1. LAS ACUMULACIONES TOB ´
ACEAS
4.1.2.
ASOCIACI ´
ON LATERAL Y VERTICAL CON OTROS DEP ´
OSITOS CUA-
TERNARIOS
Con notable asiduidad, las acumulaciones tob´
aceas se asocian lateralmente o se interestratifican
con otras formaciones geomorfol´
ogicas componiendo secuencias m´
as o menos complejas y posibili-
tando la dataci´
on de estas unidades, generalmente de naturaleza detr´ıtica. As´ı acontece en ciertas
regiones volc´
anicas, como el macizo alem´
an de Eifel, donde las tobas de un interglaciar del Pleis-
toceno medio pasan lateralmente a cenizas que incluyen artefactos paleol´ıticos (Brunnacker et al.,
1982). Todav´ıa con mayor frecuencia, las tobas se insertan en secuencias verticales variadas en las
que distintas facies carbonaticas alternan con niveles pret´
eritos constituidos por sedimentos muy
diversos. A modo de s´ıntesis, las acumulaciones tob´
aceas se disponen en el muro, en el techo o se
interestratifican en secuencias donde se advierten:
Dep´
ositos glaciares, como en el famoso Puente del Inca en Argentina (Ford and Pedley, 1996)
o en las monta˜
nas centroasi´
aticas (Lu et al., 2004); materiales detr´ıticos asimilados a terrazas
kame, en el Tirol (Boch et al., 2005); dep´
ositos proglaciares en el Jura (Sbai, 1997) o gravas y
arenas sil´ıceas de origen glacio-fluvial, en Gran Breta˜
na (Preece and Robinson, 1982; Preece
et al., 1986).
Sedimentos pertenecientes a terrazas fluviales y abanicos aluviales situados en diferentes re-
giones del planeta, tanto en r´ıos europeos (Alexandrowicz et Gerlach, 1981; Lebret et Bignont,
1989; Guendon et al., 1997a; etc.) como en otros continentes – Pr´
oximo Oriente- (Vaudour et
al., 1997), incluidos los monta˜
nosos (Zentmyer et al., 2008).
Coluviones criocl´
asticos desarrollados bajo ambiente periglaciar en las laderas de ciertos re-
lieves 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 e´
olicos, como loess, o sus manifestaciones interglaciares (Lecolle, 1989) asociadas
a niveles de turba (cuencas del Somme y del Sena). Conjuntos sedimentarios complejos in-
tegrados por arenas e´
olicas y/o coluviones, pertenecientes a diversos momentos cuaternarios
(Ambert, 1997).
Paleosuelos (Schulte et al., 2008).
Dep´
ositos 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 volc´
anicas, en Israel (Heimann and Sass, 1989).
Brechas de origen tect´
onico vinculadas a una posible reactivaci´
on de fallas que podr´ıa suponer
un cierto aporte de CO
2
de origen profundo (Bakalowicz, 1990).
Sedimentos con niveles arqueol´
ogicos como acontece en niveles del Pleistoceno medio-superior
de los bordes del desierto del Neguev (Schwarcz, 1980) o en horizontes de ocupaci´
on muste-
riense en el entorno de Ba˜
nolas (Bischoff et al., 1988; Allue et al., 1997; ...).
En la Pen´ınsula Ib´
erica, estas sucesiones son tambi´
en relativamente frecuentes ya que estructu-
ras tob´
aceas fosilizan, o se entremezclan, con sedimentos de diversa ´ındole y, en ocasiones, generados
en etapas clim´
aticas bien diferentes a los ambientes que presidieron la formaci´
on de aquellos carbo-
natos. Entre ellos sobresalen los dep´
ositos coluvionares, de origen criocl´
astico, presentes en multitud
de parajes del centro peninsular donde unas veces recubren y otras son recubiertos, por acumu-
laciones de toba. Especial representatividad tienen estas manifestaciones en los valles del Sistema
15
LAS TOBAS EN ESPA ˜
NA
Ib´
erico: Alto Ebro (Gonz´
alez Amuchastegui y Serrano, 2000, 2005, 2007 y 2010), Jal´
on (Guti´
errez
y Sancho, 1997), Alto Tajo (Gonz´
alez Amuchastegui y Gonz´
alez, 1989, 1993 y 1997; Guerrero y
Gonz´
alez, 2000); Serran´ıa de Cuenca (Alonso et al., 1987); Sierra de Albarrac´ın (Pe˜
na et al., 1994)
y cabecera del r´ıo Mijares (Sancho et al., 1997; Pe˜
na et al., 2000), as´ı como en ciertas comarcas de
su entorno -Alcarria- (Gonz´
alez Mart´ın, 1986; Gonz´
alez Martin et al., 1989; Pedley et al., 2003).
