3. LAS ACUMULACIONES TOB ´
ACEAS: EXIGENCIAS GEOAMBIENTALES Y
DISTRIBUCI ´
ON ESPACIO-TEMPORAL
constataron en algunas peque˜
nas cuencas del Sistema Ib´
erico localizadas en sus bordes occidental -
Cuenca de Zaorejas, en el Alto Tajo (Gonz´
alez Amuchastegui, 1993a)- y oriental -Cuenca de Teruel-
(Broekman, 1983; Moissenet, 1989; Alonso Zarza et al., 2012).
La etapa plio-cuaternaria fue considerada por diversos autores como la fase principal de karstifi-
caci´
on en el dominio mediterr´
aneo, tanto en sus regiones orientales (Vaumas, 1967; Faug`
eres, 1981)
como occidentales (Lhenaff, 1968; Guti´
errez Elorza y Pe˜
na, 1989 y 1994). Esta interpretaci´
on parece
ser corroborada por ciertos datos posteriores, obtenidos en sedimentos ubicados en la depresi´
on de
Jorox (Delannoy et al., 1997) y en las acumulaciones tob´
aceas que conforman el techo de los paisa-
jes tabulares (alrededores de Prados Redondos, Molina de Arag´
on y Valhermoso. . . ) encajados por
debajo de las parameras mesozoicas del valle del Gallo, en el Alto Tajo (Gonz´
alez Amuchastegui,
1993a). Mas al sureste, en Alicante, tambi´
en se identific´
o la presencia de tobas y calizas tob´
aceas
en estratos villafranquienses aunque sin asociarse a etapas presididas por la disoluci´
on (Dumas,
1977).
2.2.
LAS ACUMULACIONES TOB ´
ACEAS CUATERNARIAS
La ubicaci´
on temporal de las etapas cuaternarias que conocieron procesos generalizados de
sedimentaci´
on tob´
acea ha sido posible mediante la aplicaci´
on de distintas t´
ecnicas de cronolog´ıa
absoluta que contribuyeron no s´
olo a datar las propias estructuras carbon´
aticas sino, tambi´
en, a
fechar los muros y/o techos de los materiales aluviales, coluvionares, lo´
essicos, etc. incluidos en las
complejas secuencias donde, con frecuencia, se insertan las tobas.
El m´
etodo isot´
opico del
14
C fue el pionero aunque, casi siempre y debido a sus limitaciones
temporales, se emple´
o en conjuntos holocenos o del Pleistoceno m´
as reciente. No obstante, pronto
se advirti´
o que los carbonatos integradores de las acumulaciones tob´
aceas no eran muy id´
oneos
para la aplicaci´
on de esta t´
ecnica cronol´
ogica (Srdoc et al., 1980; Thorpe et al., 1981; Pazdur
et al., 1986, 1988a y 2002; Viles and Goudie, 1990; etc.) recomend´
andose la adopci´
on de ciertas
precauciones interpretativas a tener en cuenta. Fue el m´
etodo basado en el desequilibrio entre los
is´
otopos
238
U,
234
U y
230
Th, tambi´
en conocido como U/Th, el que pas´
o a ser el m´
as 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; Juli`
a 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 carbon´
aticas as´ı como a un mayor alcance
temporal (350.000 - 400.000 a˜
nos) (Boch et al., 2005; Luque and Juli`
a, 2007). Sin embargo, su uso no
est´
a exento de ciertas problemas: se vinculan al car´
acter poroso de las acumulaciones tob´
aceas que
favorecen los procesos de recristalizaci´
on (Garnett et al., 2004a) y a la contaminaci´
on que el Torio,
de naturaleza detr´ıtica, motiva en muchas formaciones tob´
aceas, sobre todo, de origen aluvial. As´ı,
se ha apuntado que relaciones
230
Th
/232
Th>17 son propias de muestras con escasas evidencias de
contaminaci´
on; valores de 10 ofrecer´ıan una “relativamente baja” contaminaci´
on mientras que si
la relaci´
on es inferior a 2-3, las muestras estar´ıan muy contaminadas isot´
opicamente (Luque and
Juli`
a 2007; Schulte et al., 2008).
Otros m´
etodos utilizados, en ocasiones de modo combinado con U/Th, son E.S.R. -Electron
Spin Resonance- (Gaida et Radtke, 1983; Radtke et al., 1986; Gr¨
un et al., 1988 y 2006; Bahain
et al., 2007) y Racemizaci´
on de Amino´
acidos (Torres et al., 1994, 1995, 1997, 2005 y 2009; Ortiz
et al., 2004, 2009); en menor medida, otros procedimientos empleados han sido
226
Ra
ex
/
226
Ra(0)
(Eikenberg et al., 2001), Resonancia Magn´
etica as´ı como O.S.L. (Vernet et al., 2008; Gonz´
alez
Pellejero et al., 2012). Las aplicaciones paleomagn´
eticas tambi´
en han sido aplicadas para establecer
algunas aproximaciones cronol´
ogicas para tobas de notable antig¨
uedad (Baena et al., 1996 y 1997b;
Baena, 1997).
