W de la cuenca del Eufrates: se depositaron durante breves pulsaciones de humedad (Vaudour et al., 1997) que jalonaron los tiempos del MIS-2; otros dispositivos han sido observados en Israel, en el valle del Hula (Heismann and Sass, 1989), en el de Arava (Livnat and Kronfeld, 1985) y Bet Shean (Kronfeld et al., 1988), estos últimos desarrollándose también en fases más húmedas que las actuales, siendo coetáneos de los niveles más elevados de la lámina de agua en el Lago Lisan. 3.2.2. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS EN LOS TERRITORIOS ÁRIDOS DE AMÉRICA Y AUSTRALIA En Arizona sobresalen las tobas y travertinos detectados en el Cañón del Colorado (Szabo, 1990; Ford and Pedley, 1997), ası́ como las barreras tobáceas identificadas en los cauces de sus extensos alrededores (Fuller et al., 2011); entre ellos, el famoso valle del rı́o Havasu (Black, 1955) donde dichas represas conocieron una etapa de notable actividad tobácea en torno al 7.400 B.P. coincidiendo, también, con precipitaciones más elevadas que las actuales (O Brien et al., 2006). También aparecen en ámbitos californianos semi-áridos con lluvias que alcanzan unos 350 mm anuales (Slack, 1967). Además, son famosas las construcciones carbonáticas, termales y meteóricas4 , emplazadas en el conocidı́simo Mono Lake (Rieger, 1992) y en el Lago Searles, donde cerca de 500 torres carbonáticas se alzan sobre su fondo seco y son modeladas por la acción del viento (Guo and Chafetz, 2012). En Nevada, y en semejantes contextos hidroquı́micos, destacan también los conjuntos del Big Soda Lake (Goff, 1987; Rosen et al., 2004) y Pyramid Lake (Benson, 1994 y 1996). Por su excepcional valor paleolimnológico sobresalen las tobas sitas en diferentes posiciones en las remotas orillas del inmenso lago pleistoceno Bonneville y que han permitido seguir la evolución temporal de su lámina de agua en determinadas etapas paleoclimáticas (Wood, 2003; Hart et al., 2004; Nelson et al., 2005). En América del Sur, depósitos de tobas pleistocenas han sido identificadas en el ámbito nororiental brasileño que se vincularon, una vez más, a etapas más húmedas del Cuaternario reciente y medio (Auler et al., 2001). Por su parte, las tobas no son nada frecuentes en las vastas regiones extremadamente secas del zócalo australiano. No obstante, han sido reconocidas en el entorno de la Cordillera Napier (NW del continente) donde la evaporación potencial juega un papel notorio en la precipitación de los carbonatos al superar su valor cinco veces al de las precipitaciones anuales (Wright, 2000). ´ Tabla 3.2: Localización de las acumulaciones tobáceas en las regiones semi-áridas y áridas y autores que las han estudiado. AFRICA Marruecos Depresiones intramontañosas y piedemonts Valle del Dadès, -Anti-Atlas- 4 Ahmamou,et al., 1989; Akdim and Juliá, 2005; Belhilali, 1998; Chaker et Laouina, 1998; Martin, 1981; Merzhab et al., 1998; Nafaa, 1998; Rognon 1987; Rousseau et al., 2006 Akdim, 1986; Gauthier et Hindenmeyer, 1953 En opinión de algunos autores, estos dispositivos, generalmente asociados a morfologı́as acastilladas, deben ser considerados más bien travertinos, aunque se ha propuesto para ellos la denominación de Saline Tufas (Ford and Pedley, 1996). 54 3. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS: EXIGENCIAS GEOAMBIENTALES Y DISTRIBUCIÓN ESPACIO-TEMPORAL Piedemont del Alto Atlas Argelia Desierto del Sahara Sahara occidental Sahara central –LibiaSahara oriental: humedales egipcios Sudáfrica Transvaal Botswana Desierto del Kalahari Namibia Montañas. Cuenca Tsondab Adolphe et al., 1986; Bouchaou et al., 2002; Weisrock, 1981; Weisrock et al., 1986; Ballais et Cohen, 1981; Bellion et Magagnosc, 1981 Boudad et al., 2003; Weisrock et al., 2008 Cremaschi et al., 2010 Butzer and Hasen, 1968; Brook et al., 2003; Crombie et al., 1997; Nicoll et al., 1999; Osmond and Dabous, 2004; Said, 1990; Smith et al., 2004a y 2004b Marker, 1971 y 1973 Butzer et al., 1978 Brook et al., 1999; Viles et al., 2007 ASIA Lı́bano: Nahr el Arka Siria Israel Vaumas, 1967 Vaudour et al., 1997 Heismann and Sass, 1989; Kronfeld et al., 1988; Livnat and Kronfeld, 1985 AMÉRICA DEL NORTE Cañón del Colorado y valles de su entorno Aguas termales y meteóricas: Mono Lake y Lago Searles (California); Big Soda Lake y Pyramid Lake (Nevada): Utah: Lago Bonneville Black, 1955; Ford and Pedley, 1997; Fuller et al., 2011; O´Brien et al., 2006; Szabo, 1990; Benson, 1994 y 1996; Goff, 1987; Rieger, 1992; Guo and Chafetz, 2012; Rosen et al., 2004; Slack, 1967; Hart et al., 2004; Nelson et al., 2005; Wood, 2003; AMÉRICA DEL SUR Ámbito NE. Brasil Auler et al., 2001 AUSTRALIA Cordillera Napier (NW del continente) 3.3. Wright, 2000 LOS DOMINIOS INTERTROPICALES Y MONZÓNICOS (TABLA 3.3) Los depósitos tobáceos aparecen en numerosas regiones monzónicas. Tanto en territorios con lluvias moderadas, caso de Orissa (borde oriental de la Meseta del Decán) donde se han descrito tobas fluviales, holocenas y modernas (Das and Mohanti, 2005), como en otros de mayor humedad (Benoit, 1986; Pazdur et al., 2002). En estos últimos sobresalen las ubicadas en ciertas regiones chinas insulares (Ng et al., 2006) y continentales (Zhang et al., 2001; Yoshimura et al., 2004; Florsheim et al., 2013. . . .). En el archipiélago japonés son relativamente más abundantes: algunas se localizan en los sectores centrales de la isla de Honshu (Naka et al., 1999) pero, sobre todo, en sus parajes occidentales y meridionales (Yoshimura et al., 1996a y 1996b; Kano et al., 1998, 2003 y 2007; Hori et al., 2008), no lejos de importantes manantiales, como los de Shirokawa. De igual modo y desde hace mucho tiempo, se han citado formaciones tobáceas en Birmania, en el valle del rı́o Nam Mandalay (La Touche, 1906). Acumulaciones de cascada en graderı́as fluviales, de hasta 60 m de desnivel, han sido constatadas en la cuenca del rı́o Mekong, en Laos (Neboit, 1986). 55 LAS TOBAS EN ESPAÑA Las tobas tampoco faltan en el Trópico de Capricornio africano, concretamente en la isla de Madagascar, donde son conocidos los Siete Lagos o Lagos Azules de Fanata, alojados en un gran cañón y retenidos por barreras (Salomon, 1981). Mayor representación tienen las distintas acumulaciones localizadas en el norte de Australia: en especial las emplazadas en la región de Queensland (Megirian, 1992 et al., 1990; Drysdale and Gillieson, 1997; Drysdale, 1999; Carthew et al., 2002 y 2003a, 2003b y 2006; Ihlendfeld et al., 2003; Taylor et al., 2004; Jolly and Tickell, 2011, ası́ como las abordadas en Papúa, Nueva Guinea (Humphreys et al., 1995). También se han detectado depósitos de tobas en el ámbito tropical de América del Sur, coincidiendo con las espectaculares cascadas del rı́o Salitre, en la provincia brasileña de Bahı́a (Branner, 1911; Ford and Pedley, 1996); más recientemente dispositivos carbonáticos han sido referidos en el Mato Grosso (Sallum et al., 2009). En Méjico en las proximidades del Trópico de Cáncer, hace tiempo se estudiaron diversas acumulaciones estromatolı́ticas y oncoidales asociadas a ámbitos lacustres (Winsboroug et al., 1994). Otros conjuntos se localizan más al sur, en algunos valles centro-americanos, aunque casi siempre poco estudiados como el sistema fluvio-lacustre del Semuc Champey, Monumento Natural de Guatemala. Datos de interés se han obtenido en las cascadas de Ha Cave, en Belice (More and Gibson, 2011). Tabla 3.3: Localización de las acumulaciones tobáceas en los dominios intertropicales y monzónicos y autores que las han estudiado. ASIA Borde E. Meseta del Decán –Orissa- India India: territorios con mayor humedad China: dominio continental e insular. Archipiélago japonés Birmania Laos Das and Mohanti, 2005 Benoit, 1986; Pazdur et al., 2002 Florsheim et al., 2013; Ng et al., 2006; Yoshimura et al., 2004; Zhang et al., 2001. . . . . . . Hori et al., 2008; Kano et al., 1998, 2003 y 2007; Naka et al., 1999 Yoshimura et al., 1996a y 1996b La Touche, 1906 Neboit, 1980 ÁFRICA Madagascar Salomon, 1981 AUSTRALIA Y NUEVA GUINEA Norte del continente Papúa, Nueva Guinea Carthew et al., 2002, 2003a, 2003b y 2006; Drysdale and Gillieson, 1997; Drysdale, 1999; Ihlendfeld et al., 2003; Jolly and Tickell, 2011; Megirian, 1992; Taylor et al., 2004 Humphreys et al., 1995 AMÉRICA México (Región NE) Bahı́a.- Brasil Mato Grosso.- Brasil Belice 3.4. Winsboroug et al., 1994 Branner, 1911; Ford and Pedley, 1996 Sallum et al., 2009 More and Gibson, 2011 EL DOMINIO DE LA MONTAÑA (TABLA 3.4) Las secuencias tobáceas son frecuentes en flancos y/o piedemontes de los grandes relieves calizos (Vaudour, 1982 y 1985; Weisrock el al., 1986), caracterizados por sus contrastados ambientes climáticos y microclimáticos. En este contexto hay que considerar la posibilidad de que numerosas manifestaciones pretéritas hayan podido ser eliminadas por la agresiva erosión propiciada por las 56 3. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS: EXIGENCIAS GEOAMBIENTALES Y DISTRIBUCIÓN ESPACIO-TEMPORAL acentuadas pendientes en etapas morfodinámicas de gran inestabilidad. Ası́ y en casi todas las latitudes, las montañas, con su personalidad azonal, han sido la sede donde se han desarrollado numerosas acumulaciones en sus diferentes pisos bioclimáticos y, casi siempre, durante las etapas de bondad climática sucedidas tras la retirada de las lenguas de hielo y la atenuación de los rigores periglaciares; por ello, en su mayorı́a pertenecen al Holoceno (Herrmann, 1957; Huckriede, 1975; Jerz and Mangelsdorf, 1989; Krois et al., 1993; Pentecost, 1995b, Andrews et al., 1997; Boch et al., 2005. . . ). Dada la edad alpina de numerosas montañas es muy frecuente que acumulaciones tobáceas y travertı́nicas de origen termal, coexisten en sus vertientes a consecuencia de los numerosos manantiales que expiden aguas de naturaleza profunda y alto contenido hidroquı́mico. No obstante, existen algunas excepciones donde los travertinos son relativamente raros (Boch et al., 2005). Entre las montañas del continente europeo que disponen de acumulaciones tobáceas sobresalen: - La cordillera Pirenaica tanto en su vertiente septentrional (Dandurand et al., 1982; Ambert et al., 1995; Lagasquie, 1986) como meridional (Ek, 1973); - El Jura (Sbai, 1997); - Los Alpes donde su presencia fue advertida hace muchas décadas (Fliche, 1904; Macfayden, 1928) y con testigos siempre pertenecientes a los tiempos holocenos, sin olvidar los carbonatos que amalgaman los sedimentos detrı́ticos alojados en las orillas de ciertos lagos alpinos (Schenider et al., 1983). Su estudio se ha dirigido, esencialmente, en dos direcciones evolutivas: una morfogenética (Bakalowicz, 1990; Chardon, 1986 y 1992; Spötl et al., 2002; Boch et al., 2005; Ollivier et al., 2006) y otra biogeográfica (Ali et al., 2002, 2003a, 2003b, 2003c y 2004; Engelhardt et al., 2011). Más recientemente, se procedió a analizar la señal isotópica de algunas de sus manifestaciones tobáceas (Andrews, 2006; Sanders et al., 2011). A destacar dentro de esta lı́nea geomorfológica el examen de las pequeñas tobas, situadas a notable altitud (2000-2200 m) en los valles de l Aigue, Aguelle y Peynin (Adam et al., 2003). - En los Abruzzos italianos, tobas y travertinos termales abundan en sus vertientes con edades muy dispares comprendidas entre el Villafranquiense y el Holoceno (Demangeot, 1992). - En las montañas hercinianas, los Cárpatos Occidentales disponen de más de 500 parajes con tobas de dimensiones muy variables (>25 m de espesor), sobre todo en el valle de Stare-Hory (Mitter, 1981). A añadir los depósitos (>15 m) del Macizo de Bohemia que yacen sobre terrazas fluvioglaciares originándose en los inicios del Holoceno (9.500 BP) (Zak et al., 2002). - En otros dominios montañosos no europeos, las formaciones tobáceas también se localizan en posiciones altimétricas muy elevadas como acontece en los grandes relieves centroasiáticas. Es el caso de la Meseta del Tibet (Sweeting et al., 1991; Zentmyer et al., 2008) donde residen junto a travertinos y donde su carácter relicto se vincula a etapas de intensidad monzónica, puesto que el clima seco y frı́o actual sólo es capaz de originar un pobrı́simo recubrimiento vegetal y unos suelos esqueléticos incapaces de suministrar CO2 a los flujos de agua. En el Himalaya minúsculos depósitos han sido estudiados (Fort, 1981), a más de 4000 m y en ambientes periglaciares, en el alto valle de Buri (Samdo), al pie del Macizo de Manaslu (8156 m): muchas de estas tobas recientes recubren coluviones crioclásticos (Waltham, 1996). Mayor importancia tienen los conjuntos -tobáceos y termales- emplazados ahora en el borde oriental del la Meseta del Tibet, concretamente en Sichuan (Lu et al., 2000; Yoshimura et al., 2004) o en el borde noroccidental de áquella, donde barreras y lagunas jalonan el curso del rı́o Huanlong, a una altitud de 3100-3500 m (Liu et al., 1995), no lejos del lı́mite de las nieves persistentes, aunque semejantes al paradigma de lagos tobáceos de Plitvice (Ford and Pedley, 1996). Por su atractivo turı́stico citar las denominadas “terrazas blancas” de las montañas de Shisanjiao, en la región de Yunnan: se disponen a unos 2400 m de altura y tras una inicial interpretación, vinculada a aguas kársticas, ésta se ha modificado contemplando una procedencia endógena a causa del abundante CO2 disuelto en sus aguas (Liu et al., 2003). En los elevados relieves afghanos del Hindu-Kush, a unos 3000 m de altitud, fueron estudiados, de modo pionero en la década de los años sesenta (Lapparent, 1966) y setenta (Jux and Kempf, 1971; Bouyx et Pias, 1971), los seis lagos de Band-e-Amir, hoy incluidos en el Patrimonio Mundial ´ 57 LAS TOBAS EN ESPAÑA de la Unesco (Bedunah et al., 2010). Constituyen un magnı́fico ejemplo de humedales con aguas de deshielo retenidas por barreras tobáceas (Lang and Lucas, 1970; Bourrouilh-Le Jan et al., 2007), semejantes a las de Plitvice aunque en un marco donde las cubiertas vegetales están muy enrarecidas a consecuencia de la sequedad ambiental. Manifestaciones carbonáticas, generalmente recientes (finipleistocenas y holocenas) y de origen termal o meteórico, se encuentran en las elevadas cuencas lacustres modeladas en las montañas de América del Sur. Concretamente, en el altiplano de Atacama (Grosjean, 1994; Grosjean et al., 1995; Valero Garcés et al., 1999) ası́ como en alguna de sus formaciones pleistocenas -Complejo Tilomonte- (Betancourt et al., 2000). Sedimentos carbonáticos similares han sido estudiados en las cubetas de Las Peladas, San Francisco y El Peinado en el sector sur del Altiplano andino, en el noroeste argentino (Valero et al., 2001). Tabla 3.4: Localización de las acumulaciones tobáceas en el dominio de montaña. Montañas del continente europeo Cordillera Pirenaica Jura Cordillera de los Alpes Abruzzos Cárpatos Occidentales Macizo de Bohemia, Montañas Centro asiáticas (Himalaya, Tibet e Hindu-Kush. . . Ambert et al., 1995; Dandurand et al., 1982; Ek, 1973; Lagasquie, 1986 Sbai, 1997 Adam et al., 2003; Ali et al., 2002, 2003a, 2003b, 2003c y 2004; Bakalowicz, 1990; Boch et al., 2005; Chardon, 1986 y 1992; Engelhardt et al., 2011; Fliche, 1904; Macfayden, 1928; Spötl et al., 2002; Ollivier et al., 2006, Sanders et al., 2011; Schneider et al., 1983 Demangeot, 1992 Mitter, 1981 Zak et al., 2002 Bedunah, et al., 2010; Bourrouilh-Le Jan et al., 2007; Bouyx et Pias, 1971; Fort, 1981; Freytet et Ford, 1980; Jux and Kempf, 1971; Lang and Lucas, 1970; Liu et al., 1995 y 2003; Lu et al., 2000; Sweeting et al., 1991; Waltham, 1996; Yoshimura et al., 2004; Waltham, 1996 Montañas de América del Sur Altiplano de Atacama Complejo Tilomonte Cubetas lacustres Altiplano andino. Grosjean, 1994; Grosjean et al., 1995; Valero Garcés et al., 1999 Betancourt et al., 2000 Valero et al., 2001 CONSIDERACIONES FINALES Las acumulaciones tobáceas constituyen magnı́ficos indicadores paleoclimáticos al haberse desarrollado, generalmente, bajo unas precisas condiciones ambientales favorecedoras de la continuidad de los flujos de agua y de unos paisajes biotásicos. Este hecho motiva por un lado, la extraordinaria difusión azonal de las tobas por los paisajes kársticos continentales y su emplazamiento en distintos ambientes morfoclimáticos -tropicales, monzónicos, templados, templado-frı́os. . . -, en ocasiones adversos para la precipitación de sus carbonatos; por otro, su identificación entre los estratos de diferentes épocas geológicas precuaternarias. La aplicación de criterios actualistas y las posibilidades de datación que ofrecen las tobas ha permitido identificar las principales etapas cuaternarias en las que progresaron sus acumulaciones. Ası́, en el centro del continente europeo, la mayor parte de los conjuntos tobáceos se correlacionan con los MIS impares o benignos sobresaliendo los que se encuentran incluidos en el lapso de tiempo cubierto, o en el lı́mite, por el método U/Th: MIS-9, MIS-7, MIS-5 y MIS-1. Entre ellos sobresale la eficacia que adquirió la precipitación de carbonatos tobáceos durante el MIS-5 o interglaciar Riss58 3. LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS: EXIGENCIAS GEOAMBIENTALES Y DISTRIBUCIÓN ESPACIO-TEMPORAL Würm y el MIS-1 o Holoceno. Sin embargo, llama