Aspectos generales

1. LAS ACUMULACIONES TOB ´

ACEAS

construcci´

on tob´

acea al ser aquellas responsables de la localizaci´

on de las surgencias y, con ello, de

la sedimentaci´

on carbon´

atica asociada. Por ello, incontables conjuntos tob´

aceos se adosan a l´ıneas

de fallas donde, adem´

as, la actividad tect´

onica registrada durante diversas fases del Pleistoceno, ha

deformado sus estructuras, modificado el trazado de los flujos de agua, o ha incrementado brusca-

mente las pendientes de los sistemas tob´

aceos. Ello ha motivado su uso como veh´ıculo metodol´

ogico

para conocer la evoluci´

on sismo-tect´

onica de numerosos territorios (Julian et Martin, 1981; Arl-

hac et al., 1988 y 1994; Altunel and Hancock, 1993; Chaker et Laouina, 1998; Mart´ınez D´ıaz y

Hern´

andez Enrile, 2001; Soligo et al., 2002; Comerci et al., 2003; Garc´ıa et al., 2003; Dipova and

Doyuran, 2006a), o para establecer las tasas de levantamiento vertical que han conocido determi-

nadas regiones (Delannoy et al., 1989; Guendon et al., 1997b; ...). Buenos ejemplos lo suministra el

sistema de fracturas que afecta a una generaci´

on bioh´

ermica de naturaleza lacustre (Kershaw and

Guo, 1996), o a dos (Andrews et al., 2007), emplazada/s en los confines occidentales de la pen´ınsula

de Pechora y desarrollada/s en momentos del Pleistoceno medio cuando el Golfo de Corinto era

un lago; su posici´

on alzada a varias decenas de metros sobre el nivel del mar ha permitido evaluar

levantamientos isost´

aticos pr´

oximos 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 alpuj´

arride desde el Pleistoceno

medio a la actualidad (Garc´ıa et al., 2003) o incluso superiores (1,4 mm a

-1

)(Schulte et al., 2008).

Tampoco faltan ejemplos de c´

omo la actividad tect´

onica puede ser responsable de la disfuncionali-

dad de ciertos edificios al desencadenar procesos de incisi´

on (Heimann and Sass, 1989) u otros de

diferente naturaleza –colapsos, hundimientos- (Pareyn et Salimeh, 1990).

En Espa˜

na, la correlaci´

on entre la deposici´

on de tobas y los factores neotect´

onicos ha sido

se˜

nalada con cierta asiduidad en numerosos valles pertenecientes a distintos dominios peninsulares.

Entre ellos, los modelados en los roquedos de la Cordillera Ib´

erica: Jiloca (Gracia y Cuchi, 1993);

Guadalaviar (Sancho et al., 1997) y Mijares donde los movimientos m´

as recientes (Pleistoceno

superior – Holoceno) ser´ıan responsables de los notables espesores ofrecidas por las tobas en el

fondo de su ca˜

n´

on (Pe˜

na et al., 2000). Tambi´

en en distintos dominios b´

eticos: Sierra de Alcaraz

(Gonz´

alez Mart´ın et al., 2000a y Fidalgo, 2011), cuenca de Cordobilla (Rodr´ıguez Pascua et al.,

2008, 2009 y 2012) y otras m´

as o menos pr´

oximas –Mula- (Rodr´ıguez Estrella y Navarro Herv´

as,

2001).

Otro aspecto geomorfol´

ogico de inter´

es se orienta hacia el conocimiento de los procesos de

agradaci´

on o incisi´

on de los cauces y redes hidrogr´

aficas, objeto de indudable atracci´

on geomor-

fol´

ogica desde hace alg´

un tiempo (Tebbens et al., 1999; Maddy et al., 2000; Van der Ver and Van

Hoft, 2001. . . ) y donde la presencia de dispositivos tob´

aceos puede contribuir a un conocimiento

m´

as preciso. Sus desarrollos fluviales siempre son controladas por las tendencias tect´

onicas hacia

el alzamiento o el hundimiento, as´ı como por procesos inducidos por las fluctuaciones clim´

aticas.

Adem´

as, la posible dataci´

on de las tobas permite abordar, con cierto ´

exito, el estudio de las tasas

de acumulaci´

on o de encajamiento aluvial, protagonizadas por los lechos a lo largo de su historia

cuaternaria. Todav´ıa no son muchos los datos disponibles y el contraste de sus valores no deja

de plantear problemas al haber sido obtenidos en ´

ambitos morfotect´

onicos muy distintos. Entre

algunos de ellos destacan los siguientes par´

ametros de encajamiento fluvial, algunos establecidos

en ciertos valles espa˜

noles:

1,6 mm a

-1

sobre travertinos termales en el borde meridional de la plataforma tibetana

(Zentmyer et al., 2008).

Entre 4 y 8,7 mm a

-1

en el ´

area de Ca˜

nete la Real, en Andaluc´ıa (Cruz Sanjuli´

an, 1981).

Entre 3 mm a

-1

y 7 mm a

-1

en el valle del Mijares, en el borde oriental de la Cordillera Ib´

erica,

y para distintos momentos del Cuaternario (Pe˜

na et al., 1997).

