Aspectos generales

LAS TOBAS EN ESPA ˜

NA

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 r´ıo Matarra˜

na (Mart´ınez Tudela et al., 1986), de hasta 50 m en el alto

Jal´

on (Guti´

errez y Sancho, 1997) y de hasta 90 m en el r´ıo Piedra (V´

azquez 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 todav´ıa mayores espesores (Glover and Robertson, 1998 y 2003).

Figura 2.11: Terraza fluvial pleistocena en la margen derecha del r´ıo Tajo, aguas arriba de la confluencia de su

tributario, el r´ıo Gallo. Un notable espesor y la existencia de sedimentos tob´

aceos encima de cantos y gravas es

una de las caracter´ısticas de esta modalidad en el valle del Alto Tajo.

b) La existencia en su seno aluvial de facies detr´ıticas y tob´

aceas. Estas ´

ultimas protagonizadas

por una ampl´ısima variedad de estructuras y facies (Cappezzuoli et al., 2010). Con frecuencia

aparecen barreras y conjuntos de menor consideraci´

on –edificios de retenci´

on parcial- y adosados

a sus fitohermos se identifican facies palustres y lacustres. Los sedimentos detr´ıticos, por su parte,

suelen ofrecer una granulometr´ıa heterom´

etrica (cantos, gravas, arenas, limos) y se disponen unas

veces de modo ca´

otico y otras se organizan en m´

ultiples estructuras con mayor o menor espesor. En

ambos casos con asiduidad suelen ocupar el muro (Fig. 2.12) lo que ha conllevado, recientemente,

la denominaci´

on de travertinos (o tobas) de valle a estas terrazas fluviales, caracterizadas por una

base constituida por niveles detr´ıticos m´

as o menos gruesos con un desarrollo progresivo hacia

el techo de la sedimentaci´

on carbonatada (Jim´

enez Per´

alvarez et al., 2012). Materiales detr´ıticos

fosilizados por tobas han sido reiteradamente advertidos en numerosos valles andaluces del ´

ambito

geoestructural de Ossa Morena (Baena et al., 1993; D´ıaz del Olmo et al., 1994. . . .) y B´

etico (Alfaro

et al., 1999; Delannoy et al, 1993 y 1997; Dur´

an, 1996; Andreo y Sanz de Galdeano, 2001; Chac´

on

et al., 2001. . . . . . .). Tambi´

en abundan en los valles de los tributarios del Alto Ebro (Gonz´

alez

Amuchastegui y Serrano, 1996, 2005, 2007) y del Sistema Ib´

erico (Alonso et al., 1986; Gonz´

alez

Amuchastegui, 1993a; Gonz´

alez Amuchastegui y Gonz´

alez, 1993; Torres et al., 1996; Lozano et al.,

1998; Pe˜

na et al., 2000; Guerrero Dom´ınguez y Gonz´

alez, 2000. . . ..). Tampoco faltan secuencias

donde se intercalan carbonatos tob´

aceos y sedimentos detr´ıticos aluviales como acontece en el

Corredor Alpuj´

arride (Garc´ıa et al., 2003), en la cuenca de Sorbas (Schulte et al., 2008), o en algunos

r´ıos ib´

ericos (Dom´ınguez Villar et al., 2011a y 2012). Sea cual sea la disposici´

on, en numerosas

ocasiones los sedimentos cl´

asticos aparecen cementados por carbonatos tob´

aceos (Adolphe, 1990),

lo que ha motivado la introducci´

on del t´

ermino tufaglomerate (Wood, 2003) para este tipo de

sedimentos detr´ıticos consolidados.

c) Sin embargo y a la inversa, no abundan los ejemplos donde tobas fluviales se encuentran

recubiertas a techo por detr´ıticos aluviales aunque s´ı, y muy frecuentemente como se ha comentado,

por los de origen coluvionar derrubiados desde las laderas.