la atención la rareza de testigos vinculados al MIS-3 y que ha sido justificada como una consecuencia de las condiciones bastante frı́as registradas durante este Estadio. Pero conforme se avanza latitudinalmente hacia el sur, algunos dispositivos tobáceos se desarrollaron tanto en el MIS-3 como en otros Estadios, ahora pares (MIS-8, MIS-6, MIS-2), globalmente considerados como frı́os. Las mismas exigencias bioclimáticas sirven para explicar el desarrollo de los depósitos de tobas en las regiones áridas e hiperáridas: su progreso habrı́a coincidido con etapas de pretérita humedad, muy frecuentemente asociadas en estos ámbitos a los Estadios pares. AGRADECIMIENTOS Los autores de este capı́tulo queremos agradecer al Grupo Gemosclera, Asociación para la Difusión del Conocimiento de los Humedales y su Conservación, la cortés cesión de algunas de sus imágenes subacuáticas incluidas en este capı́tulo. 59 4. PETROLOGÍA, TEXTURAS Y MINERALOGÍA M. A. Garcı́a del Cura 1,3 y S. Ordóñez2,3 1. Instituto de Geociencias, IGEO. (CSIC,UCM). [email protected] 2. Departamento de Ciencias de la Tierra y del Medio Ambiente. Universidad de Alicante. [email protected] 3. Laboratorio de Petrologı́a Aplicada. Unidad Asociada Universidad de Alicante-CSIC. INTRODUCCIÓN Como se ha abordado en el primer capı́tulo de este libro, genéricamente se reconocen como tobas aquellas calizas que presentan numerosos moldes de plantas, si bien esta denominación no es universal y algunos autores (Juliá, 1983, Emeis et al., 1987, Freytet et Verrechia, 2002) utilizan el vocablo travertino, también para este tipo de rocas. Por el contrario, otros investigadores aplican la palabra toba para referirse a ambos tipos petrológicos (Linares et al., 2010). En ámbitos más generalistas que la sedimentologı́a de carbonatos continentales ha existido una cierta tendencia a dar el nombre de travertino a los términos más cristalinos de las calizas tobáceas. Sin embargo, no todas las tobas o calizas tobáceas tienen la caracterı́stica de su alta porosidad, existiendo rocas de notable densidad, que han podido ser utilizadas como material de construcción (Pentecost, 2005; Garcı́a del Cura et al., 2012b y 2012c; Garcı́a del Cura et al., en este volumen)1 . Dado que las tobas están relacionadas genéticamente con aguas frı́as que permiten la presencia de plantas superiores, la noción desarrollada por Pentecost y Viles (1994) distinguiendo entre carbonatos precipitados por aguas meteóricas (meteogene travertines) y por aguas termales (thermogene travertines) ha sido ampliamente aceptada, contribuyendo ası́ a lograr una cierto consenso en la nomenclatura. Siguiendo el esquema conceptual utilizado en los yacimientos minerales, podrı́amos decir que tobas y travertinos tendrı́an un ámbito de constitución superficial mientras que el ámbito generador de las tobas serı́a exógeno y el de los travertinos endógeno. Las tobas o calizas tobáceas, pueden tener variados ámbitos sedimentológicos de constitución y ası́ encontramos tobas relacionadas con el medio fluvial, con el lacustre, con el palustre, ası́ como vinculadas a fuentes (perched spring). De ahı́ que al estudiar este tipo de materiales exista una tendencia actual, especialmente en series antiguas, de considerar tres categorı́as: carbonatos de fuente (spring carbonate), carbonatos de corriente (stream carbonate) y carbonatos lacustres (lacustrine carbonate) por estimarlos términos menos restrictivos que toba y travertino (Brasier, 2011). Esta complejidad ha motivado que se hayan adoptado términos petrográficos habituales en las rocas sedimentarias generadas en los ámbitos citados, aumentando la complejidad de este tema. Con objetivos no sedimentológicos sino de petrologı́a aplicada, como es el caso de las rocas como material de construcción, se han diseñado clasificaciones sencillas como la de Garcı́a del Cura et al., (2012c), donde se distinguen dos categorı́as de tobas en función de sus facies: tobas homogéneas, caracterizadas por uno o dos tipos de texturas predominantes y tobas complejas con varias texturas, incluyendo frecuentemente algunas de origen diagenético que disminuyen la porosidad y aumentan su resistencia mecánica, por lo que son las utilizadas como material de 1 Véase capı́tulo 25: Las tobas: un recurso pétreo, en la parte IIIª de este volumen. 61 LAS TOBAS EN ESPAÑA construcción; además el comportamiento hı́drico, derivado de las peculiaridades de su porosimetrı́a, coadyuva a su durabilidad.1 1. LAS TOBAS CARBONÁTICAS EN EL MARCO DE LA PETROGRAFÍA DE CALIZAS Las tobas o calizas tobáceas han sido catalogadas a veces aplicando principios generales de las rocas carbonáticas y ası́ se han utilizado criterios de clasificación de calizas con texturas deposicionales como los que se proponen en la clasificación de Dunham (1962). En ella se establece la categorı́a de boundstone para aquellas calizas cuyos componentes están unidos originalmente debido a su génesis relacionada con organismos constructores, bien organogénicos, es decir que fragmentos de su organismo (esqueleto) forman parte de la caliza construida (corales, briozoos, algas coralinas. . . ), o bien biogénicos cuando la roca se construye como consecuencia de su actividad biológica, caso de las cianobacterias. Esta categorı́a, creada recientemente para el ámbito de estudio de reservorios de petróleo en calizas marinas, fue subdividida por Embry & Klovan (1971), que distinguieron las categorı́as de framestone, para organismos que edifican una construcción rı́gida; bindstone para organismos que encostran y cementan los componentes y bafflestone para rocas constituidas por organismos sésiles que actúan como pantalla frente a las corrientes contribuyendo a depositar otros elementos, principalmente sedimentos carbonáticos. Estos autores también consideraron dos términos para rocas bioclásticas con fragmentos mayores de 2 mm, originadas a partir de bioconstrucciones: floatstone si no presentan empaquetamiento denso, es decir prevalece la matriz y rudstone si ofrecen esqueleto denso, es decir predominan los elementos gruesos y están en contacto unos con otros. Esta sistemática, muy útil para su aplicación en arrecifes coralinos, tiene además, en nuestra opinión, el inconveniente del carácter de la terminologı́a que no es de fácil traducción al castellano. Esta clasificación ha sido adoptada por autores españoles, principalmente de la Universidad de Zaragoza como Arenas Abad et al., (2010b) y Vázquez-Urbez et al., (2012) y otros (Martı́n-Algarra et al., 2003). En el caso de tobas constituidas por fragmentos también se ha usado el término de tobas detrı́ticas (intraclast tufa, según la denominación de Pedley, 1990) e, incluso, calcarenitas tobáceas, cuando los fragmentos alcanzan un tamaño predominante del orden de 2 mm (Garcı́a del Cura et al., 1997a). En castellano estas facies han sido descritas asiduamente como calizas bioclásticas (Ej. Arenas et al., 2010b). Es frecuente que estos materiales presenten estructuras propias de rocas detrı́ticas como granoselección, estratificación cruzada,..(Ordóñez et al., 1981 y Ordóñez & Garcı́a del Cura, 1983, entre otros). En estas rocas, junto a bioclastos propiamente dichos (fragmentos de tobas), es habitual la presencia de oncolitos, que de una manera sencilla podrı́amos definir como estromatolitos desarrollados en torno a un núcleo móvil que, en el caso de estas facies tobáceas, puede ser un fragmento de vegetal, encostrado o no, por carbonato, una concha, etc. En otros ámbitos regionales y sedimentarios, caso de ciertos medios fluviales australianos (Carthew et al., 2006), la presencia de facies de tobas detrı́ticas ha servido para elaborar reconstrucciones paleoclimáticas que han considerando a sus materiales una consecuencia de los acarreos vinculados a avenidas ocasionadas por las precipitaciones estacionales monzónicas. Estos autores diferencian en sus arrastres “facies litoclásticas” (>60 % de clastos no tobáceos), “facies fitoclásticas alóctonas” (acumulaciones de hojas, fragmentos de tallos. . . ), y “facies intraclásticas” (constituidas por fragmentos tobáceos muy heterogéneos al oscilar su tamaño desde el de las arenas hasta el de los bloques). De igual modo determinaron cómo la presencia, en las facies tobáceas, de oncoides (muy escasos y con envueltas del orden de 1 mm) ası́ como de depósitos finos microcristalinos se correlacionaban con las etapas sin inundaciones. Para referirse a las tobas también se ha utilizado el término de biolitita (Folk, 1962), si bien el de fitohermo, como forma abreviada de fitoherm framestone (Pedley, 1990 y 1992; Garcı́a del Cura et al., 2000; Ordóñez et al., 2005) lo ha reemplazado progresivamente. Estas facies son las que constituyen el núcleo principal de las represas tobaceas y de los depósitos de fuente. 62 4. PETROLOGÍA, TEXTURAS Y MINERALOGÍA En la literatura cientı́fica referente a tobas y calizas tobáceas, hay una tendencia a usar términos sin que formen parte de una clasificación total estructurada: entre ellos el de estromatolito en sentido estricto (microbialita laminada) y como costra estromatolitica ha sido utilizado desde hace tiempo (Ordóñez et al., 1986a; Manzo et al., 2012). También ha sido empleado el de “trombolito” correspondiente a una microbialita no laminada (Pedley, 2013). Los trombolitos están constituidos básicamente por micrita, cuya acumulación está relacionada con morfologı́as coloniales de cianofı́ceas, si bien el término microfábrica arborescente ha sido tal vez más repetido en la nomenclatura en castellano. La calcificación de las cianobacterias, con las que se encuentran relacionadas estas estructuras, se desarrolló en diferentes ambientes continentales y marinos en épocas geológicas anteriores, encontrándose su presencia en la actualidad confinada prácticamente a los medios de agua dulce (Golubic, 1973). Estas cianobacterias fueron en un principio estudiadas por métodos microscópicos, frecuentemente con decalcificación previa (Ordóñez et al., 1981; Freytet et Plet, 1996 y Freytet and Verrecchia, 2002, entre otros) y posteriormente, están siendo clasificadas mediante métodos de replicación genética ası́ como de análisis molecular (Santos et al., 2010; Beraldi-Campesi et al., 2012). Otro término de naturaleza similar, pero empleado preferentemente para descripciones texturales a la microescala, es el “dendrolı́tico”, que corresponde descriptivamente a morfologı́as arborescentes constituidas por masas micrı́ticas desarroladas sobre filamentos de cianobacterias en forma de arbusto-abanico (bush-like fans) (Manzo et al., 2012). Las bacterias procariotas están presentes en los biofilms asociados a tobas, pero no es habitual que lleguen a originar estructuras observables con el microscopio óptico como ocurre en los travertinos termales (Chafetz & Folk, 1984), al contrario de lo que sucede con las cianobacterias o bacterias eucariotas, es decir con núcleo propiamente dicho. 2. LAS CALIZAS TOBACEAS EN EL MARCO DE LA SEDIMENTOLOGÍA CONTINENTAL - GEOMORFOLOGÍA Es en el marco correspondiente a los medios de sedimentación donde existe un mayor consenso en las denominaciones considerándose como categorı́as principales: Tobas de fuente, fluviales, lacustres y palustres. Estas categorı́as están muy relacionadas, dependiendo el tipo de facies de las caracterı́sticas del flujo del agua en el medio, lo que motiva que se puedan identificar depósitos similares en diferentes medios; ası́ las tobas de cascada, correspondientes al medio fluvial, con tobas de tallos cruzados (briofitas), se hallan presentes, también, en las tobas de fuentes, ya que éstas pueden ofrecer una dinámica similar del agua (water fall ) (Ordóñez and Garcı́a del Cura, 1983). Asociados a los depósitos de caı́da de agua (water fall ) se desarrollan frecuentemente “facies en cortina” (waterfall curtains) que podrı́an definirse como formas de destrucción-construcción kársticas (disoluciónprecipitación); estas formaciones diagenéticas muestran algunos tipos petrológicos y microfacies similares a los desarrollados en los sistemas kársticos (estalactitas, costras fibrosas. . . ) y pueden reconocerse tanto en las tobas de surgencia como en las de barrera o represa (dam tufa) (Pedley et al., 2003). En depósitos fluviales y lacustres, el flujo del agua (water flow, Ordóñez and Garcı́a del Cura, 1983) con poca carga de detrı́ticos permite el progreso de biofilms, tanto sobre plantas superiores, originando tobas de tallos, como sobre el sustrato, generando estromatolitos, o sobre soportes móviles dando lugar a oncolitos (Ordóñez et al., 1980). Ası́ y con frecuencia, pueden encontrarse acumulaciones de sedimentos con desarrollo de oncolitos y bioconstrucciones, tanto asociadas a terrazas fluviales (estromatolitos individualizados y replanos estromatolı́ticos) como a los bordes de lago. Las “tobas detrı́ticas” ricas en oncolitos tienen especial relevancia en las zonas anterior y posterior de las barreras tobáceas, siendo un importante componente del relleno de los lagos generados por dichas represas como se observa en las Lagunas de Ruidera (Ordóñez et al., 1986a, 2005; Garcı́a del Cura et al., 1997; Souza- Egypsi et al., 2006) y otros sistemas fluviolacustres. 63 LAS TOBAS EN ESPAÑA Las tobas palustres, diferenciadas por Pedley (1990 y 2003), se desarrollan en zonas pobremente drenadas en las que el medio es muy somero y menos oxigenado que en las lacustres s.s. existiendo un mayor desarrollo de procesos edáficos. Con mayor contenido en materia orgánica y niveles de limos carbonáticos, son más abundantes en climas templado-húmedos como los de Centroeuropa (Pedley, 1990). Podrı́a atribuirse a este tipo de tobas ciertos materiales (calizas de charáceas presentes en las Tablas de Daimiel) ası́ como algunos depósitos del Terciario continental de la Penı́nsula Ibérica donde aparecen tobas y niveles con materia orgánica asociados (Alonso Zarza and Wright, 2010). Gran parte de las formaciones tobáceas descritas en Reino Unido, tienen las caracterı́sticas consideradas como especı́ficas de palustres (Pedley et al., 1996). En la Penı́nsula Ibérica, este tipo de facies han sido advertidas en las acumulaciones tobáceas del valle del Tajuña (Ordóñez et al., 1981) y en otros afluentes del Tajo (Pedley et al., 2003). En general, las mesofacies son las que más varı́an según el ámbito sedimentológico en el que se forman las tobas, las texturas tienen un carácter más universal (Pedley et al., 2003). 3. CLASIFICACIONES DE CALIZAS TOBÁCEAS EN FUNCIÓN DE LOS ORGANISMOS ASOCIADOS Es frecuente al describir calizas tobáceas denominarlas con el apelativo del organismo que ha dejado una mayor impronta en su morfologı́a; ası́ hablamos de “tobas de musgos”, cuando se han incrustado dichos organismos, “tobas de quironómidos” cuando se incrustan tubos de larvas de quironómidos, insectos dı́pteros muy comunes en zonas húmedas (Brasier et al., 2011). Otro término más generalista utilizado al respecto es el de “facies de larvas”, que además de las facies quironómidos incluye las de larvas de otros insectos -larval facies- (Carthew et al., 2006). Existen denominaciones que, aunque no hacen referencia directamente al organismo implicado, si suelen tener una alta correlación: ası́, las tobas de tallos cruzados (Ordóñez and Garcı́a del Cura, 1983) corresponden normalmente a facies de musgos, o más estrictamente a briofitas (musgos y hepáticas) por lo que una denominación muy general es “tobas de briofitas”, si bien también reciben la denominación de “tobas de musgo” (Weijermars et al., 1986) (Fig. 4.1B y Fig. 4.2F); por su parte las facies de tallos verticales corresponden a juncos y cañas (Juncus, Typha ,. . . ) y suelen denominarse “tobas de tallos” (Fig. 4.1A, 4.1C, 4.1D y 4.1E). El término “tobas de macrofitas” también ha sido adoptado para referirse a las tobas de tallos, no briofitas (Luzón et al., 2011). Las “tobas de hojas”, debido a su menor abundancia, son poco relevantes en las clasificaciones de tobas. Las charáceas son organismos que han constituido “tobas de charáceas” tanto en medios fluviales como lacustres actuales (Lagunas de Ruidera, especialmente en el relleno de la Laguna Blanca, Tablas de Daimiel,..) (Fig. 4.1F) y en el pasado geológico (Neógeno de la Cuenca de Madrid. . . ), donde aparecen más o menos cementadas por procesos diagenéticos posteriores, como puede observarse en algunos de los estratos o bancos que fueron explotados como “Piedra de Colmenar” (Garcı́a del Cura et al., 1994). 4. MICROFACIES TOBÁCEAS En general, en la formación de tobas, los organismos citados han sido incrustados por carbonatos, habitualmente como cristales de esparita (> 2 m), constituyendo un borde o “ribete” sobre las plantas (sparite fringe) o como micrita (micrite fringe) (Pedley, 1992; Garcı́a del Cura et al., 2000), pudiendo presentarse solos o en alternancia (Fig. 4.1A); a veces, esta incrustación es más compleja y aparecen formas estromatolı́ticas y/o trombolı́ticas a la microescala a consecuencia de la presencia de biofilms, predominantemente cianobacterianos, con sus correspondientes EPS (exoplisacáridos) sobre los vegetales (Fig. 4.1B-4.1G y Fig. 4.2E). Estas sustancias extracelulares, presentes en muchos microorganismos, desempeñan un importante papel en la precipitación de carbonatos2 . µ 2 64 Véase el capı́tulo 5: Ecobiologı́a de las acumulaciones tobáceas: los organismos constructores. 