Aproximadamente de 0,4 mm a

-1

en el valle del J´

ucar, en la provincia de Albacete, durante

los ´

ultimos 200.000 a˜

nos (Fern´

andez Fern´

andez et al., 2000).

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LAS TOBAS EN ESPA ˜

NA

Otras consideraciones acerca de la incisi´

on fluvial han sido obtenidas a partir del estudio de

las formaciones tob´

aceas de la cuenca francesa del r´ıo Allier (Veldkamp et al., 2004) a lo largo

de una prolongada evoluci´

on de unos 200.000 a˜

nos.

Los datos referidos a las tasas de agradaci´

on, con dominancia de materiales tob´

aceos, no abun-

dan. Como excepci´

on podr´ıan se˜

nalarse algunos ejemplos europeos -Valle del Alto Korana- cuyo

fondo, en Plitvice, est´

a colmatado por m´

as de 20 m de carbonatos fluvio-lacustres acumulados desde

los “tiempos postglaciares” (Emeis, 1987). Tasas de este par´

ametro han sido estimadas, tambi´

en,

en algunos valles de la Pen´ınsula Ib´

erica. Entre ellos sobresale: el entorno de la Laguna de A˜

navieja,

donde los espesores holocenos se aproximan a los 20 m (Arenas et al., 2010a; P´

erez et al., 2010 y

Luz´

on et al., 2011); o en el ´

ambito 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;

Gonz´

alez Mart´ın et al., 2004; Ordo˜

nez et al., 2005). En tobas pleistocenas se han detectado espeso-

res muy sobresalientes en algunos corredores fluviales del Sistema Ib´

erico como en el de A˜

namaza,

70 m (Arenas et al., 2012b). En valles b´

eticos se ha responsabilizado a los factores tect´

onicos de los

procesos de agradaci´

on/incisi´

on de las redes fluviales siendo marginal la influencia de los fen´

omenos

clim´

aticos en el comportamiento de aquellas tendencias (Garc´ıa et al., 2003).

CONSIDERACIONES FINALES

Toba y travertino son t´

erminos que han sido aplicados en el ´

ultimo siglo como conceptos ambi-

guos: unas veces como sin´

onimos y otras de modo restrictivo para aludir a formaciones carbonatadas

de diferente origen –met´

eorico/termal-, grado de porosidad y litificaci´

on, etc.

En este libro, dedicado a las tobas en Espa˜

na y a sintetizar sus principales caracter´ısticas

geomorfol´

ogicas, se utilizar´

a mayoritariamente su acepci´

on como dep´

ositos originados por aguas

de origen mete´

orico. As´ı pues, en un sentido gen´

erico, estas acumulaciones carbon´

aticas, ricas en

improntas vegetales, y no exclusivas de sustratos k´

arsticos, se precipitan en manantiales, r´ıos y

humedales donde conforman dep´

ositos consistentes en calcita con bajo contenido en magnesio y

generalmente poco estratificados; adem´

as, ofrecen una notable anisotrop´ıa al estar formados por

cuerpos de irregular distribuci´

on, escasa continuidad lateral y con distintas facies petrogr´

aficas, cuyo

car´

acter, poco o muy litificado, depende de una evoluci´

on diagen´

etica favorecida por factores locales

y/o temporales. No obstante, tambi´

en en ciertos casos se adoptar´

a una posici´

on que contemple

toba y travertino como an´

alogos, o diferenciados por algunos matices, para respetar las opiniones

particulares de los autores a la hora de abordar las acumulaciones en sus respectivos cap´ıtulos.

La sedimentaci´

on de los carbonatos tob´

aceos acontece, casi siempre, en flujos de agua liberados

desde acu´ıferos k´

arsticos, aunque no faltan excepciones. Tras a˜

nos donde la precipitaci´

on bioqu´ımica

–o biomediaci´

on- fue invocada por numerosos autores como un proceso decisivo en la g´

enesis de las

tobas, datos obtenidos m´

as recientemente, a trav´

es de una m´

as o menos prolongada monitorizaci´

on,

han pasado a conferir a la precipitaci´

on inorg´

anica un papel trascendental al establecer que la

p´

erdida de CO

2

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 tob´

aceas pues sus valores figuran entre los

m´

as elevados en el ´

ambito de las rocas sedimentarias: fluct´

uan entre 1 mm a

-1

y 42 mm a

-1

en

funci´

on de las facies, as´ı como de las caracter´ısticas ambientales de los lugares donde se desarrollan

las tobas; en algunos musgos calc´ıcolas se han constatado crecimientos de hasta 110 mm a

-1

.

A parte de su enorme valor paleoambiental y cronol´

ogico, las formaciones tob´

aceas aportan un

estimable inter´

es geomorfol´

ogico que no s´

olo deriva de su propia inserci´

on en los paisajes k´

arsticos

sino que, adem´

as, permiten indagar la evoluci´

on regional de los entornos donde se emplazan: unas

veces, conservando en sus secuencias estratigr´

aficas testigos residuales de un cortejo de formaciones

superficiales eliminadas por la erosi´

on, y por tanto, del registro geomorfol´

ogico; otras, por los

estrechos v´ınculos que su g´

enesis y desarrollo determinan con respecto a los comportamientos

tect´

onicos y/o las tendencias hacia la agradaci´

on o incisi´

on de las redes fluviales.

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