En las latitudes medias, numeros´ısimas formaciones tob´
aceas han sido asimiladas cronol´
ogica-
mente a los ambientes templados o interglaciares en decenas de trabajos (Vaudour, 1985 y 1988;
Weisrock, 1986; Ambert, 1986; Ambert et al., 1992; Mangin et al., 1991; Pedley et al., 1996; Dramis
45
LAS TOBAS EN ESPA ˜
NA
et al., 1999; Frank et al., 2000; Horvatincic et al., 2000; Ordo˜
nez et al., 2005...). En el caso del con-
tinente europeo, estos dep´
ositos se expandieron por m´
ultiples regiones desde su extremo cauc´
asico
–Armenia- (Ollivier et al., 2008) hasta sus territorios m´
as occidentales (tanto en su flanco oce´
anico
como mediterr´
aneo), 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 m´
as propicios para la sedimentaci´
on tob´
acea y donde,
con mucha frecuencia, se han invocado escenarios m´
as h´
umedos que los actuales, sobre todo en la
Pen´ınsula Ib´
erica. Con car´
acter espacial m´
as restringido, se han apuntado t´
ermicamente ambien-
tes m´
as c´
alidos sugeridos por la identificaci´
on de determinados taxones vegetales –Corylus, Salix,
Buxus, Ficus, etc.- en el seno de las tobas del occidente franc´
es, hoy instalados en regiones m´
as
meridionales como los mediterr´
aneos (Lecolle et al., 1989). Respecto al MIS-3, sus circunstancias
t´
ermicas no parecen haber sido tan propensas como las de los anteriores a la hora de impulsar la
expansi´
on de los dep´
ositos carbonatados (Soligo et al., 2002).
Por su parte, las etapas fr´ıas (y en ocasiones de acentuada sequedad) fueron limitadoras del
desarrollo vegetal al no cumplir los requerimientos ambientales id´
oneos y por ello se caracterizaron
por una pobre fitoestabilidad en las vertientes. De aqu´ı que fuesen per´ıodos poco ventajosos para
que evolucionaran, con cierta continuidad, los procesos deposicionales tob´
aceos al quedar su g´
enesis
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 mediterr´
aneos, ya que ciertos dep´
ositos tob´
aceos
se habr´ıan propagado durante fases clim´
aticas con cierto fr´ıo, atestiguado por la presencia de
determinados p´
olenes 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 g´
enesis vinculada a periodos
fr´ıos (Bazile et al., 1977); o del valle de Huveaune, en las Bocas del R´
odano –Provenza-, donde
sus tobas fueron sedimentadas durante el ´
ultimo periodo glaciar conteniendo como flora f´
osil Pinus
salzmannii, Acer opalus, Fraxinus ornus, Cornus sanguinea, Hedera helix (D
´Anna et Courtin.,
1986); otras excepciones se localizan en ciertas regiones de la Pen´ınsula Ib´
erica, como en ciertas
´
areas andaluzas o del Sistema Ib´
erico, donde se ha detectado cierta actividad tob´
acea durante
Estadios Isot´
opicos 8, 6 y 2 que han sido considerados globalmente como fr´ıos
3
.
Es escasa la informaci´
on que se tiene de los paisajes k´
arsticos sucedidos en el transcurso de
algunos milenios de transici´
on desde los rigurosos tiempos glaciares finipleistocenos (MIS-2) a los
benignos de edad holocena. Algunos antecedentes proceden de las Islas Brit´
anicas donde se ha
detectado c´
omo este intervalo postglaciar coincidi´
o con una etapa generalizada de notable incisi´
on
en los lechos fluviales que se paralizar´ıa 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, conoci´
o una inusitada
eclosi´
on de las formaciones tob´
aceas por todas las regiones k´
arsticas del planeta. La responsabilidad
de este hecho ha sido atribuida al notable incremento del CO
2
atmosf´
erico, advertido en las burbujas
de aire obtenidas en los sondeos glaciares efectuados en Groenlandia y en la Ant´
artida (Griffits and
Pedley, 1995).
Sea cual sea el origen de esta inusitada expansi´
on lo cierto es que la sedimentaci´
on tob´
acea cono-
ci´
o su inicio en el Preboreal y se continu´
o 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 higr´
ofilas y pioneras de vegetaci´
on de ribera: Populus alba, Salix sp., Pragmites com-
munis y algunos Quercus caducifolios. As´ı aconteci´
o en numerosas cuencas de Francia y B´
elgica
(Janssen et al., 1999) y tambi´
en en ´
ambitos m´
as 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)- quiz´
as inducida por ciertas condiciones microclim´
aticas. Los paisajes
3
Ver cap´ıtulos 12 y 21 sobre las tobas en el Sector Aragon´
es de la Cordillera Ib´
erica y de Andaluc´ıa, respectiva-
mente.
46