4. PETROLOGÍA, TEXTURAS Y MINERALOGÍA Figura 4.1: Fotomicrografı́as realizadas con el microscopio óptico de polarización: A, C, D, E, F y G con nı́coles cruzados y B con nı́coles paralelos. Ejemplos de texturas de calizas tobáces (fitohermos): A,C,D y E: tobas de tallos mostrando tallos de diferente grosor con recubrimiento calcı́tico. A: cemento sobre tallos y hojas (sparite and micrite fringe) ¿Thypha?), Alicún, Almerı́a. C: cemento (micrite fringe) y posterior crecimiento de cianobacterias, barrera Lagunas de Ruidera, D y E recubrimientos tipo estromatolı́tico, barreras Lagunas de Ruidera. F: Sección de charácea con encostramiento micrı́tico y posterior desarrollo de estructura estromatolitica. Edificio Rı́o Júcar. B: Encostramiento de hoja (filidio) de briofita, barrera laguna Tomilla, Ruidera. G: textura trombolı́tica (colonias de cianobacterias), Ruidera. 65 LAS TOBAS EN ESPAÑA Figura 4.2: Fotomicrografı́as realizadas con Microscopio Electrónico de Barrido en modo de electrones secundarios. A y B: Toba de larvas (“¿quironómidos?”) Baños de Mula (Murcia). C y D: Estructuras generadas por encostramiento de filamentos de cianobacterias, Lagunas de Ruidera. E y F: Superficies externas de formaciones actuales: E biofilm de la superficie de un estromatolito con cristales de calcita, diatomeas y EPS, Ruidera; y F hoja de musgo parcialmente recubierta por calcita, Baños de Mula. Las distintas caracterı́sticas de estos cementos que constituyen el encostrado (fringe) de los vegetales se han explicado como consecuencia del diferente lugar relativo de precipitación de los carbonatos: dentro o fuera de los EPS. Este hecho parece que guarda relación con la dinámica del medio y ası́ en aguas con mayor agitación -como en las cascadas- imperan los encostramientos esparı́ticos y en aguas menos agitadas, predominan los micrı́ticos (Pedley, 2013). La presencia de estas morfologı́as, frecuente ya en el Cenozoico, ha sido estudiada experimentalmente comprobándose su relación con biofilms (Arenas Abad et al., 2010b). 66 4. PETROLOGÍA, TEXTURAS Y MINERALOGÍA Frecuentemente se forman cristales de esparita sobre los pedúnculos (stalks) de diatomeas (Freytet and Verrecchia, 1998). La asociación de cianobacterias y diatomeas es muy común en medios actuales con precipitación de tobas, tal y como hemos podido comprobar en la Penı́nsula Ibérica (Fig. 4.2E) y como ponen de manifiesto Golubić et al., (2008) que hacen especial hincapié en el papel que representan como epifitas sobre musgos. 5. LA PETROGRAFÍA DE TOBAS A LA LUZ DEL MICROSCOPIO ELECTRÓNICO DE BARRIDO El microscopio electrónico de barrido (MEB o SEM según sus siglas en Inglés: Scanning Electron Microscopy), suministra datos que ayudan a visualizar y, por tanto, a comprender el papel desempeñado por los distintos tipos de procesos en la génesis de los minerales que constituyen la toba. Inicialmente, se trataba de microscopios electrónicos de alto vacı́o que precisaban recubrir la muestra de una capa conductora (Au, Au-Pd o C) para observar su morfologı́a superficial, con sensores de electrones secundarios (SEM-se) (Fig. 4.2), y sus diferencias de composición quı́mica con sensores de electrones retrodispersados (SEM-bse). El MEB con sensor de electrones secundarios permite realizar observaciones morfológicas de detalle como las que se muestran en la Fig. 4.2A y 4.2B correspondientes a las “tobas de larvas” y 4.2C y 4.2D correspondientes a morfologı́as creadas por carbonatación en relación con cianobacterias; ası́ como la mineralización que está teniendo lugar en la superficie de un estromatolito y sobre la superficie de una hoja de musgo (Fig. 4.2E y 4.2F respectivamente). Pero la microscopia electrónica ha ido evolucionado y los microscopios electrónicos de alto vacı́o dieron paso, entre otros, a los de presión variable (VPSEM), que pueden trabajar a alto y bajo vacı́o que se han utilizado preferentemente para trabajar a bajo vacı́o, con sensores de electrones retrodispersados, y sin recubrir la muestra. Esta técnica se ha optimizado y microscopios más modernos pueden trabajar a bajo vacı́o tanto con detectores de electrones reprodispersados como con detectores de electrones secundarios sin necesidad de recubrir ni mover la muestra objeto de observación, o bien recubriendo la muestra y alcanzando entonces magnificaciones mayores, permitiendo pasar de observaciones a escala de micras (1 m = 0,001 mm) a otras a escala de nanómetros (1 nm = 0,001 m) (FESEM). Esta metodologı́a aún no se ha extendido suficientemente como para dar lugar a una sistemática de tobas lo cual no es descartable a medio plazo. µ 6. µ MINERALOGÍA En las tobas fluviolacustres predomina la calcita de bajo contenido en magnesio (Low Magnesium Calcite - LMC). Además, son habituales contenidos del orden de 5 % de cuarzo procedente principalmente de frústulas de diatomeas y aportes detrı́ticos y, con carácter muy accesorio y local (vinculados a la geologı́a del entorno), otros componentes correspondientes a la fracción detrı́tica como feldespatos, dolomı́as y filosilicatos (González Martı́n et al., 2000a). La presencia de aragonito se considera más relacionada con aguas calientes (Juliá, 1983); no obstante, también se ha identificado, ocasionalmente, en algunas tobas fluviales como las del rio Arquillo en Albacete (Garcı́a del Cura et al., 1997c). CONSIDERACIONES FINALES Las tobas carbonáticas son rocas continentales constituidas principalmente por calcita, con unas caracterı́sticas petrográficas concretas, relacionadas fundamentalmente con el encostramiento de vegetales que aparecen asociados a facies más especı́ficas de diferentes medios continentales en función de las circunstancias geomorfológicas y climáticas del lugar donde se han desarrollado. La existencia o ausencia de biofilms recubriendo el sustrato y las plantas superiores presentes, ası́ como la tipologı́a de los microorganismos incluidos en dichos biofilms son los factores más 67 LAS TOBAS EN ESPAÑA decisivos en la génesis de dicho encostramiento. En efecto van a condicionar la microtextura de las tobas influyendo en que estén constituidas por cristales (sparite fringe) si predominan los procesos fı́sico-quı́micos; micrita (micrite fringe) si destacan las bacterias y encostramientos dendrolı́ticos o microtexturas arborescentes, si lo que prevalecen son las cianobacterias. Es relativamente frecuente que encostramientos de cristales fibrorradiados ofrezcan en su interior morfologı́as cianobacterianas, denotando el carácter diagenético de dicha textura. Las microtexturas citadas están presentes, tanto en los encostramientos de vegetales superiores (“facies de tallos”) como en las morfologı́as estromatolı́ticas, muy frecuentes también en los medios sedimentarios (fuentes, medios fluviales y lacustres) donde se forman las tobas en nuestras latitudes. 68 5. ECOBIOLOGÍA DE LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS: LOS ORGANISMOS CONSTRUCTORES Virginia Souza-Egipsy1 , Asunción de los Rı́os1 y Carmen Ascaso1 1. Centro Ciencias Medioambientales CSIC, Instituto de Recursos Naturales, Serrano 115bis, 28006 Madrid, España. [email protected], [email protected], [email protected] 1. LOS ORGANISMOS CONSTRUCTORES DE LAS TOBAS CALCÁREAS Los microorganismos colonizan todos los ambientes de la Tierra y por tanto su influencia en los ciclos de los elementos en el planeta es indiscutible (Ehrlich, 2002). En el caso de las tobas calcáreas, los organismos implicados suelen ser fundamentalmente bacterias y algas (Golubic, 1991; Pentecost and Whitton, 2000), aunque también existen importantes interacciones con plantas, hongos e invertebrados acuáticos (Ford and Pedley, 1996). La estructura de las tobas suele variar a lo largo de las estaciones sobre todo en las regiones templadas donde el mayor crecimiento de las capas se produce durante el verano y otoño formándose láminas de diferente textura. En los climas templados, durante invierno y la primavera se producen capas de calcita porosa microesparitica mientras que en verano y otoño las capas son de micrita. Para algunos autores estos contrastes suelen estar relacionados con las condiciones ambientales (Pedley et al.,1996) pero para otros son las diferentes comunidades de organismos encontradas en las tobas las que tienen un papel primordial (Freytet and Plet, 1996; Janssen et al., 1999; Freytet et Verecchia, 1998). En general, los organismos fotosintéticos debido a la presencia de pigmentos son más conspicuos en las formaciones tobaceas pero las bacterias (Fig. 5.1) suelen ser el componente más abundante de la biodiversidad encontrada como ha podido ser descrito al utilizar técnicas moleculares (Nga et al., 2006; Cousin et al., 2008; Shiraishi et al., 2008a). En estas primeras investigaciones, la proporción de secuencias relacionadas con Proteobacteria superaba a las de Cianobacteria (36 % frente a un 30 %) y la diversidad bacteriana se completaba con secuencias relacionadas con grupos de Bacteriodetes, Actinobacteria, Acidobacteria, Verrumicrobia, Firmicutes y secuencias vinculadas a las encontradas en suelos agrı́colas. El papel de las bacterias heterotróficas en la precipitación de carbonatos no ha sido muy tenido en cuenta en las formaciones de toba aunque en otros ambientes su participación en la precipitación de los carbonatos es fundamental (Rivadeneyra et al., 1999; van Lith et al., 2003; Papineau et al., 2005; Braissant et al., 2007). En las tobas se pueden distinguir varios tipos de comunidades de cianobacterias. Las zonas de rápido crecimiento presentan comunidades criptoendolı́ticas de cianobacterias unicelulares y filamentosas entre las que destacan respectivamente, Chroococcus y Phormidium incrustatum (Pentecost, 1995; Freytet and Plet, 1996; Arp et al., 1999; Janssen et al., 1999; Pentecost, 2003). Las superficies de las tobas muestran biopeliculas generalmente formadas por Rivularia (Pentecost, 1987; Pedley, 1992) que aparecen mezcladas con comunidades de algas verdes como Vaucheria y Cladophora (Janssen et al., 1999). En las zonas sumergidas con poca profundidad abundan las biopeliculas de diatomeas como Chamaesiphon incrustans, Homoeothrix, Hydrococcus, Synedra, Cymbella, Achnantes microcephala, 69 LAS TOBAS EN ESPAÑA Gomphonema, Nitzschia y Navicula (Winsborough and Golubic, 1987; Freytet and Verrecchia, 1998; Janssen et al., 1999; Plenkovic-Moraj et al., 2002). En las zonas sumergidas con mayor nivel de agua suelen abundar las formaciones de Chara (Cirujano et al., 2002) que también contribuyen a la precipitación de calcita (Kufel and Kufel, 2002) y con el tiempo debido al cambio en los cursos de agua pueden quedar totalmente embebidas en los carbonatos. Figura 5.1: Imagen de microscopı́a electrónica de barrido en modo de electrones retrodispersados (SEM-BSE) de la estructura de las biopeliculas criptoendoliticas en una formación de toba en Mono Lake (California). Además de cianobacterias filamentosas (flecha negra) también hay gran cantidad de bacterias (flecha blanca). En las zonas de cascada donde el agua salpica y se produce la precipitación de carbonatos abundan las comunidades de musgos y hepáticas (Pentecost, 1996). Entre las especies descritas en tobas destacan: Fissidens crassipes, Hygroamblystegium fluviatile, Pellia endiviifolia, Rhynchostegium riparoides, Thamnium alopecurum (Janssen et al., 1999). Las especies suelen variar según las regiones geográficas pero lo importante es que, en este caso, la precipitación ocurre alrededor de las estructuras celulares y se han descrito como cristales euhédricos de calcita (Janssen et al., 1999); esto provoca la formación de capas tobáceas muy porosas y en las que sólo en contadas ocasiones se produce la infiltración de los carbonatos en la estructura celular de los musgos (Souza-Egipsy et al., 2006). La presencia de hongos ası́ como de lı́quenes y su papel en la precipitación de oxalatos cálcicos se ha descrito en las formaciones tobáceas (Freytet and Verrecchia, 1995). Los lı́quenes generalmente aparecen en las zonas expuestas pero los hongos y levaduras aparecen relacionados con las algas y cianobacterias filamentosas y su presencia puede detectarse en los precipitados. 2. LOS MECANISMOS DE BIOMINERALIZACIÓN La precipitación mineral debida a la actividad o presencia de organismos es una de las principales formas de acumulo de carbonatos en la Tierra. Este proceso llamado biomineralización puede ocurrir de dos formas diferentes. La primera provoca la precipitación de carbonatos en el medio sin control aparente por la célula. Este proceso fue definido por Lowenstam (1981) como “biomineralización inducida”. En este tipo de biomineralización la precipitación mineral acontece al favorecerse la nucleación de los carbonatos sobre las paredes celulares de los organismos. En este caso el resultado son minerales que están en equilibrio con las condiciones ambientales que rodean 70 5. ECOBIOLOGÍA DE LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS: LOS ORGANISMOS CONSTRUCTORES a las células y dependen de la composición de los fluidos en los que se forman. En contraste, en el segundo mecanismo denominado ”biomineralización controlada” la precipitación está completamente regulada por la célula por lo que las concentraciones de iones son controladas por aquella para alcanzar los estados de saturación independientemente de las condiciones en el exterior. El resultado son minerales que no están en equilibrio termodinámico con las circunstancias ambientales y que, por tanto, no se precipitarı́an sin la medición celular. Ası́, a diferencia de los organismos que pasivamente precipitan sı́lice, algunas algas, como las diatomeas, controlan la deposición de sı́lice en sus estructuras celulares de una forma tan eficaz que llega ser del orden de 106 veces mayor que la formación abiótica a partir de soluciones supersaturadas (Gordon and Drum, 1994). Además de producirse la biomineralización inducida que puede provocar la completa incrustación de las células, éstas pueden quedar mineralizadas debido a la permineralización de las estructuras celulares. En este proceso se produce la infiltración de los cationes en la estructura molecular de las paredes celulares y, posteriormente, estos atraen a los iones y quedan mineralizadas (Ferris et al., 1988; Verrecchia et al., 1995). Este proceso por el que los organismos de paredes blandas pueden quedar preservados en los sedimentos ocurre fundamentalmente mediante cationes de sı́lice y la formación de sı́lice amorfa. Otros cationes como el Ca2+ y el Mg+ también son atraı́dos por las matrices extracelulares y su unión con los iones de carbonato producen la infiltración de las paredes celulares pero debido a su mayor tamaño la preservación de las estructuras celulares no es tan exacta (Fig. 5.2). Figura 5.2: Imagen de microscopı́a electrónica de barrido mediante electrones retrodispersados de tobas recogidas en las Lagunas de Ruidera. A: Las cianobacterias filamentosas aparecen englobadas en los precipitados de carbonato. B. Las paredes celulares aparecen permineralizadas por los carbonatos mostrando relación con la estructura fibrilar de las vainas (flecha blanca) pero la estructura fina no queda preservada en los sedimentos por la nucleación continuada de los carbonatos (flecha negra). 