Tampoco faltan m´
as al sur, en el Campo de Montiel, cabecera del rio Guadiana (Gonz´
alez Mart´ın
et al., 1987 y 2004); en el valle medio del J´
ucar (Fern´
andez Fern´
andez et al., 2000) o en las laderas
del Preb´
etico (Garc´ıa del Cura et al., 1996; Gonz´
alez Mart´ın et al., 2000 y Fidalgo, 2011) y en
ciertos valles andaluces (Baena et al., 1993; D´ıaz del Olmo et al., 1994; ...).
Sin embargo, el binomio toba/acumulaci´
on detr´ıtica adquiere su mayor representaci´
on en el
´
ambito de los acumulaciones fluviales, como se describir´
a en el cap´ıtulo siguiente en el apartado
dedicado a los morfot´ıpos fluviales. En efecto, multitud de lugares ofrecen secuencias, tanto pleis-
tocenas como holocenas, que incluyen esta dualidad, a veces repetida en la vertical donde diversas
facies tob´
aceas se interestratifican y/o pasan lateralmente a acumulaciones de gravas, arenas y limos
aluviales.
4.1.3.
EVOLUCI ´
ON TECT ´
ONICA Y COMPORTAMIENTO DE LAS REDES FLU-
VIALES
La dependencia estrecha existente entre los travertinos de origen termal y los contextos mor-
fotect´
onicos, m´
as o menos activos, fue indicada hace ya cierto tiempo (Gauthier et Hindenmeyer,
1953) y ha vuelto a ser destacada en las ´
ultimas d´
ecadas (Ford and Pedley, 1996; Hancock et al.,
1999), al cartografiarse numerosos conjuntos termales cerca de importantes dispositivos fallados en
diversas regiones. De aqu´ı que se haya creado el neologismo anglosaj´
on travitonics para abordar el
marco de interacci´
on que aglutina a travertinos con la actividad tect´
onica reciente (Handcocok et
al., 1999). As´ı, la interacci´
on del trinomio fracturas/aguas termales/travertino ha sido reconocida
en m´
ultiples monta˜
nas, sobre todo sometidas a movimientos neotect´
onicos (Altunel, 2005; Gandin
and Cappezzuoli 2008), con frecuencia de naturaleza extensional. Entre ellas:
los relieves alpinos colgados sobre las Bocas del R´
odano (Bakalowicz, 1990);
diversos ´
ambitos italianos, como el ´
area 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 pen´ınsula anat´
olica (Atabey, 2002; Haluk and Yanik, 2009); los emplazados
en el rift de Corinto-Patras (Flott´
e et al., 2001) o en los relieves no lejanos del Kalidromo en
cuyo flanco, asomado al Mar Egeo, se localizan las hist´
oricas Termopilas y sus dispositivos
travert´ınicos (Gonz´
alez Mart´ın et al., 2013a).
otros ´
ambitos con semejantes manifestaciones se localizan en el Anti-Atlas (Marruecos), a cuyo
pie se localizan los travertinos de la cuenca del r´ıo Dad`
es (Akdim, 1986); el Tibet (Zentmyer
et al., 2008); las monta˜
nas de Yunnan (Liu et al., 2010), el Gran Ca˜
n´
on del Colorado (Crossey
et al., 2006), el Parque Nacional de Yelowstone (Fouke et al., 2000), etc.
En Espa˜
na abundan tambi´
en los travertinos de origen termal. Entre ellos destacan los ubicados
en el ´
ambito pirenaico y, sobre todo, b´
etico donde son numerosos (Anad´
on et al., 1995; Delgado
Castilla, 1997, 1999 y 2009; Sanz de Galdeano et al., 2008; Garc´ıa del Cura et al., 2008 y 2012a;
Prado-P´
erez et al., 2010 y 2013; Garc´ıa Aguilar et al., 2013; . . . ) o los emplazados en ciertos valles
catalanes, como el del Llobregat, vinculados a la actividad tect´
onica registrada en el contexto entre
las Cordilleras Costero-Catalanas y la Cuenca del Ebro (Luque and Juli´
a, 2007).
De igual modo, con semejante frecuencia, las tobas derivadas de aguas mete´
oricas se emplazan
al pie de dispositivos fracturados; hasta el punto que, desde el punto de vista gen´
etico, se ha ad-
vertido, tambi´
en, una cierta relaci´
on causa-efecto entre fases de actividad neotect´
onica y etapas de
16