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2. DEP ´

OSITOS TOB ´

ACEOS: PRINCIPALES MORFOTIPOS

d) Con notable reiteraci´

on, los tr´

ansitos verticales desde los niveles detr´ıticos a los de natura-

leza carbon´

atica son netos y sin sedimentos de transici´

on. Esta dicotom´ıa –facies detr´ıticas/facies

tob´

aceas- fue evaluada hace tiempo e interpretada como ocasionada por unas condiciones ambien-

tales contrastadas (Roglic, 1977): las primeras arrastradas posiblemente bajo circunstancias poco

propicias para la fitoestabilizaci´

on de las vertientes, mientras que la sedimentaci´

on de los carbonatos

coincidir´ıa con escenarios id´

oneos para la karstificaci´

on y el desarrollo de las cubiertas vegetales.

Casi cuarenta a˜

nos m´

as tarde, esta dualidad generalista debe ser superada en cada ejemplo de

terraza tob´

acea con datos de mayor precisi´

on cronol´

ogica y ambiental.

Figura 2.12: Terraza baja (Holoceno) en el

valle del Alto Tajo con un muro compuesto

por sedimentos aluviales (a) detr´ıticos que

bruscamente pasan hacia el techo a carbo-

natos tob´

aceos (b).

e) Una dilatada distribuci´

on espacial por innumerables parajes de las cuencas fluviales euro-

peas y sobre todo de la cuenca mediterr´

anea. Entre las espa˜

nolas destacan las terrazas tob´

aceas

emplazadas en los valles de los r´ıos: Ebro y tributarios (Gonz´

alez Amuchastegui et al., 2000 y

Gonz´

alez Amuchastegui y Serrano, 2010 y 2013; V´

azquez Urbez et al., 2008, 2011a, 2011b y 2012);

Alto Tajo en varios tramos (Gonz´

alez Amuchastegui y Gonz´

alez, 1993a), as´ı como en diferentes

afluentes (Virgili et P´

erez Gonz´

alez, 1970; P´

erez Gonz´

alez y Virgili, 1975; Ord´

o˜

nez et al., 1987;

Gonz´

alez Mart´ın et al., 1989; Torres et al., 1994; Pedley et al., 2003; Dom´ınguez Villar et al.,

2011a y 2012); los corredores fluviales del Trabaque, Escabas y Guadiela son los que ofrecen una

mayor representaci´

on: en alguno de ellos se ha constatado la existencia de siete niveles emplazados

altim´

etricamente entre +15-20 m y +90 m sobre sus cauces actuales. Tambi´

en, terrazas colgadas

han sido detectadas en el J´

ucar (Fern´

andez Fern´

andez, 1996 y Fern´

andez Fern´

andez et al., 2000,

etc.) y en ciertos tributarios – r´ıo 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 Ib´

erico, como el del r´ıo Mijares (Lozano

et al., 1998 y 1999, Pe˜

na et al., 2000), Guadalaviar (Pe˜

na et al., 1994; Sancho et al., 1997 y 2010;

Ebr´

on (Lozano et al., 2012), Alto Palancia, etc. En las cuencas andaluzas, dispositivos fluviales de

esta naturaleza han sido estudiados en much´ısimos de sus valles alimentados por aguas k´

arsticas.

Dentro de este morfotipo se podr´ıa 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 Dom´ınguez y Gonz´

alez, 2000). Consiste en grandes cuerpos progradantes a partir de

distintas represas que pueden alcanzar m´

as de 500 m de desarrollo longitudinal y espesores entre 15

y 20 m (Fig. 2.13). Hacia aguas abajo, su progresi´

on 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 agradaci´

on levant´

o la altura del cauce en los parajes donde

progresaban este tipo de dispositivos, por lo que en su ´

area distal finalizaban con importantes saltos

y cascadas que enlazaban el techo del conjunto con el muro del edificio adyacente situado aguas

abajo. En esta mara˜

na de estructuras carbon´

aticas no faltan ni sedimentos detr´ıticos de naturaleza

tob´

acea (intraclast and phytoclast tufa), ni tampoco masas de aluviones gruesos (cantos y gravas)

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