2.1. LOS ORGANISMOS CONSTRUCTORES Y LA MATRIZ EXTRACELULAR Los microorganismos presentes en las tobas suelen estar rodeados de sustancias extracelulares alrededor de la membrana citoplasmática y la pared celular que favorecen la nucleación mineral (Pentecost and Riding, 1986; Ferris and Beveridge, 1986). Hay varios tipos de capas extracelulares (Beveridge and Graham, 1991) siendo las más comunes las construidas por polı́meros que pueden llegar a formar capsulas compactas o capas más laxas (Sutherland, 1999). Algunas bacterias filamentosas poseen capas llamadas vainas, que son fibrosas y ricas en carbohidratos como las de las cianobacterias (Weckesser et al., 1988). Para algunos autores, estas vainas representan un filtro impermeable frente a moléculas grandes potencialmente tóxicas (Phoenix et al., 2002). Un tipo más organizado de capa extracelular considerado casi paracristalino es la capa-S (Koval, 1988). Las capas-S están formadas mayoritariamente por proteı́nas con una pequeña proporción de 71 LAS TOBAS EN ESPAÑA carbohidratos y están presentes en casi todos los grupos taxonómicos de organismos procarióticos. Estas capas-S son más complejas y estructuradas que las vainas pero cumplen funciones similares de filtrado y protección (Steward and Beveridge, 1980). En el caso de los hongos, la capa interna de la pared celular que rodea a la membrana plasmática suele ser de quitina y glucanos, mientras que la capa más externa amorfa es de quitosan y otros componentes menores como proteı́nas, lı́pidos, polifosfatos, fenol, melanina e iones inorgánicos (Gadd, 1993). En el caso de los hongos su capacidad de excretar al medio ácido cı́trico y oxálico tiene gran importancia en los ciclos biogeoquimicos ya que suelen unirse a cationes metálicos presentes en el medio (Gadd, 1999). La mayorı́a de las algas tienen en la pared celular una capa principal de celulosa y otra amorfa formada por polisacáridos especı́ficos para los diferentes grupos (Hunt, 1986). Los grupos funcionales más importantes son los carboxilos asociados al acido urónico de los alginatos que son capaces de neutralizar un gran número de cationes metálicos (Majidi et al., 1990). En algunos grupos de algas, la pared celular está especialmente fortalecida por la precipitación de carbonatos o sı́lice debida a procesos de biomineralización controlada como ocurre en la mayorı́a de las plantas acuáticas y en las diatomeas. La principal caracterı́stica de las sustancias extracelulares es que presentan grupos funcionales expuestos al exterior que son anfotéricos y pueden liberar o adquirir protones dependiendo del pH de la solución que les rodea. Ası́ en el caso de los grupos hydroxilo, carboxilo, sulfidrilo y fosfato se forman aniones y se liberan protones a la solución. Mientras que en los grupos amino y amida estos son neutros cuando están desprotonados y pueden cargarse positivamente al adquirir un protón de la solución que les rodea. La ionización de los grupos funcionales en la pared celular o de las sustancias extracelulares produce una carga eléctrica en la superficie de la célula que afecta a la concentración y distribución espacial de los iones en la interfase célula-agua. Esta carga eléctrica puede ser modificada en soluciones concentradas por la adsorción de iones a estos grupos funcionales (Obst et al., 2006). Esta circunstancia permite calcular la capacidad tamponadora de las sustancias extracelulares, a un determinado pH sabiendo el número de moles de grupos funcionales presentes en ellas (Fein et al., 1997). Los grupos funcionales implicados en la capacidad tamponadora de los diferentes organismos son identificados utilizando diferentes técnicas de espectroscopı́a (Benning et al., 2003, 2004). Beveridge and Murray (1976) propusieron un mecanismo en dos etapas para explicar el proceso de adsorción de metales a las células. Primero se establece una interacción electrostática entre los cationes metálicos y los grupos funcionales aniónicos de las matrices extracelulares o paredes celulares. Después esta interacción actúa como un lugar de nucleación para el inicio de la precipitación mineral (Fig. 5.3). En el caso de la tobas de las Lagunas de Ruidera se observó cómo las sustancias extracelulares que rodeaban a las diatomeas y cianobacterias acumulaban Ca y eran ricas en P (Fig. 5.4) y, posteriormente, se producı́a la precipitación de carbonatos (Souza-Egipsy et al., 2006). Otros autores han mostrado este mismo fenómeno indicando que estas sustancias presentan lugares para la adsorción de cationes pero al principio también actúan como inhibidores de la precipitación (Kawaguchi and Decho, 2002a). En el medio natural, los cationes presentes en las aguas pueden variar dando lugar a diferentes tipos de carbonatos, calcita/aragonito (CaCO3 ); dolomita (CaMg)(CO3 )2 , estroncianita (SrCO3 ) y magnesita (MgCO3 ) (Schultze-Lam et al., 1992; Schultze-Lam and Beveridge, 1994). Además de la capacidad de adsorber cationes, las sustancias extracelulares pueden presentar diferencias en composición que determinan la precipitación de distintos cristales (Kawaguchi and Decho, 2002b; Braissant et al., 2003; Bosak and Newman, 2005). 2.2. LOS ORGANISMOS CONSTRUCTORES Y LA ACTIVIDAD METABÓLICA La precipitación de carbonatos en las formaciones de toba ha sido explicada como un mecanismo con dos etapas fundamentales (Ford and Pedley, 1996). En la primera etapa, el agua de lluvia se equilibra con la atmósfera del suelo que tiene una mayor presión parcial de CO2 debido a la actividad 72 5. ECOBIOLOGÍA DE LAS ACUMULACIONES TOBÁCEAS: LOS ORGANISMOS CONSTRUCTORES de los microorganismos o a la disolución de la roca. Cuando el agua vuelve a salir a la superficie el CO2 en exceso pasa a la atmósfera, desplazando el equilibrio del carbonato hacia incrementar la supersaturación del CaCO3 . Este proceso provoca la precipitación espontánea del CaCO3 y por tanto para algunos autores la formación de las tobas serı́a un mecanismo fundamentalmente de biomineralización inducida (Merz-Preiß and Riding, 1999; Merz-Preiß, 2000; Arp et al., 1999). En consonancia con esta idea los datos de incorporación radioactiva de CO2 (Pentecost, 1978b) y los registros de isótopos de carbono (Pentecost and Spiro, 1990; Pentecost, 2000; Schidlowski, 2000) mostraron una mı́nima señal de incorporación biológica en las tobas relacionada con la fotosı́ntesis. Figura 5.3: Imagen de microscopı́a electrónica de barrido mediante electrones retrodispersados de tobas recogidas en las Lagunas de Ruidera. A: Las biopeliculas de diatomeas colonizan la superficie de las tobas (flecha blanca) y generan una precipitación de carbonatos diferente a la encontrada alrededor de las cianobacterias filamentosas (flecha negra). B: Las sustancias extracelulares alrededor de las diatomeas absorben cationes Ca2+ y son ricas en P (flecha negra) y posteriormente producen la nucleación de los carbonatos (flecha blanca). Por otro lado, dependiendo de la fisiologı́a de los organismos se puede observar como en algunos casos es la precipitación de carbonatos la que favorece la asimilación del bicarbonato en las células (McConnaughey and Whelan, 1997) y, por tanto, la actividad biológica tendrı́a un papel importante en la precipitación de carbonatos. Ogawa y Kaplan (1987) observaron una dependencia entre la expulsión de H+ y la adquisición de HCO3 - por las cianobacterias. Varios estudios han descrito que existe un ratio estequiométrico 1:1 entre la fotosı́ntesis y la calcificación que se produce asociada con las cianobacterias y algas presentes en aguas ricas en carbonatos (Merz-Preiß, 1992; McConnaughey and Falk, 1991) y que estos últimos precipitados por mediación biológica presentan diferencias isotópicas especı́ficas (González and Lohman, 1985; McConnaughey, 1989a, 1989b). Estudios in situ utilizando microelectrodos han descrito que en la superficie de una toba rica en cianobacterias filamentosas se producı́a un incremento del pH bajo condiciones de iluminación, mientras que lo contrario ocurrı́a en los periodos de oscuridad (Shiraishi et al., 2008b). Sin embargo, el pH no mostraba cambios cuantitativos en las zonas donde predominaban las comunidades de diatomeas. Esto sugiere que no todas las biopelı́culas presentes en la toba fomentan la precipitación de CaCO3 . La descomposición de las matrices extracelulares por bacterias heterotróficas incrementarı́a de nuevo las concentraciones de Ca2+ y la alcalinización del medio provocando condiciones que pueden favorecen la precipitación de carbonatos (Arp et al., 1998; López-Garcı́a et al., 2004). Pero el papel de estas comunidades de bacterias heterotróficas no esta del todo claro, ya que se ha descrito que pueden promover o inhibir la precipitación y/o causar la disolución de los carbonatos (Visscher et al., 2000; Dupraz and Visscher, 2005). Durante la respiración los microorganismos producen un bombeo continuo de protones al exterior y éstos pueden actuar protonando los grupos funcionales de las matrices extracelulares volviéndolos neutros (Koch, 1986). Este proceso modificarı́a las condiciones apropiadas para la nucleación de los minerales en contacto con las biopelı́culas. En contraste, las células muertas no ofrecen este gradiente de protones y por esa razón es más probable que 73 LAS TOBAS EN ESPAÑA muestren unas caracterı́sticas aniónicas en su superficie (Urrutia et al., 1992) lo que favorecerı́a la atracción de cationes y la nucleación mineral (Arp et al., 1998). Ası́ en el caso de las bacterias que presentan diferentes capas extracelulares existirá un complejo microambiente alrededor de las células dependiendo de las caracterı́sticas de las sustancias extracelulares que las rodean y de su actividad metabólica. Figura 5.4: A: Imagen de microscopı́a electrónica de barrido mediante electrones retrodispersados de diatomeas sobre la superficie de tobas recogidas en las Lagunas de Ruidera. B: Mapa digital de la distribución del Si en la misma zona mostrada en la figura 4A. Los frustulos de las diatomeas son claramente visibles por su contenido en sı́lice. C: Mapa digital de la distribución del P. Las sustancias extracelulares alrededor de las diatomeas son ricas en este elemento. D: Mapa digital de la distribución del Ca. Las sustancias extracelulares acumulan Ca (flecha blanca) y los carbonatos precipitan alrededor y en el interior de los frustulos (flecha negra). Varios estudios han descrito que algunas especies de cianobacteria, como el genero Calothrix, presenta dos zonas con cargas diferentes, siendo la pared celular electronegativa y la vaina electroneutra lo que influirı́a en su capacidad de precipitar carbonatos (Phoenix et al., 2002). En el caso de algunas algas macrofitas como Chara se han descrito zonas alrededor de las células donde el pH es alcalino mientras que en otras donde es ácido siendo esta diferenciación independiente de la actividad fotosintética (McConnaughey and Falk, 1991). Esta diferenciación de cargas eléctricas en función de la actividad biológica o del tipo de estructura celular tendrı́a importantes consecuencias en la capacidad especifica para nuclear los minerales presentes en el medio y por tanto reguları́a la precipitación de carbonatos en la naturaleza. AGRADECIMIENTOS Las autoras agradecen a Mª Ángeles Garcı́a del Cura y a Juan Antonio González Martı́n que les introdujeran en el mundo de las formaciones tobáceas de Las Lagunas de Ruidera. Este trabajo ha sido posible gracias a la financiación obtenida a través del programa Ramón y Cajal (V. S.-E. y A. R.) y al proyecto CGL2006-04658. 74 6. HIDROQUÍMICA ELEMENTAL E ISOTÓPICA Y GÉNESIS DE TOBAS S. Ordóñez1,3 y M. A. Garcı́a del Cura2,3 1. Departamento de Ciencias de la Terra y del Medio Ambiente. Universidad de Alicante. [email protected] 2. IGEO(CSIC,UCM). Facultad de Geologı́a, [email protected] 3. Laboratorio de Petrologı́a Aplicada. Unidad Asociada Universidad de Alicante-CSIC. INTRODUCCIÓN Hace años, los autores de este capı́tulo coincidimos con una persona que cuidaba el jardı́n de una finca durante el transcurso de un reconocimiento de campo en las acumulaciones tobáceas, vinculadas a surgencias y paleosurgencias, existentes en el valle del alto Tajuña (entre las localidades de Masegoso y Brihuega). Aquella habı́a desviado los flujos de agua que brotaban de un manantial, en la ladera, conformando una pequeña cascada artificial donde se depositaban tobas de musgo y en cuyo pie algunos tablones de madera estaban recubiertos por carbonatos. Curiosamente, su interpretación genética no estaba muy alejada de la sugerida por los ribereños croatas: “esta piedra nace del agua”; o de la que siglos antes habı́a realizado A. LimLón (1697)1 en un paraje inmediato de este valle, “...las aguas engendran alguna tobilla”. Fue entonces, en este ámbito del valle del Tajuña (Ordóñez y González, 1979; Ordóñez et al., 1979, Ordóñez et al., 1981) y en otros de la Submeseta Sur -valles del rı́o Dulce (Ordoñez et al., 1980) y del rı́o Mundo- (Calvo, Ordóñez y Garcı́a del Cura, 1979)- donde se iniciaron los estudios sobre la hidroquı́mica y las caracterı́sticas isotópicas de las aguas kársticas, ası́ como de las acumulaciones tobáceas precipitadas en ellas. Estas aportaciones permitirı́an poco después conformar un modelo (Ordóñez and Garcı́a del Cura, 1983) donde se abordaba el “ciclo hidrológico de las tobas” (Fig. 6.1), y en el que participaban las aguas de origen kárstico, el CO2 atmosférico, su interacción con la materia orgánica viva (biopolı́meros) y las sustancias húmicas (geopolı́meros) procedentes de la degradación microbiológica de la materia orgánica presente en los horizontes edáficos y que incrementa la pCO2 . Estas aguas vadosas, con pCO2 superiores a la atmosférica, pueden disolver los carbonatos del entorno por donde circulan mediante los procesos de infiltración relacionados con la cantidad de agua meteórica disponible, la evapotranspiración y la transmisividad hidráulica del acuı́fero carbonático. Cuando las aguas de estos acuı́feros surgen a la superficie, pueden precipitar tobas en el entorno de manantiales y fuentes, o bien en los lechos fluviales por filtración (seepage). Ası́, los carbonatos pueden cubrir soportes fijos o móviles y la concomitante desgasificación, producida por el reequilibrio de la pCO2 de las aguas de los acuı́feros kársticos con la atmosférica, puede estar inducida por organismos fotosintéticos (bioinducida) y/o por aguas fluyendo en régimen turbulento (desgasificación mecánica). Los conjuntos tobáceos, una vez que se modifican las condiciones genéticas originales, pueden sufrir procesos de degradación capaces de conllevar, incluso, su total destrucción dando lugar a acumulaciones carbonatadas, ahora de naturaleza detrı́tica, localizadas aguas abajo de los parajes donde se dispusieron los edificios tobáceos. 1 Ver capı́tulo 1 sobre Las acumulaciones tobáceas 75 LAS TOBAS EN ESPAÑA Figura 6.1: Esquema general de la génesis de tobas y de otros carbonatos de aguas dulces, inspirado en Ordóñez y Garcı́a del Cura (1983), y que sirve de esquema argumental al texto. Son numerosos los trabajos donde se abordan los complejos mecanismos que intervienen en la precipitación experimental de tobas. Entre ellos debe destacarse una contribución (Rogerson et al., 2008) donde se establecen algunas consideraciones sobre la hidroquı́mica de las aguas constructoras de tobas y que coinciden con las ya apuntadas: el importante papel que juega la sobresaturación de las aguas en carbonato cálcico y los biofilms bentónicos. La influencia del clima y de la vegetación en el origen de la tobas es un hecho ya demostrado hace tiempo desde diferentes ópticas. También, a partir del análisis de su composición isotópica δ13 C y δ18 O, los carbonatos tobáceos han sido considerados como un magnı́fico registro paleoambiental (Andrews, 2006) en cuyo seno quedan incluidos otros datos ambientales de gran interés; entre ellos, la cantidad de biomasa, el tipo de vegetación y las condiciones climáticas dominantes (Brasier et al., 2010). En este capı́tulo se pretende acometer la evolución de los modelos y de los datos hidroquı́micos, en las aguas superficiales, subsuperficiales y subterráneas relacionadas con el proceso genético de las tobas. 1. HIDROQUÍMICA DE LAS AGUAS METEÓRICAS Es bien conocido que los gases presentes en una atmósfera no contaminada son fundamentalmente: nitrógeno (pN2 = 0,781 atm); oxı́geno (pO2 = 0.209 atm); argón (pAr = 0.093 atm), anhı́drido carbónico (pCO2 = 0.0003 = 10-3.52 atm.) y vapor de agua, procedente de los procesos de evaporación y evapotranspiración, muy influenciados por el clima (pH2 O = 0.001-0.0298 atm). En una atmósfera industrial, SO2 , NH3 , N2 O, NO2 , ClH, CO y CO2 pueden aparecer en cantidades notorias como consecuencia del uso de combustibles fósiles y de otros procesos industriales diversos. Estas emisiones, junto a los fertilizantes nitrogenados y fosfatados ası́ como la existencia de vertidos de aguas residuales en los flujos kársticos y en los cauces fluviales, conllevan un impacto negativo sobre el desarrollo de los sedimentos tobáceos. Puede esperarse que las aguas meteóricas estén saturadas con respecto a todos estos gases (Hem, 1985). Sin embargo, la composición es muy variable, tanto a lo largo del tiempo para una precipitación, como en un mismo lugar, o en diferentes 76 6. HIDROQUÍMICA ELEMENTAL E ISOTÓPICA Y GÉNESIS DE TOBAS parajes. Frecuentemente, las aguas contienen cloruros, nitratos y sulfatos, mientras que fosfatos y nitritos no suelen estar presentes en ambientes no contaminados (Root et al., 2004). Resulta difı́cil precisar la composición elemental de las aguas de lluvia, la del vapor atmosférico, ası́ como la de cada lugar. Concentraciones de cloruros en las aguas meteóricas, se correlacionan, generalmente, con la proximidad de las aguas marinas. Los niveles de δ18 O dependen de la localización geográfica, la altitud y latitud de la zona donde se producen las lluvias (Andrews, 2006), ası́ como de la distancia al océano suministrador del agua evaporada (Root et al., 2004). La composición isotópica del oxı́geno está determinada por: los procesos de evaporación en ámbitos oceánicos; la precipitación meteórica debida a un enfriamiento del vapor a medida que los accidentes orográficos y la latitud intervienen haciendo descender la temperatura del aire provocando con ello, la condensación del vapor de agua atmosférico aportado por los vientos hacia los continentes. Como consecuencia de todo ello se producen procesos de fraccionamiento isotópico en la interfase vapor ↔ lı́quido, que pueden dejar una señal isotópica capaz de caracterizar y, en su caso, detectar su origen. Esta estela isotópica, reflejo de las condiciones climáticas y geográficas, se incorpora directa o indirectamente a los minerales precipitados en las aguas meteóricas, o a los esqueletos o restos metabólicos de seres vivos, pudiendo ser usados en estudios de tipo climático o hidrológico (Bowen and Revenaugh, 2003). La composición isotópica del agua de lluvia puede permitir, también, la identificación del tipo de nube de la que procedı́a (Hoefs, 1997). Los isótopos de hidrógeno y los de oxı́geno están correlacionados en las aguas de acuerdo con la ecuación de Craig (1961) (en Hoefs, 1997) y la denominada “Lı́nea de las Aguas Meteóricas”, basada en la ecuación δD = 8δ 18 O + 10, que ha sido objeto de ajustes, conforme se incrementaban las bases de datos. Existen redes importantes de adquisición de datos a nivel mundial y entre ellas la International Atomic Energy Agency-World Meteorological Organization Global Network for Isotopes in Precipitation (2013). Hace años se elaboró un mapa (Fig. 6.2) indicando la distribución de los valores de δ18 O en las aguas de lluvia de la Penı́nsula Ibérica (Plata, 1994). Figura 6.2: Distribución de los valores de δ18 O en las aguas de lluvia de la Penı́nsula Ibérica (Plata, 1994). 77 LAS TOBAS EN ESPAÑA 2. HIDROQUÍMICA ELEMENTAL E ISOTÓPICA DE LAS AGUAS DEL SUELO Y DE RECARGA DE ACUÍFEROS Parece aceptado que la composición de las aguas de los acuı́feros es el resultado de procesos edafogenéticos y su interacción con las aguas meteóricas. En los componentes de las aguas del suelo influye la disolución y la alteración de otros minerales como los silicatos y, por supuesto en nuestro caso y de modo fundamental, la disolución de los carbonatos. Estos procesos de alteración, junto a la remoción de los nutrientes por las raı́ces y, sobre todo, las reacciones metabólicas que intervienen en la génesis de las sustancias húmicas, son los factores determinantes de la presencia y la composición del dióxido de carbono. El aire en los intersticios del suelo es comúnmente 10-100 veces más rico en CO2 que el atmosférico (Hem, 1985). En efecto, los valores de CO2 medidos en la atmósfera del suelo se integran principalmente en el rango de 10-1.3 y 10-2.69 (Brook et al., 1983). Sin embargo, Pentecost (2005) aseguró que los valores de la presión de CO2 , son demasiado dispersos para proporcionar una interpretación convincente, y ésta se complica por la pérdida de CO2 del suelo, elevando el pH, o por funcionar los dispositivos edáficos como un sistema cerrado respecto del CO2 . Las aguas “meteógenas”, en la nomenclatura de Pentecost y Viles (1994), tienen una composición especı́fica en las fuentes kársticas, donde el agua de lluvia se ha filtrado a través de un horizonte edáfico desarrollado sobre un roquedo carbonático, calcáreo-dolomı́tico y/o dolomı́ticoyesı́fero. El total de sólidos disueltos raramente excede 1g/L, siendo muy común rangos entre 0.10.5 g/L, y en general es muy abundante el ión calcio y el ión bicarbonato (Hem, 1985; Pentecost, 2005). La interpretación se enmaraña probablemente por las diferencias existentes en los tipos de vegetación presentes en las zonas de infiltración y de captación que, a su vez, están influenciadas por la altitud. Ası́ por ejemplo, las cuencas del Reino Unido con altitudes bajas son más boscosas y ello conforma suelos más espesos y más productivos, independientemente de la temperatura del aire. Hace algunas décadas se efectuaron estudios sobre el CO2 en el suelo, relacionando su presencia con el ambiente (humedad y orientación) del paraje ası́ como con la naturaleza de la vegetación (Jakucs, 1977). En ellos se advirtió cómo la capacidad de un suelo para retener el CO2 dependı́a de su humedad, muchas veces condicionada por la exposición. Ası́, en el hemisferio septentrional una ladera orientada al norte experimenta temperaturas más bajas lo que permite conservar a sus suelos la humedad durante más tiempo, reduciendo la transferencia de CO2 a la atmósfera. La cubierta vegetal también influye en los niveles del anhı́drido carbónico. En los suelos forestales se encuentran las mayores concentraciones de CO2 (hasta un 10 % en volumen), mientras que en los pastizales pueden alcanzarse hasta cinco veces menos. Perı́odos de alta precipitación meteórica reducen significativamente la pCO2 del suelo como consecuencia de su lixiviado en el perfil edáfico (Rightmire, 1978). Recientemente, se ha señalado que el contenido de CO2 , del suelo está relacionado con la “costra biológica superficial” (BSC), muy común en suelos de zonas áridas y semiáridas, formada por un biofilm con proporciones variables de cianobacterias, algas, lı́quenes y musgos (Mager and Thomas, 2011). Además de para la respiración, la BSC parece muy importante para mantener la humedad y reducir la erosionabilidad. Ası́ mismo, la propia supervivencia de las costras está relacionada con las cianobacterias, con la producción de “polisacáridos extracelulares” (EPS), que permiten la regeneración de estos biofilms cuando las condiciones son favorables. La fijación fotosintética del CO2 atmosférico produce un importante fraccionamiento del isótopo 12 C, que se incorpora preferentemente en los tejidos vegetales. En esta lı́nea Deines (1980) revisó la variación del δ13 C en el carbono de las plantas. Los valores de δ13 C obtenidos en dispositivos vegetales (Anderson et al., 1983; Sensula et al., 2006), se correlacionan con el tipo de ciclo fotosintético seguido por el organismo. Ası́ para las plantas C3 (la mayorı́a de las superiores), los valores de δ13 C rondan alrededor de -26 mientras que en las plantas C4 (caracterı́sticas de praderas tropicales) aquellos se aproximan a -13 ; por su parte, las plantas CAM (especies suculentas, con metabolismo del ácido crasuláceo que se desarrollan en ambientes con déficit hı́drico) presentan valores isotópicos que cubren toda la gama de δ13 C de las plantas C3 y C4 . De igual modo, no 78 6. HIDROQUÍMICA ELEMENTAL E ISOTÓPICA Y GÉNESIS DE TOBAS debe olvidarse que el tipo de vegetación puede afectar a los procesos microbiológicos del suelo al influir sobre el microambiente y la estructura edáfica y, sobre todo, en la cantidad y calidad de los detritus suministrados (Raich and Tufekciogul, 2000; Gunn and Trudgill, 1982). La composición isotópica del carbono en los carbonatos del perfil edáfico (Cerling, 1984), se relaciona con la proporción del tipo de biomasa C4 presente en el suelo. En estudios realizados en la Meseta del Tibet (Lu et al., 2004), la variabilidad de δ13 C en suelos se explica en función de la precipitación y la temperatura medias anuales, factores primordiales que controlan la distribución de los tipos de vegetación en la composición de isótopos de carbono de los suelos. Por tanto, los valores del δ13 C obtenidos en los carbonatos tobáceos, pueden ser un indicador paleoclimático y paleoecológico en los casos donde la alteración diagenética no haya borrado su señal isotópica. Como se ha dicho anteriormente, el CO2 del suelo es la principal fuente de carbono inorgánico disuelto en las aguas de los acuı́feros. Algunos autores (Rightmire, 1978) han advertido importantes variaciones estacionales en los contenidos de CO2 y en el δ13 C de los carbonatos del suelo; ello implica que, en los estudios sobre la hidroquı́mica de las aguas, se haga necesario conocer la estación en la que se produce la recarga de los acuı́feros. En sı́ntesis se conoce que la información paleoclimática está registrada en las tobas generadas en ambientes fluviales, lacustres o palustres con mediación de aguas provenientes de manantiales de origen cárstico (Andrews, 2006). Ası́ mismo es conocida la fluctuación de los isótopos estables en sistemas activos tobáceos. La oscilación de δ18 O obedece, sobre todo, a los cambios ambientales de la temperatura (latitud y altitud) y está relacionada con la composición isotópica del agua de recarga. La variación en δ13 C refleja principalmente la contribución relativa del CO2 enriquecido en isótopos ligeros procedente de la transformación de la materia orgánica del suelo, ası́ como la contribución de los carbonatos provenientes de la disolución de los roquedos del acuı́fero kárstico, generalmente enriquecidos en el isótopo pesado, cuando aquellos son de origen marino. Y modulada en su composición isotópica por el fraccionamiento agua – roca, la conexión y reequilibrio con el CO2 atmosférico (desgasificación) y con la precipitación de calcita en cualquier parte del sistema. 3. HIDROQUÍMICA ELEMENTAL E ISOTÓPICA DE LAS AGUAS DE MANANTIALES Y SURGENCIAS DE AGUAS EN LAS QUE SE FORMAN TOBAS CALCÁREAS Hace años Pentecost y Viles (1994) resumieron las caracterı́sticas generales de las aguas surgentes (Meteogene Source Water s) capaces de generar tobas (Tabla 6.1). El pH varı́a entre 7 y 8, con valores medios de 7.43. Este parámetro condiciona que la fase estable más abundante sea el anión bicarbonato HCO3 1- , cuyo valor medio es de 4,8 mmol/L. El calcio es el catión principal en las aguas no salinas que depositan tobas. La media de Ca2+ es 3,07 mmol/L, valor bastante mayor que la cantidad necesaria para equilibrar los iones bicarbonato, lo que implica la existencia de otros tipos de aniones. Pero también se interpretan las cantidades elevadas de Ca2+ en las aguas surgentes, como procedentes del lavado de formaciones geológicas de naturaleza yesı́fera (anhidrita), o dolomı́tico – yesı́fera. La velocidad de disolución del yeso es aproximadamente 15 veces más elevada que la de las calizas (Chardon, 1992); según este autor, no existe evidencia de que haya una importante deposición de tobas vinculada al “efecto ión común”, producido por el exceso de calcio vinculado a la disolución de sulfatos. No obstante, nosotros hemos defendido la hipótesis de la importancia de este efecto en la génesis de tobas, basada en modelización hidroquı́mica (Ordóñez y Felipe, 1988) y en observaciones sobre el terreno. Más adelante en este mismo capı́tulo se volverá al análisis del efecto ion común. Otro catión presente en las aguas donde se precipitan tobas es el magnesio, casi siempre atribuible a la existencia en el acuı́fero de estratos dolomı́ticos o de calizas con alto contenido en magnesio. En ciertas regiones bien estudiadas, las aguas de los acuı́feros incluyen aniones como el SO4 2- y NO3 1- derivados de la contaminación atmosférica (Pentecost, 1992), y en el caso de NO3 1- , probablemente por la utilización de nitratos como fertilizantes (contaminación difusa). 79 LAS TOBAS EN ESPAÑA Tabla 6.1: Resumen de la composición hidroquı́mica de las aguas (meteógenas) en las que se generan las formaciones tobáceas. DIC, total de “carbono inorgánico disuelto”. Resumido de Pentecost (2005). º T C pH DIC mmol/L log pCO2 atm Ca2+ mmol/L Mg2+ mmol/L Mg2+ /Ca2+ Valores min. 4.20 6.90 1.48 -3.00 0.86 0.00 0.00 Media 10.1 7.39 5.22 -1.99 3.07 0.69 0.29 Mediana 9.50 7.55 4.89 -2.20 2.33 0.44 0.16 Valores max. 24.30 8.15 13.80 -1.10 15.20 2.74 1.37 Los modelos de equilibrio fı́sico-quı́mico para el estudio y predicción de la solubilidad de carbonatos por las aguas de infiltración, se iniciaron con ThraikilI (1968). Este autor estableció que la solubilidad de la calcita y, por tanto, su capacidad de precipitar carbonatos puede ajustarse aplicando las reacciones del equilibrio del sistema CO2 -CaCO3 - H2 O a una ecuación del tipo: aCa2+ (calcita) = 8,9792 × 1010 × (pCO2 )0,32983 × (T )−5,29616 Adoptando logaritmos, esta ecuación se puede expresar como una superficie, en un espacio de tres dimensiones, que relaciona la aCa2+ , con el log pCO2 , y logT (temperatura absoluta en K): log aCa2+ = p1 + p2 log pCO2 − p3 log T , en la que p1 = 10.9532, p2 = 0.32983, p3= 5.29616. Los resultados pueden advertirse en la Tabla 6.2. Y ello implica que el aumento de la pCO2 en el suelo (10-100 veces superior a la atmosférica tal y como se ha indicado) es el principal factor en la disolución de los carbonatos del acuı́fero, y que al reequilibrarse con la pCO2 atmosférica, 10-3.52, también es el mecanismo esencial de la precipitación de carbonatos. Las oscilaciones de temperatura afectan al proceso de disolución-precipitación, siendo conocido el hecho de que los registros térmicos bajos favorecen la disolución, aunque al tratarse de temperaturas absolutas la sensibilidad de las ecuaciones de equilibrio respecto de T es reducida. Las oscilaciones térmicas del agua del suelo responden a las variaciones estaciónales en el área de recarga, fundamentalmente en la época del año en la que acontecen las lluvias, ası́ como en la alta transmisividad de determinados acuı́feros kársticos. Dichas fluctuaciones pueden oscilar entre 5 a 10 C a profundidades de unos pocos a varios metros. En este tramo afectado por las oscilaciones temporales, la temperatura media anual de las aguas subterráneas es de 1 a 2 C más alta que la media anual del aire (Heath, 1983). Las aguas de manantial o surgencia presentan valores muy parecidos a las de las aguas subterráneas. ° º º Tabla 6.2: Valores de la aCa2+ , para el sistema calcita – agua, para diferentes temperaturas y presiones de referencia. Modelo de Thraikill (1968). 25ºC 10ºC log pCO2 atm log aCa2+ mmol/L aCa2+ mmol/L log pCO2 atm log aCa2+ mmol/L aCa2+ mmol/L -1.5 -2.65 2.26 -1.5 -2.53 2.97 -2.5 -2.98 1.06 -2.5 -2.86 1.39 -3.5 -3.31 0.49 -3.5 -3.19 0.65 Respecto a la temperatura de las aguas fluyentes por los cauces fluviales, la mayorı́a de las corrientes mostraron un incremento térmico de sus aguas evaluado en 0.6-0.8 C aproximadamente por cada 1 C de aumento en la temperatura del aire; ası́ son muy escasos los cauces que muestran una tendencia con relaciones lineales 1:1 aire/agua (Morrill et al., 2005). La variación de la temperatura en los flujos fluviales parece estar estrechamente vinculada a los valores térmicos semanales y mensuales (Ericsson and Stefan, 2000). Sin embargo, la bondad de las correlaciones se ve afectada ° 80 ° 6. HIDROQUÍMICA ELEMENTAL E ISOTÓPICA Y GÉNESIS DE TOBAS por el tiempo de permanencia del agua en el acuı́fero ası́ como por las condiciones de orientación, el grado de protección del cauce frente al viento y la temperatura ambiental. La ecuación de Thraikill (1968) ha sido completada para la dolomita (Ordóñez y Felipe, 1988), proponiendo una ecuación bastante semejante a la de la calcita de Thraikill (1968): log aCa2+ (dolomita) = p1 +p2 log pCO2 −p3 log T , siendo p1 = 6.71624, p2 = 0.32923 y p3 =3.64469. Los resultados para valores seleccionados de la pCO2 , pueden observarse en la Tabla 6.3. De forma análoga, estos autores modelizan la hidroquı́mica de un acuı́fero dolomı́tico-yesı́fero, si bien en este momento se está revisando la importancia de la presencia de yeso y anhidrita en los acuı́feros, ası́ como su importancia en la capacidad de generar tobas. Tabla 6.3: Valores de aCa2+ y HCO3 1- para el sistema calcita-agua, para diferentes diferentes temperaturas y presiones de referencia. Modelo PHREEQE, Parhurst y otros (1990). 25º C 10º C log pCO2 atm pH HCO3 1- mmol/L Ca2+ mmol/L log pCO2 atm pH HCO3 1- mmol/L Ca2+ mmol/L -1.5 6.97 5 2.49 -1.5 7 6.22 3.16 -2.5 7.62 2.147 1.09 -2.5 7.65 2.72 1.37 -3.5 8.29 0.95 0.499 -3.5 8.31 1.21 0.62 En las Tablas 6.4 y 6.5, se ofrece la resolución de los modelos obtenidos utilizando el modelo PHREEQE (Parkhurst et al., 1990). Se puede advertir la coincidencia de los valores de las concentraciones de equilibrio en ambos casos, lo que permite predecir y analizar los resultados de los análisis hidroquı́micos en relación con la saturación en calcita de las aguas. Tabla 6.4: Valores de aCa2+ , para el sistema dolomita-agua, para diferentes temperaturas y presiones de referencia. Modelo Ordóñez y Felipe (1988). 25ºC 10ºC log pCO2 atm logaCa2+ mmol/L aCa2+ mmol/L log pCO2 atm logaCa2+ mmol/L aCa2+ mmol/L -1.5 -2.80 1.60 -1.5 -2.71 1.93 -2.5 -3.12 0.75 -2.5 -3.04 0.90 -3.5 -3.45 0.35 -3.5 -3.37 0.42 Tabla 6.5: Valores de aCa2+ , aMg2+ y aHCO3 1- para el sistema calcita-agua, para diferentes temperaturas y presiones de referencia. Modelo PHREEQE, Parhurst y otros (1990) 25º C 10º C log pCO2 atm pH aHCO3 1- mmol/L aCa2+ mmol/L Mg2+ mmol/L log pCO2 pH HCO3 1Ca2+ Mg2+ -1.5 7.07 6.16 1.57 1.56 -1.5 7.12 8.42 2.17 2.18 -2.5 7.72 2.68 0.67 0.69 -2.5 7.78 3.65 0.92 0.94 -3.5 8.37 1.18 0.29 0.3 -3.5 8.43 1.6 0.42 0.41 En la Tabla 6.6, se presentan los datos hidroquı́micos elaborados, hace algún tiempo, por el laboratorio del CEDEX (Plata y Pérez Zabaleta, 1995) en diferentes sectores del acuı́fero de las 81 LAS TOBAS EN ESPAÑA Lagunas de Ruidera. En ella puede apreciarse las sensibles diferencias existentes entre los valores hidroquı́micos medios obtenidos por un lado, en los manantiales y piezómetros (que representan las aguas más superficiales del acuı́fero) y por otro, en las aguas de las lagunas; aunque éstas muestran contenidos en bicarbonatos alejados de los correspondientes al equilibrio con la presión atmosférica del aire, todavı́a presentan una notable capacidad de “generar tobas”, debido a su elevado contenido en ión calcio. Tabla 6.6: Hidroquı́mica de las aguas de las Lagunas de Ruidera y de los manantiales y piezómetros del acuı́fero. Laguna pH Cond(µS/cm) Ca2+ Mg2+ Na1+ K1+ Cl1- NO3 1- SO4 2- HCO3 1- Concejo 7.7 620 1.90 0.80 0.93 0.05 1.10 0.76 0.89 2.90 Tomilla 7.8 611 1.60 1.30 1.02 0.06 1.40 0.47 1.03 2.60 San Pedro 7.5 555 1.40 1.00 0.93 0.05 1.10 0.61 1.02 2.10 Lengua 7.8 585 1.45 0.88 1.20 0.06 1.65 0.21 1.09 2.05 Salvadra 7.3 580 1.25 1.03 1.15 0.07 1.21 0.62 1.14 2.00 Santos M. 7.6 543 1.20 1.05 1.13 0.04 1.60 0.28 1.01 1.70 Batana 7.4 635 1.70 1.00 1.13 0.06 1.50 0.47 0.99 2.70 Colgada 7.5 577 1.55 0.95 1.09 0.05 1.80 0.41 0.90 2.30 del Rey 7.7 596 1.85 1.00 0.87 0.06 1.00 0.33 0.95 3.10 C. Morenilla 8.1 630 1.80 1.20 1.00 0.06 1.40 0.24 0.93 3.20 Cenagosa 7.9 628 1.80 1.20 1.05 0.06 1.40 0.25 0.90 3.50 Promedio 7.83 596 1.59 1.04 1.05 0.06 1.38 0.42 0.99 2.56 Des. Estan. 0.31 31 0.24 0.15 0.11 0.01 0.25 0.18 0.08 0.58 Manantiales pH Cond(µS/cm) 1+ 1- Leng.-Salva. 7.6 543 1.50 1.05 1.07 0.06 1.50 0.06 1.00 2.40 Salva.-Sant. 7.3 670 1.85 0.85 1.26 0.05 1.60 0.64 0.95 2.80 Ca 2+ Mg 2+ Na 1+ K Cl NO3 1- SO4 2- HCO3 1- Sant-Bata. 7.3 667 1.85 0.95 1.14 0.05 1.40 0.56 0.95 3.05 Bat.- Colg. 7.6 764 1.70 1.00 1.12 0.04 1.20 0.77 0.96 3.00 Hazad. (α) 7.8 510 1.45 0.90 0.83 0.03 1.30 0.73 0.89 1.80 Hazad. (ω) 7.4 540 1.40 0.90 0.98 0.04 1.30 0.76 1.15 1.40 Promedio 7.5 616 1.62 0.94 1.07 0.04 1.38 0.59 0.98 2.41 Des. Estan. 0.2 100 0.20 0.07 0.15 0.01 0.15 0.27 0.09 0.68 1+ 1- Mg 2+ Na 1+ K Cl NO3 1- SO4 2- HCO3 1- Piezómetros pH Cond(µS/cm) Conceja 7.7 995 2.00 1.60 1.52 0.08 2.60 0.99 1.31 2.80 Tom. - Tinaj. 7.3 702 2.00 0.85 1.09 0.07 1.60 0.89 0.95 2.60 San Pedro 7.9 760 3.09 0.65 0.91 0.06 1.21 0.61 0.95 5.00 82 Ca 2+ San Pedro 7.6 912 3.39 1.60 0.96 0.04 1.80 0.05 3.58 2.50 Leng.- Salv. 7.2 684 1.75 0.95 1.30 0.06 1.20 0.61 1.02 2.60 Santos Mor. 7.3 680 1.95 0.90 1.15 0.06 1.50 0.43 0.93 3.30 Sant-Bata. 7.2 1015 1.80 1.40 4.02 0.07 4.79 0.45 1.04 3.10 Bat.- Colg. 7.2 651 2.05 0.90 1.07 0.06 1.40 0.43 0.91 3.40 Colg.-Rey 7.6 732 1.70 1.30 0.74 0.08 1.20 0.02 0.90 3.50 Rey (ω) 8 722 1.70 1.30 1.55 0.07 1.90 0.28 1.10 3.10 Promedio 7.5 785 2.14 1.15 1.43 0.06 1.92 0.47 1.27 3.19 Des. Estan. 0.30 136 0.60 0.34 0.94 0.01 6. HIDROQUÍMICA ELEMENTAL E ISOTÓPICA Y GÉNESIS DE TOBAS También se han recogido datos hidroquı́micos de las aguas del rı́o Júcar (Tabla 6.7) en un trecho de más de 50 km, entre la localidad de Valdeganga y la Central Eléctrica del Bosque (aguas abajo de Alcalá del Júcar) (Fernández Fernández, 1996 y Fernández Fernández et al., 1999). Se trata de un encajado y sinuoso valle donde, junto a algunas reducidas acumulaciones carbonáticas actuales, abundan los edificios tobáceos de edad holocena y pleistocena, colgados a diferentes cotas en sus vertientes, lo que sugiere un pretérito paisaje fluvial con cierto parecido al que hoy ofrece el sistema fluvio-lacustre de Ruidera. De igual modo, en la citada Tabla 6.7 puede observarse la fluctuación estacional de los datos hidroquı́micos, de abril a diciembre, probablemente relacionada con las lluvias de otoño, y coherentemente el incremento de los bicarbonatos procedentes de la intensa actividad microbiológica del suelo durante el verano – otoño. Por último, resaltar que la variación de la hidroquı́mica a lo largo del valle es muy débil. Ello se puede justificar de acuerdo con la interpretación del funcionamiento del Sistema de acuı́feros de la Mancha oriental, cuya principal zona de descarga es el valle del rı́o Júcar recibiendo los aportes a través del acuı́fero del relleno de la Cuenca Terciaria del Júcar (Sanz, 2005 y Sanz et al., 2007), lo cual de modo análogo a las Lagunas de Ruidera, implica que la alimentación por filtración (seepage) se produce a lo largo del valle. 4. PRECIPITACIÓN DE LAS TOBAS A PARTIR DE LAS AGUAS DE SURGENCIAS Y CAUCES FLUVIALES Las ecuaciones sobre la tasa de disolución de calcita (Plummer et al., 1979), permiten establecer que para valores del pH de las aguas subterráneas superiores a 6 y de pCO2 inferiores a 0.1 atm, a 25 C, la tasa de disolución de calcita (R) es igual a k3 , que es la constante de equilibrio para la reacción de disolución - precipitación de calcita en agua, para dar como productos los iones calcio y bicarbonato: º º aCa2+ × aHCO31− 317 = 10−5,86− /T ºK (para T = 25 C) 10pH−14 El elevado valor de pCO2 , ası́ como el régimen turbulento favorecen la disolución de la calcita, y dado que las tasas de precipitación a partir de soluciones sobresaturadas son determinadas en ese tipo de carbonato por los mismos mecanismos que la disolución, se infiere que este modelo también es válido para predecir las tasas de precipitación en calcita (Liu and Dreybrodt, 1997). Los datos experimentales de estos autores, permiten señalar que la tasa de crecimiento de calcita, se aproxima a una ley lineal, R = α × (ceq − c) donde ceq es la concentración de equilibrio para la calcita, que depende de la temperatura, de la pCO2 , con respecto a la calcita y del régimen hidráulico (turbulencia) del fluido, que favorece la reacción CO2 -agua. Para controlar la influencia del CO2 en el proceso, el experimento de Liu and Dreybrodt (1997) utilizó la enzima anhidrasa carbónica, que cataliza el paso de CO2 a bicarbonato y que está presente en cianobacterias y microalgas (Aizawa and Miyachi, 1986). Mientras que la calcita ofrece una cinética de la cristalización, la dolomita aporta un ejemplo donde esta cinética hace que, en medios sobresaturados en este mineral, su presencia a temperaturas ambientales sea escasa, más allá de algunos ámbitos muy concretos (Arvidson and Mackenzie, 1999 y Garcı́a del Cura et al., 2001). Se podrı́a hablar para un determinado sistema hı́drico, manantial, cauce fluvial o conjunto de represas tobáceas (tan comunes en los territorios kársticos peninsulares) de la “capacidad de generar o precipitar tobas” (P). En este sentido, Ordóñez y Felipe (1988) propusieron un modelo, que relaciona los parámetros hı́dricos del acuı́fero, la actividad (≈ concentración, para soluciones diluidas) de Ca2+ (mol/L) para la temperatura evaluada de las aguas del acuı́fero (cacuı́fero ), con la supuesta para la temperatura del agua donde se forman las tobas (catm ), reequilibrada con la pCO2 atmosférica. Se incluyen asimismo, el VI , volumen de las aguas (L) aportado por el sistema subterráneo, y se añaden parámetros que indican el balance de evaporación (El ), en dm, frente a (Pl ) en dm, en la superficie de la laguna (Sl ) en dm. Los valores E, P y S, pueden ser muy notables R (mmol/cm2 s) = 83 LAS TOBAS EN ESPAÑA abr-98 J-1 J-2 J-3 J-4 J-5 J-6 J-7 J-9 J-10 J-11 abr-98 J-1 J-2 J-3 J-4 J-5 J-6 J-7 J-8 J-9 J-10 J-11 J-11 pH 8.2 8.3 8.5 8.1 8.3 8.2 8.2 8.3 8.3 8.3 pH 7.7 7.5 7.4 8.1 8.2 8.10 8.2 7.6 8.1 8.1 8.3 8.3 Na1+ 0.80 1.11 1.24 0.78 0.87 0.97 0.98 0.96 1.13 2.26 Na1+ 0.9 0.93 1.20 0.88 0.97 0.97 0.89 0.99 0.97 1.10 1.45 2.20 K1+ 0.04 0.04 0.04 0.03 0.03 0.03 0.08 0.06 0.07 0.18 K1+ 0.07 0.09 0.08 0.08 0.09 0.08 0.09 0.08 0.09 0.10 0.05 0.20 Ca2+ 2.45 2.12 1.45 1.58 2.50 2.42 2.62 2.83 3.07 3.17 Ca2+ 3.77 3.81 2.85 3.68 3.47 3.73 3.71 3.71 3..48 3.66 1.40 3.88 Mg2+ 1.90 1.77 1.24 2.61 1.90 2.04 2.04 1.98 1.99 2.54 Mg2+ 1.73 1.94 1.75 1.60 1.84 1.82 1.69 1.94 1.97 1.99 0.80 2.62 Cl12.20 2.45 3.16 2.20 2.16 2.17 2.01 2.34 2.34 3.96 Cl11.40 2.18 2.63 1.34 1.50 1.47 1.73 2.08 1.98 1.98 1.36 3.63 SO4 28.62 7.18 2.01 8.18 8.05 8.49 8.40 9.06 8.73 12.11 SO4 28.03 6.96 2.39 7.83 8.07 8.07 7.65 8.72 7.83 9.13 1.32 10.40 HCO3 15.22 5.23 6.32 6.63 6.22 6.49 7.66 6.63 7.96 6.63 HCO3 110.2 12.18 13.05 10.24 9.29 9.29 9.29 10.03 8.72 10.03 8.70 13.07 Σsales (g/l) 453 418 350 463 433 437 438 481 508 645 Σsales (g/l) 562 520 507 558 550 554 541 600 575 596 322 752 Paraje Valdeganga M. Bolinches F. Bolinches R.J. (Valdega.) Rio Júcar Azud Villa La Recueja Alcala Júcar C.E.Bosque Carr. Tolosa Paraje Valdeganga M. Boliches F. Boliches R.J. (Valdega.) Rı́o Júcar Azud Villa La Recueja M. San Loren. Alcalá Júcar C.E. Bosque M. Tolosa Tolosa Dist. (km) -1 0 0 5.4 15.1 17.3 33.5 44 52 49 Dist. (km) -1 0 0 5.4 15.10 17.3 33.5 40.5 44 52 49 49 Tabla 6.7: Hidroquı́mica de las aguas del Rı́o Júcar y de algunos manantiales que descargan en el mismo. Tramo del valle comprendido entre las proximidades de Valdeganga y la Central de El Bosque. En él coexisten acumulaciones tobáceas actuales con edificios holocenos y pleistocenos (R. J. Rı́o Jucar; M y F: Manantiales). μS/cm 675 641 537 655 653 654 656 674 678 908 μS/cm 817 824 724 824 812 817 791 886 852 856 465 1056 Cota (s.n.m.) 600 600 595 570 560 525 510 485 505 Cota (s.n.m.) 600 600 595 570 560 525 525 510 485 505 505 84 6. HIDROQUÍMICA ELEMENTAL E ISOTÓPICA Y GÉNESIS DE TOBAS en lagunas bajo climas áridos y deben considerarse no significativos en sistemas fluviales y cauces. La expresión de P (gramos) propuesta es: Vl cacuı́f ero P = − catm × P mCaCo3 × [Vl − Sl (El − Pl )] Vl − Sl (El − Pl ) El modelo se verificó en las Lagunas de Ruidera (Ordóñez y Felipe, 1988), con los datos hidrológicos de las mismas. En él se detectó una cierta coherencia entre la cantidad de tobas estimada y los volúmenes de tobas sedimentadas a lo largo del valle del Alto Guadiana; especialmente en sus barreras y en otras acumulaciones tobáceas detrı́ticas (calcarenitas y lutitas) procedentes de sucesivas etapas de erosión y degradación por rebose del agua en las represas (Ordóñez et al., 2005). 5. LAS SEÑALES ISOTÓPICAS EN LAS TOBAS: INTERPRETACIÓN AMBIENTAL Las aguas constructoras de acumulaciones tobáceas tienen, esencialmente, un origen meteórico y, por tanto, ofrecen una composición isotópica δ18 OSMOW análoga a la de las aguas de la precipitación local. Datos de los valores de composición de las aguas en acuı́feros pueden verse en Jiménez Martı́nez y Custodio (2008). La distribución espacial de los isótopos estables de las aguas de precipitación en España (Dı́az Teijeiro et al., 2009), sigue un modelo de correlación con la latitud y la cota topográfica, elementos geográficos que muestran fuerte relación con la temperatura, un factor clave, ya aludido, que controla el fraccionamiento isotópico. Sin embargo, la evaporación de las aguas en las lagunas provoca un enriquecimiento en 18 O. A diferencia de la condensación, la evaporación implica un proceso adicional de difusión, que supone más fraccionamiento, sobre todo, con baja humedad ambiental (Pentecost, 2005). La Tabla 6.8 muestra la evolución de δ18 OSMOW de las aguas de la Laguna Tomilla, en Ruidera. Puede advertirse cómo en años de sequı́a, donde se interrumpieron los flujos de agua superficial, la composición isotópica de las aguas de aquel humedal varió de modo drástico; ello pone de manifiesto por un lado, la importancia de los procesos de evaporación en la evolución del 18 OSMOW ; por otro, la trascendencia de la evaporación en las lagunas y su potencial influencia en la hidroquı́mica ası́ como en la génesis de tobas. Tabla 6.8: Composición isotópica δ18 OSMOW del agua de la Laguna Tomilla durante los años 1991-1995. Fuente: Elaboración propia a partir de Plata et al., 1995. Fecha Muestreo δ18 OSMOW Julio 91’ Febrero 94’ Octubre 94’ Julio 95’ Septiembre 95’ -5.30 -4.74 -2.63 -1.54 -0.10 Desde hace algunos años, el δ18 OPDB de las tobas ha recibido gran atención como dato experimental ya que permite evaluar la evolución del clima. En especial, cuando se aplica a carbonatos cuya señal isotópica no ha sido afectada por procesos postsedimentarios capaces de desarrollar cementaciones o disoluciones que pudieran afectar a la composición original; la toma de muestras se hace separando, en la medida de lo posible, las láminas de sedimentación anual, con el objeto de no mezclar las señales isotópicas que, como se ha visto, son muy sensibles a escala anual; de otro modo se obtendrı́an valores medios que poco informarı́an sobre la evolución del clima. Con estas cautelas se ha propuesto que la temperatura del agua donde se forman las tobas pueda relacionarse con la diferencia entre la composición isotópica de la calcita y la del agua, ajustándose a esta ecuación (O Brien et al., 2006): ´ 85 LAS TOBAS EN ESPAÑA º T C=15.310-4.478 δ 18 OcalciteP DB − δ 18 Oagua−SM OW 2 +0,14 0,277 + 1,0412 δ 18 OcalciteP DB − δ 18 Oagua−SM OW No obstante esta ecuación es heredera, aunque mejorada, de otras anteriores (Epstein et al., 1951; Anderson and Arthur, 1983; Hays and Grossman, 1991; entre otros). En la Tabla 6.9 y 6.10, se han recogido datos propios obtenidos en tobas sedimentadas en las últimas décadas y emplazadas en una pequeña poza, modelada por rebose y erosión en la prolongada barrera de la Laguna Tomilla (Ruidera) durante la riada acontecida en 1947. En ella se desarrolló un microsistema que, al ser objeto de muestreo, permitió comprobar con nitidez cómo los valores promedios y la desviación de los mismos en δ18 O en las bandas de un estromatolito, son del mismo rango que los ofrecidos por otras muestras tomadas en el cauce, tanto a su entrada como a la salida de la citada poza (Garcı́a del Cura et al., 1997d). Ası́ mismo, Osacar et al. (2013) ponen de manifiesto cómo las tobas en su ambiente sedimentario y climático son buenas indicadoras de las fluctuaciones estacionales de la temperatura, y de otros cambios ambientales como variaciones en la composición isotópica de la precipitación. Tabla 6.9: Valores de δ18 OSMOW obtenidos en un conjunto estromatolı́tico ubicado en la denominada “Plaza de Toros” (Ruidera), poza circular abierta por la erosión en el paramento de aguas abajo de la represa que cierra la Laguna Tomilla durante las inundaciones de 1947. Bandas muestreadas δ18 OSMOW 0ª banda 1ª banda 2ª banda 3ª banda 4ª banda 5ª banda 6ª banda 7ª banda 8ª banda 9ª banda Promedio Desv. Est. -5.71 -6.44 -6.32 -5.71 -6.63 -6.51 -6.78 -6.86 -6.45 -5.65 -6.31 0.45 En sı́ntesis, fácilmente resuelto el sub-muestreo de los niveles anuales en sistemas tobáceos activos, o de etapas anteriores (sub-recientes o incluso holocenas), y establecida la variación isotópica debida a la recarga meteórica, se puede determinar con bastante precisión las tendencias de cambio climático, siempre y cuando los procesos de cementación, disolución, y otros procesos postsedimentarios, no eliminen la señal isotópica. Los registros de los depósitos tobáceos, bien datados, deben considerarse complementarios de los datos paleoclimáticos proporcionados por espeleotemas y, de modo particular, cuando éstos se hallan vinculados geográficamente a los depósitos tobáceos (Andrews, 2006). La revisión no quedarı́a completa, sin plantear la influencia que tienen los biofilms de cianobacterias en la precipitación de las tobas, aspecto ampliamente tratado en la bibliografı́a. Los experimentos realizados por Pedley et al., (2009) han demostrado que la existencia de un biofilm microbiano influye nı́tidamente en la precipitación de carbonatos en los sistemas fluviales; de modo particular en aquellos se muestra cómo las facies micropeloidales y las arborescentes sólo se desarrollan en presencia de sustancias poliméricas extracelulares microbianas (EPS). El mecanismo de biomineralización en los biofilms se ha descrito como un proceso de cementación alrededor de los polisacáridos extracelulares (EPS), que se realiza en dos fases: una inicial donde los cationes son retenidos en la envuelta de la pared celular; y otra donde se unen a los aniones, proceso en el 86 6. HIDROQUÍMICA ELEMENTAL E ISOTÓPICA Y GÉNESIS DE TOBAS que juega un papel importante el fósforo (Souza-Egipsy et al., 2006). Sin embargo, estos autores no excluyen la precipitación asociada a procesos abióticos, fundamentalmente, relacionados con el flujo turbulento del agua en cascadas y rápidos de los sistemas fluviales. En el mismo sentido, el estudio de travertinos actuales en Alicún -Almerı́a- (Garcı́a del Cura et al., 2012a), con facies tobáceas asociadas, ha permitido observar la relación de facies laminares travertı́nicas (costras) con biofilms. Mediante óptica y electrónica de barrido sobre muestras fijadas con glutaraldehido y tetróxido de osmio, se han identificado cianobacterias (principalmente filamentosas), bacterias y diatomeas formando dichos biofilms. Tabla 6.10: Valores de δ18 OSMOW pertenecientes a las acumulaciones tobáceas (estromatolitos y tobas de musgo) en el entorno de la “Plaza de Toros” (Lagunas de Ruidera). Situación geomorfológica y dispositivo δ18 OSMOW Cauce de entrada (1) Estromatolito Cauce de entrada (2) Estromatolito Inicio de cascada. Estromatolito Cascada (musgos) Estromatolito (al pie de cascada) Cauce de salida (1) Estromatolito Cauce de salida (2) Estromatolito Promedio Desv. Est. -6.53 -6.27 -5.54 -5.95 -5.94 -6.89 -5.65 -6.11 0.48 CONSIDERACIONES FINALES De lo anteriormente expuesto se desprende el avance registrado por los conocimientos desde hace casi cuarenta años, en el que se concibió el modelo conceptual de la Figura 6.1 y los que se disponen en la actualidad. En efecto, las numerosı́simas aportaciones sobre hidroquı́mica realizadas por muchos autores y en múltiples lugares, permiten advertir en la Figura 6.3, cómo las tobas son un auténtico testigo de surgencias (fuentes, filtraciones, descargas,..) procedentes de sistemas acuı́feros desarrollados sobre formaciones carbonatadas, a veces incluso sobre los sistemas tobáceos antiguos, en momentos de fuerte estabilización. Esta estabilización puede romperse episódicamente, degradando y/o eliminando las formaciones tobáceas, dando lugar a depósitos de tobas detrı́ticas. Estos procesos se han podido observar, no solo en el Cuaternario, vinculado a fluctuaciones climáticas y a intervenciones antrópicas, sino que también se han podido identificar con nitidez en las series fluviales neógenas. La hidroquı́mica de isotopos estables, fundamentalmente δ13 C y δ18 O, aporta a las tobas un importante valor paleoambiental y paleoclimático, sobre todo cuando es posible su datación y su contraste con datos actuales. 87 LAS TOBAS EN ESPAÑA Figura 6.3: Diagrama de equilibrio para la calcita en función de la logpCO2 – log Ca2+ . Las lı́neas verticales de puntos representan respectivamente el log pCO2 =-3,5, a la de una atmosfera rural; y el log pCO2 correspondiente a suelos con intensos procesos de putrefacción y ricos en materia orgánica. Los procesos en el acuı́fero vienen definidos por la “Respiración-Putrefacción”, cuando sus aguas surgen en fuentes y manantiales, se reequilibra con la presión atmosférica y se produce la precipitación, P, la capacidad de precipitar tobas, función de la diferencia de la presión de pCO2 del acuı́fero y la atmosférica, y la influencia de la Fotosı́ntesis-Turbulencia. El papel de la evaporación y el efecto de ion común en la capacidad de precipitar tobas, ha sido también representado en la Figura. 88 7. DATACIÓN DE LAS TOBAS POR EL MÉTODO DEL URANIO-TORIO Ramon Julià Institut de Ciències de la Terra Jaume Almera., CSIC., c/ Lluis Solé i Sabarı́s s/n, 08028 Barcelona. [email protected] INTRODUCCIÓN Los mayores avances en el conocimiento de los procesos geológicos se han establecido a partir del desarrollo de los métodos de datación o geocronologı́a. Actualmente, la edad de la Tierra, la tectónica de placas, la evolución de las especies son, entre otros muchos procesos geológicos, cuantificables gracias al establecimiento de escalas temporales, muchas de las cuales ocurren a nivel de millones de años, y por lo tanto imperceptibles a escala humana. La datación de tobas ha sido un objetivo clásico en la comprensión de la evolución geomorfológica regional y en el establecimiento de modelos ambientales. Al estar sus carbonatos relacionados con surgencias que proporcionan un elemento vital para muchos organismos (entre los cuales cabe citar a los humanos), su datación constituye uno de los pilares básicos en el establecimiento de modelos evolutivos. No es de extrañar, pues, la multitud de métodos geocronológicos aplicados a las tobas. En lı́neas generales, las tobas holocenas se han datado mediante el 14 C corrigiendo la posible contaminación por carbono fósil, el llamado hard water effect (Pazdur et al., 1988a y 2002). Por su parte, aquellas con edades comprendidas entre el Holoceno medio y el Pleistoceno superior, o incluso parte del Pleistoceno medio, pueden ser datadas mediante el desequilibrio de las series del uranio siempre y cuando cumplan un conjunto de requisitos. En tobas con edades más antiguas cabe la posibilidad de utilizar otros métodos: paleomagnetismo, racemización de aminoácidos, cosmogénicos, etc. El espectacular desarrollo de la geocronologı́a en los últimos años permite disponer en la actualidad de un amplio abanico de métodos de datación o mejor dicho de grupos de métodos. Tal es el caso de los isotópicos, dentro de los cuales se encuentran las diferentes técnicas basadas en las relaciones entre elementos de desintegración de la serie del uranio (Ivanovich and Harmon, 1982 y 1992). Este capı́tulo, dedicado a la datación de tobas, se centrará exclusivamente en la aplicación del método isotópico basado en el desequilibrio entre los radioisótopos 238 U, 234 U y 230 Th, generalmente designado como el método del uranio-torio. Dado que existen muchas publicaciones que tratan este método, entre las que se incluyen las obras clásicas editadas por Ivanovich and Harmon (1982) y, posteriormente reeditadas con una amplia actualización en 1992, el presente texto pretende dar una visión divulgativa básica para el no especialista de este método, aplicado a las tobas. 89 LAS TOBAS EN ESPAÑA 1. 1.1. NOCIONES BÁSICAS SOBRE EL MÉTODO DE DATACIÓN URANIOTORIO LA RADIOACTIVIDAD Es un fenómeno por el cual estadı́sticamente los núcleos de ciertos elementos son capaces de transformarse espontáneamente en núcleos atómicos de otros elementos, tras la emisión o captura de partı́culas ionizantes. Ası́, el núcleo de un átomo de un elemento radioactivo como el 234 U se transforma en un átomo de 230 Th tras emitir una partı́cula alfa. En este proceso, el radioisótopo 234 U es el padre del 230 Th y a éste se le llama hijo, pero como el 230 Th es también radioactivo, a su vez será el padre de otro radioisótopo (el 226 Ra) tras emitir otra partı́cula alfa. En la naturaleza existen tres series de desintegración encabezadas por padres no radiogénicos: la serie del 232 Th, la serie del 238 U y la serie del 235 U que generan un gran número de hijos, también radioactivos, hasta alcanzar isótopos estables del plomo (208 Pb, 206 Pb y 207 Pb respectivamente). Las series de desintegración se representan por el sı́mbolo quı́mico, la suma del número de protones (simbolizado por Z) y de neutrones (simbolizado por N) que constituyen el llamado nucleón del átomo considerado (en este caso el U). Z+N, se denomina masa atómica (unidad de medida, u) y no corresponde al peso atómico (adimensional). La masa atómica es proporcional a la masa del átomo de 12 C. α 230 234 U − →90 92 Th donde 92 corresponde al número de protones y 234 a la suma de neutrones y protones. La partı́cula alfa, que pierde el núcleo del uranio, es equivalente a un núcleo de helio He. Esta transformación puede también representarse como: 234 U 92 4 →230 90 T h +2 He En toda desintegración por emisión de una partı́cula alfa, la masa atómica disminuye en cuatro unidades y el número atómico en dos. En esta transformación, como en cualquier otra forma de desintegración, la suma de masas de los productos resultantes es siempre inferior a la masa del átomo padre. La masa perdida equivale a la energı́a de retroceso (recoil ) del átomo hijo, a la energı́a cinética de las partı́culas y la energı́a de los fotones emitidos en el proceso y se mide en eV (electronvoltio). Evidentemente las propiedades quı́micas de ambos elementos son muy diferentes. 1.2. CINÉTICA DE LA DESINTEGRACIÓN: LA LEY DE LA RADIOACTIVIDAD Las reacciones nucleares son espontáneas pero cada reacción ocurre con una velocidad caracterı́stica que sigue la misma ley cinética: “La tasa de variación del número de núcleos de un elemento radioactivo en un momento dado, es proporcional al número de átomos presentes en este momento”. Como el proceso de desintegración sigue espontáneamente, el número de átomos “padre” disminuye con el tiempo y, por lo tanto, la tasa de variación también. − dN = λN dt (ecuación 4) Donde λ es la constante de proporcionalidad, conocida como la constante de desintegración, cuya unidad es tiempo-1 . La tasa de variación es siempre positiva y el signo negativo hace referencia a la disminución de núcleos padre con el tiempo. En general, se suele utilizar la expresión integral de esta ecuación: N = N0 e−λt (ecuación 2) o N −λt su equivalente log = (ecuación 3); donde N0 es el número de átomos del elemento padre N0 2,303 en el momento 0 y N en el momento t. 90 7. DATACIÓN DE LAS TOBAS POR EL MÉTODO DEL URANIO-TORIO Los valores muestran grandes diferencias de magnitud, desde miles de millones de años, como el 238 U, a milésimas de segundo como el 214 Po, elemento de desintegración de la serie del 238 U y padre del 210 Pb. A nivel practico, para caracterizar un radioisótopo, se suele utilizar su periodo de semidesintegración o vida mitad (t1/2 ), que es el tiempo transcurrido para que el número de átomos de un elemento radioactivo quede reducido a la mitad. En este caso N = N0/2, que al aplicar la ecuación (3) se obtiene N0 12 = N0 e−λt1/2 y en logaritmos, −λt1/2 = ln 2. Esto indica que la vida mitad t1/2 = λ1 ln 2 es 0.693 veces la inversa de la constante de desintegración. El periodo de semidesintegración no corresponde al concepto de vida media de un núcleo, aunque están relacionados. La vida media (τ) representa el promedio de vida de un núcleo antes de desintegrarse (es como si fuera su esperanza de vida) y está relacionado con la constante de desintegración τ = λ1 . Al ser la radioactividad un fenómeno estadı́stico, estas relaciones cinéticas solo son posibles si existe un número suficientemente grande de átomos radioactivos. El número de Avogadro, que indica la cantidad de átomos que hay en 1 mol de un elemento, es suficientemente grande (NA = 6,02×1023 ) que hace posible el cumplimiento de esta cinética y utilizar los radioelementos más abundantes de las rocas como geocronómetros. Es importante destacar el carácter invariable del semiperiodo de desintegración de un elemento radioactivo, sean cuales sean las condiciones de temperatura, presión y estado quı́mico. Este hecho queda perfectamente ilustrado al representar gráficamente la cantidad de núcleos de un elemento radioactivo con el tiempo transcurrido (Fig. 7.1). En este ejemplo se ha utilizado un radioelemento con un semiperiodo de desintegración de 8 dı́as (como el 131 I que se utiliza en radioterapia) cuya 0,693 constante de desintegración λ es el exponente de e (ecuación 3) y cuya vida mitad τ = 0,0866 d= 8,00d. Por lo tanto, a un paciente tratado con yodo radioactivo, al cabo de un mes todavı́a tiene un 6 % de la dosis inicial. Figura 7.1: Desintegración del yodo-131, de 8 dı́as de vida mitad. A la izquierda, porcentaje de radionúcleos vs tiempo en dı́as. A la derecha, representación de los porcentajes en escala logarı́tmica. 1.3. UNIDADES DE MEDIDA Dado que la radioactividad comporta la emisión de partı́culas ionizantes, la unidad de su medida es el número de desintegraciones por unidad de tiempo. En el sistema SI se utiliza el Becquerel (sı́mbolo Bq), que corresponde a la cantidad de radionúcleos que se desintegran por segundo (s). Para definir la unidad de radioactividad también se utiliza el Curie (sı́mbolo Ci), que corresponde a la actividad de un gramo de 226 Ra. Como la vida mitad del 226 Ra es de 1600 años, que pasada 0,693 −11 s−1 y sabiendo que 1g de 226 Ra tiene a segundos y aplicando τ = 1600×3,16×10 7 = 1,38 × 10 6,022×1023 226 23 átomos, 1Ci = 1,38 × 10−11 × 6,022×10 = 3,7 × 1010 desintegraciones/s (dps) y por lo 226 tanto 1Ci=37 GBq, (giga becquerelios). La radioactividad de un elemento se mide en detectores que registran el número de partı́culas emitidas por unidad de tiempo (cuentas/s o cps). Estas cps son proporcionales a las desintegracps ciones/s (dps) de los radionúcleos y la relación dps = ε determina la eficiencia del detector (y del sistema geométrico de montaje de la muestra). En espectrometrı́a alfa la eficiencia de los detectores se calcula a partir de patrones de actividad conocida y puede llegar a valores de 0.3. 91 LAS TOBAS EN ESPAÑA 1.4. EQUILIBRIO ENTRE PADRE E HIJO Cuando un núcleo padre se desintegra, nace un núcleo hijo según la ley de radioactividad. Éste puede decaer también a un nuevo hijo y ası́ sucesivamente hasta alcanzar un isótopo estable. Este proceso forma una serie de desintegración que, a medida que transcurre el tiempo, tiende a un equilibrio entre las actividades de los distintos elementos que la componen, equilibrio que se denomina secular cuando las actividades del radionúcleo padre es igual a la del radionúcleo hijo. En el ejemplo de la Figura 7.2, se puede observar que las vidas mitad del 238 U y del 234 U son muy grandes comparadas con las de los radioelementos intermedios, 234 Th y 234 Pa. Por lo tanto, en minerales de uranio contenidos en rocas muy antiguas, tales como en la uraninita de la petchblenda en las rocas precámbricas del Escudo Fennoescandinavo formadas hace más de dos mil millones de años, la actividad del 238 U y de su descendiente el 234 U están en equilibrio; es decir sus actividades (dps) son iguales A2 = λ2 N2 = A1 = λ1 N1 . Este equilibrio se utiliza para determinar la vida mitad de estos radioisótopos y también para calibrar los detectores en espectrometrı́a alfa dado que las cps de 238 U, 234 U y 230 Th de una uraninita de estas caracterı́sticas deberı́an ser las mismas. Figura 7.2: Esquema de la serie de desintegración del 238 U utilizado en la datación U/Th. α y β indican el tipo de desintegración radioactiva. Se indican las vidas mitad de cada radioelemento, cuyos valores se indican en: a=años, d=dı́as y h=horas. Si consideramos que el radioisótopo hijo nace a partir de que su padre precipita (o coprecipita con −λ t 1 1 − e−λ2 t la calcita en el caso de la formación de tobas) podemos considerar que N2 = λ2λ−λ N e 1−0 1 τ1 A1(0) −0,693t/τ t/τ −0,693 1 2 o en términos de vidas mitad A2 = τ1 −τ2 e −e , representando el (2) el hijo y el (1) el padre. El equilibrio radioactivo entre padre e hijo es una aproximación de e−λ2 t tendiendo a cero. El equilibrio absoluto no existe, ya que implicarı́a que dN1/dt = dN2/dt = 0, lo cual equivaldrı́a a considerar que el padre no es radioactivo. En aquellos casos en que la vida media de un radioelemento sea muy superior a la de su hijo (τ1 → ∞), e−λ1 t → 1, tal y como ocurre en la serie el 238 U entre λ1 230 −λ 2 al Th, el crecimiento de radionúcleos hijos puede simplificarse en N2 = λ2 N1(0) 1 − e t y en el caso de la serie del 238 U del ejemplo Nτ11 = Nτ22 = Nτ33 = ... = constante. Ası́, suponiendo que todo el 230 Th de una toba procede de la desintegración de su padre el 234 U, la edad de su formación viene dada por la relación: 92 7. DATACIÓN DE LAS TOBAS POR EL MÉTODO DEL URANIO-TORIO 1 − e−λ230 t = 234 238 + 1 − 234 U U/ U 230 T h 1 234 U 238 / U λ230 1 − e−(λ230 −λ234 )t λ230 − λ234 (ecuación 4) La Figura 7.3 muestra la solución grafica de esta ecuación para distintas relaciones entre las actividades 234 U/238 U y 230 Th/234 U. Figura 7.3: Resolución grafica de la ecuación 4 que representa las curvas isocronas en kilo-años (miles de años) que se obtienen a partir de distintas relaciones entre las actividades 234 U/238 U y 230 Th/234 U. Para edades inferiores a 20 ka, la edad obtenida es independiente de la relación de actividad entre el 234 U/238 U. Gráfico original de Schwarcz, 1979. 2. 2.1. DATACIÓN DE TOBAS POR EL MÉTODO DEL DESEQUILIBRIO DE LA SERIE DE DESINTEGRACIÓN DEL 238 U PRINCIPIOS BÁSICOS La datación de tobas por el método del desequilibrio de la serie de desintegración del 238 U se basa en los siguientes fundamentos: El establecimiento de una buena determinación de las vidas mitad de los radioelementos 238 U, 234 U y 230 Th. En 1976, durante el Congreso Internacional de Geologı́a de Sydney, la subcomisión de geocronologı́a estableció, por convención, las constantes de desintegración para su utilización en geocronologı́a. Ası́, la vida mitad del 238 U es de 1.55125x10-10 /años (Steiger and Jäger, 1977). La vida mitad del 234 U se determina con bastante precisión a partir de la relación 234 U/ 238 U de una muestra en equilibrio secular (se suele usar una uraninita). Dependiendo de la técnica se han obtenido valores de vida media para el 234 U de: ± 244.6 0.7 ka, por espectrometrı́a alfa -que solo cuenta átomos que se desintegran- (de Bievre et al., 1971); ± 245.3 0.14 ka, por espectrometrı́a de masas -cuenta todos los átomos de un elemento(Ludwig et al., 1992); 93 LAS TOBAS EN ESPAÑA ± 245.250 0.49 ka, más recientemente, por TIMS -espectrometrı́a de masa por ionización térmica- (Cheng et al., 2000). La determinación de la vida mitad del 230 Th resulta más problemática ya que a la uraninita en equilibrio secular se le añade un trazador (229 Th y 236 U) de actividad conocida por unidad de masa, por lo tanto con el error de la pesada. Meadows et al. (1980) determinaron la vida mitad del 234 U por espectrometrı́a alfa en 75.4 0.6 ka, mientras que Cheng et al. (2000) obtuvieron 75.69 0.23 ka por espectrometrı́a de masa. A pesar de estas diferencias en las vidas mitad, las dataciones obtenidas varı́an de pocos años y, en espectrometrı́a alfa, suelen ser menores que los márgenes de error. - El uranio es un elemento poco común en las rocas de la corteza terrestre (2.8 ppm en promedio (CRC, 2005) que fácilmente forma óxidos con gran propensión a formar uranilo (UO2 )+2 , un ion complejo que se disuelve en el agua. El uranio puede presentarse en cinco estadios de valencia diferentes pero, en medio oxidante, pasa a hexavalente y forma sales solubles que suelen precipitar conjuntamente con otras sales, como los carbonatos durante el proceso de desgasificación del CO2 disuelto en el agua y formación de tobas. El uranio suele formar complejos con la materia orgánica y los fosfatos. - El torio es un elemento considerado de 3 a 4 veces más abundante en la corteza terrestre que el uranio, pero su solubilidad en aguas superficiales es muy baja y se le ha considerado como un elemento muy insoluble e inmóvil en aguas naturales. La solubilidad de la torianita en agua pura es de 0.00001 ppb de Th como Th(OH)04 (Langmuir and Herman, 1980). Sin embargo, la solubilidad aumenta por la formación de complejos con materia orgánica y fósforo. La presencia de arcillas contribuye a disminuir la movilidad del torio tal como demuestran los estudios de adsorción de Th en la capa basal (001) de los filosilicatos (Schmidt et al., 2012). ± 2.2. ± LA PUESTA A CERO DEL RELOJ RADIOISOTÓPICO En las tobas, la puesta a cero del reloj viene determinada por la coprecipitación de calcita y uranio en el proceso de su formación. Dada la baja solubilidad del torio y su retención por las arcillas, los manantiales que originan tobas, no suelen contener torio y, por tanto, solo llevan en solución uranio. En el instante de precipitar la calcita conjuntamente con el uranio en solución empieza su desintegración y la puesta en marcha del reloj radioisotópico. Para la correcta determinación de la edad es preciso que el sistema quede cerrado a cualquier modificación que pueda volver a poner a cero el reloj. Por lo tanto, es imprescindible que el sistema geoquı́mico se mantenga cerrado y no siempre resulta fácil determinar si un sistema ha permanecido cerrado durante miles de años. En el caso de las tobas es imprescindible realizar láminas delgadas para comprobar la posible existencia de varias generaciones de calcita. En efecto, la mayor parte de las facies tobáceas presentan unas texturas muy porosas que favorecen los procesos diagenéticos y, por ello son materiales poco adecuados para ser datados. La tı́pica textura porosa facilita repetidos procesos de disolución y precipitación, o sea, muchas puestas a cero del reloj radioactivo e, incluso, favorece la colonización de estos depósitos por vegetación con la subsiguiente edafización. Sin embargo, los distintos micro-ambientes de precipitación y las altas tasas de acumulación (no son raras las que alcanzan varios milı́metros por año) hacen que los depósitos porosos queden fácilmente sellados en pocos años. Las construcciones tobáceas presentan una gran variedad de facies y resulta necesario seleccionar los depósitos de calcita más ”puros”, es decir con el menor contenido en arcillas. 2.3. EL PROBLEMA DE LAS TOBAS CONTAMINADAS La presencia de arcillas en los depósitos de calcita (denominada dirthy calcites) va asociada a la contaminación de la muestra por torio. En una muestra con 232 Th resulta imposible determinar qué parte del contenido en 230 Th proviene de la contaminación y qué otra procede del decaimiento 94 7. DATACIÓN DE LAS TOBAS POR EL MÉTODO DEL URANIO-TORIO de su padre, el 234 U. Por lo tanto hay que evitar las muestras que contengan sedimentos detrı́ticos. En las tobas, la presencia de torio heredado viene indicado por la presencia de 232 Th y la relación de actividades 230 Th/232 Th es indicativa del grado de contaminación. En general, se considera que si la relación 230 Th/232 Th es superior a 17 la edad obtenida es muy próxima a la que obtendrı́amos sin contaminación (Julià and Bischoff, 1991). Dado que las calcitas “puras” son extraordinariamente raras, especialmente en las tobas, existe una abundante bibliografı́a sobre distintas técnicas destinadas a corregir el posible efecto contaminante siempre y cuando esta contaminación de detrı́ticos sea inferior al 1 %. El método que aporta los mejores resultados para eliminar una ligera contaminación de los carbonatos es la “utilización de isócronas”. Este método considera que la contaminación de la muestra es con una relación radioisotópica constante (por ejemplo originada a partir de la erosión de un determinado depósito) aunque no homogénea en toda la muestra (por ejemplo más elevada en una determinada fracción granulométrica). La réplica de varios análisis de la misma muestra permite eliminar el efecto contaminante y obtener una edad isócrona (Bischoff and Fitzpatrick, 1991; Luo and Ku, 1991). 2.4. PROCESO ANALÍTICO El desarrollo de la geocronologı́a basada en relaciones isotópicas, sigue estando estrechamente relacionado con la evolución de las técnicas analı́ticas de cuantificación elemental. Se trata de contabilizar la cantidad de átomos de un determinado elemento quı́mico para compararlos con la cantidad de átomos de otro elemento quı́mico que resulta de la desintegración del primero y calcular la edad aplicando la ley de desintegración. Por lo tanto, la precisión analı́tica constituye un punto crucial en la determinación de las edades, sobre todo sabiendo que la concentración de determinados radioisótopos en una muestra puede ser muy pequeña, muy inferior a 1 ppb. Dado que la abundancia de los radionúcleos de la serie de desintegración del 238 U es proporcional a sus vidas mitad y éstas varı́an de segundos a millones de años, existe una gran desproporción entre sus abundancias. Sin embargo, desde una aproximación analı́tica basada en la actividad de cada radionúcleo se sabe que en equilibrio secular todos tienen la misma actividad. Por lo tanto, aunque la abundancia puede ser muy pequeña su actividad es fácilmente medible por espectrometrı́a alfa (Fig. 7.4). Figura 7.4: Equipos de espectroscopia alfa de la casa ORTEC. a: Montaje modular de los años 80, con cámaras de vacı́o dobles equipadas con un detector de silicio vertical, un amplificador y selector del rango de trabajo de energı́a. Los dos módulos de la drecha son el multicanal y una unidad de memoria. b: Equipo “Octête”, compacto, de los años 90 con cámaras de vacı́o individuales y detector horizontal. c: Detalle del interior del detector y d: soporte para planchetas verticales. 95 LAS TOBAS EN ESPAÑA Como las partı́culas alfa tienen un reducido poder de penetración hay que depositar los radionúcleos en una cámara al vacı́o y muy cerca de los detectores de barrera de silicio (Figuras 7.4c y 7.4d). Éstos contabilizan los impulsos generados por la emisión de partı́culas alfa que son proporcionales a su energı́a cinética. Cada impulso es cuantificado y clasificado según su energı́a mediante un multicanal, lo cual permite diferenciar distintos picos correspondientes a distintas energı́as. Estas energı́as son caracterı́sticas de cada radionúcleo (Fig. 7.5). Figura 7.5: Ejemplo de un espectro de los distintos radioisótopos de torio y uranio de una toba en la provincia de Almerı́a. En este caso puede apreciarse la prácticamente nula contaminación de 232 Th y en este caso la relación de actividades 230 Th/234 U nos proporciona la edad. El 228 Th y 232 U corresponden al trazador utilizado para determinar los rendimientos del proceso de separación y purificación del U y Th. En el caso del método de datación basado en el desequilibrio entre el padre 234 U y su hijo 230 Th, las energı́as de las partı́culas alfa emitidas por el 234 U (el 72 % a 4.77 MeV y el 28 % a 4.72 MeV) son muy próximas a las del 230 Th (el 76 % a 4.68 MeV y el 24 % a 4,62 MeV) y es imprescindible, en espectrometrı́a alfa, separar por métodos quı́micos ambos radioisótopos. El procedimiento de separación quı́mica del uranio y el torio comporta la disolución total de la muestra y la incorporación de un radioisótopo trazador de actividad conocida (generalmente 232 U en equilibrio con su hijo 228 Th), destinado a determinar los rendimientos del proceso de separación y purificación del uranio y el torio. Este proceso se efectúa mediante columnas de intercambio iónico. Finalmente, ambos elementos se electrodepositan de modo separado en planchetas de cobre o plata. Para minimizar los errores en la determinación de la actividad de cada radionúcleo emisor de partı́culas alfa, la cantidad de impulsos medidos deben alcanzar valores próximos a los 104 cps, lo que a veces requiere una semana. La utilización de la espectrometrı́a de masa por ionización térmica (TIMS) desde finales de los años 1980, ası́ como la utilización de la ablación por láser (Stirling et al., 2000) ha supuesto un gran avance respecto a la tradicional espectrometrı́a alfa, debido a un menor consumo de muestra, a una mayor precisión analı́tica y a una reducción de tiempo en el proceso analı́tico. 96 8. DATACIÓN POR RACEMIZACIÓN DE AMINOÁCIDOS J. E. Ortiz1 y T. de Torres2 Grupo de Estudios Ambientales. Dpto. de Ingenierı́a Geológica. E.T.S.I. Minas. Universidad Politécnica de Madrid. C/ Rı́os Rosas, 21. 28003 Madrid 1. [email protected] 2. [email protected] 1. BASE DEL MÉTODO La racemización de aminoácidos como herramienta geocronológica se ha revelado como un excelente método para poder datar depósitos cuaternarios tanto continentales como marinos. La base del método es sencilla. En los seres vivos -a excepción de algunas bacterias- todos los aminoácidos, constituyentes básicos de las proteı́nas, son levógiros (el grupo amino está situado a la izquierda de la molécula). Tras la muerte del individuo, sea cual sea su complejidad biológica, se produce el fenómeno conocido como racemización: el grupo amino de los L-aminoácidos va cambiando de posición y aparecen D-aminoácidos. Este fenómeno es una reacción quı́mica reversible de primer orden que alcanza el equilibrio cuando la relación D/L alcanza la unidad. Existen aminoácidos con dos carbonos en los que el grupo amino puede cambiar indistintamente de uno a otro carbono, proceso que se denomina epimerización que ocurre tı́picamente con la isoleucina, alcanzándose el equilibrio cuando la relación Allo/Ille alcanza el valor de 1.3. Como se trata de una reacción dependiente del tiempo, su transformación en herramienta geocronológica es inmediata. Sin embargo, dado que los aminoácidos suelen estar formando parte de moléculas más largas (proteı́nas, polipéptidos, etc.) esta transformación directa (racemización/epimerización tiempo) no es tal y se ha de recurrir a un calibrado del método (Fig. 8.1), como se verá posteriormente. 2. LA TEMPERATURA La racemización/epimerización es un proceso sensible a los parámetros ambientales, particularmente la historia térmica, de tal manera que el lı́mite de aplicación del método varı́a en función de la localidad geográfica. Por ejemplo, para regiones árticas donde el rango de temperatura varı́a entre -7 y -12 C, el estado racémico se obtiene aproximadamente a los 10 Ma (Wehmiller, 1982), mientras que en zonas tropicales como Nueva Guinea, el alcance del método no supera los 125 ka (Hearty y Aharon, 1988). En la Penı́nsula Ibérica, el lı́mite del método se sitúa entorno a 1.3 Ma (Torres et al., 1997; Ortiz et al., 2004). º 3. LOS MATERIALES Cualquier material biológico es susceptible de ser datado por análisis de la racemización de aminoácidos, pero algunos son mucho más adecuados que otros. Existe una gran variedad de materiales datables incluyendo ostrácodos (McCoy, 1988; Ortiz et al., 2004), moluscos (Goodfriend, 1987), foraminı́feros (Hearty et al., 2004), dientes y huesos (Bada y Prost, 1973), cáscaras de huevo 97 LAS TOBAS EN ESPAÑA (Miller et al., 1991) e, incluso, alguno basado en el empleo de sedimento (Hearty y Kaufman, 2000). Según nuestra experiencia son los moluscos y, fundamentalmente, los ostrácodos los que mejor se comportan en la datación de acumulaciones tobáceas, no sólo por su conspicua presencia, sino por la alta cantidad de aminoácidos presentes en sus valvas. Sin embargo, la racemización es un proceso que depende del género: la velocidad de racemización varı́a según el géneros, de tal manera que solamente son comparables las relaciones de racemización del mismo taxón y sometidas a la misma historia térmica. Asimismo, cada aminoácido (alanina, valina, prolina, isoleucina, leucina, ácido aspártico, ácido glutámico y fenilalanina, entre otros) tiene una velocidad de racemización distinta, por lo que los valores D/L de cada aminoácido obtenidos en una muestra determinada no coinciden (Fig. 8.1), de manera que en cada análisis se tienen varios estimadores independientes de edad. Figura 8.1: Algoritmos de cálculo de edad para valores de racemización del ácido aspártico y glutámico de ostrácodos de la zona central y sur de la Penı́nsula Ibérica (Ortiz et al., 2004). 4. LA DATACIÓN Uno de los mayores condicionantes del uso como herramienta geocronológica de la racemización de aminoácidos es precisamente la determinación de una edad numérica de la muestra ya que el resultado de un análisis es simplemente una serie de relaciones de racemización (D/L). Para transformar las relaciones D/L de los diferentes aminoácidos en edad se puede recurrir a ensayos de cinética en laboratorio (Mitterer and Kriausakul, 1989), aunque el sistema más empleado es un calibrado con otros métodos de datación, generalmente radiométricos como U-Th, 14 C, ESR y/o TL. De esta manera se obtienen algoritmos de cálculo de edad para los valores de racemización de aminoácido para un determinado taxón y en una zona con una historia térmica determinada. La edad media se calcula a partir de datos promedio de edades obtenidas para cada aminoácido, lo que permite una mejor aproximación a una edad numérica más precisa. En Torres et al. (1997) y Ortiz et al. (2004) se determinan los algoritmos de cálculo de edad de gasterópodos terrestres y dulceacuı́colas y ostrácodos, respectivamente, para la zona central y sur de la Penı́nsula Ibérica (Fig. 8.1) y que se han aplicado a la datación de depósitos tobáceos (Torres et al., 2005; Ortiz et al., 2009). En cualquier caso, la racemización de aminoácidos se puede emplear para establecer una data98 8. DATACIÓN POR RACEMIZACIÓN DE AMINOÁCIDOS ción relativa (Aminoestratigrafı́a), sin necesidad de transformarla en edades numéricas, simplemente comparando las relaciones de racemización. La aminoestratigrafı́a consiste en situar en orden estratigráfico localidades geológicas, paleontológicas o arqueológicas a partir de las relaciones D/L obtenidas en fósiles del mismo grupo (género) que se han preservado bajo condiciones ambientales e historias térmicas similares. 5. LOS ERRORES Como todo proceso de laboratorio, las dataciones numéricas están sometidas a errores cuya magnitud se puede acotar. Este proceso permite asignar una edad más o menos aproximada al material objeto de estudio. El error total de la edad obtenida estará compuesto de los siguientes errores parciales: l. Error del instrumento: la variabilidad de las condiciones ambientales, los procesos electrónicos que afectan a los equipos o la influencia de los operadores impiden que los resultados de un análisis sean exactamente iguales en momentos distintos. Este error es acotable. 2. Error del análisis: se obtiene fácilmente repitiendo el análisis de una muestra. 3. Error en la preparación de la muestra: de igual forma que en el error de instrumento, las condiciones en las que se preparan las muestras y la influencia del operario o los reactivos pueden variar a lo largo del tiempo, determinando los resultados posteriores. 4. Error de la muestra se deriva del muestreo en campo. Para minimizarlo es preciso diseñar de forma adecuada las campañas de toma de muestras, ası́ como realizar la recogida en condiciones de calidad y cantidad óptimas. Para la adquisición de restos biológicos en el sedimento será necesario evitar las zonas meteorizadas o alteradas, que pueden haber sufrido contaminación por organismos actuales o procesos quı́micos. A pesar de ello, la datación de determinados materiales resulta necesariamente arriesgada, debido a la escasez o a las condiciones en que quedó depositado. En este sentido se debe tener en cuenta la variación entre ejemplares, la variación entre géneros, la variación natural dentro del depósito debido a la diagénesis y la variación geográfica (historia térmica). 6. LA METODOLOGÍA El material es recogido con medios estériles y guardado en bolsas de plástico de un sólo uso. Hay que intentar recoger las muestras en zonas alejadas (50 cm-1 m) de la superficie del afloramiento para evitar la influencia solar directa, desechando aquellos restos que tengan manchas de algas o lı́quenes y tinciones minerales que pudieran aportar aminoácidos actuales (contaminación). Una vez en el laboratorio, las muestras se limpian mecánica y quı́micamente. Tradicionalmente el análisis de la racemización/epimerización de aminoácidos se llevaba a cabo mediante cromatografı́a de gases (GC) (Wehmiller, 1982; Goodfriend, 1987), necesitándose una cantidad de muestra que en moluscos oscila entre 40-80 mg. Desde hace relativamente poco tiempo, la cromatografı́a lı́quida de altas prestaciones (HPLC) permite el análisis casi robotizado de las muestras (Kaufman and Manley, 1998), que pueden tener un peso de 1-5 mg (moluscos) e, incluso, 0.01mg (una valva de ostrácodo) o inferior (foraminı́feros). Esto permite analizar un número representativo de muestras de cada nivel objeto de estudio, obteniendo información suficiente para que, mediante un análisis estadı́stico elemental, se puedan desechar valores anómalos. Además, la concentración elevada de algún aminoácido inhabitual, serina, permite desechar muestras ya que es un indicador de contaminación (Hearty et al., 2004). En general, en los afloramientos de tobas lacustres, palustres y fluviales, las litologı́as más favorables son las de grano fino (limos, margas, lutitas) en las que fácilmente se recuperan ostrácodos y moluscos. Los niveles cementados, tan tı́picos de las tobas de fuente, son poco favorables ya que los escasos gasterópodos visibles suelen estar fuertemente meteorizados o sólo permanecen moldes. Incluso en estos casos, la búsqueda detallada permite encontrar lentı́culas más detrı́ticas que pueden tener estos caparazones. 99

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