Cairacterización de los sistemas palustres de Las Tablas de Daimiel durante el Cuaternario: textura y composición de sus bairros micríticos A.M. Alonso-Zarza1, M. Dorado Valiño2, A. Valdeolmillos Rodríguez2 y M.B. Ruiz Zapata2 1 D]>pto. de Petrología y Geoquímica, Facultad de CC. Geológicas, Universidad Complutense, 28040 Madrid, alonsoza@geo.ucm.es 2 Dj'pto. de Geología, Universidad de Alcalá, Edificio de Ciencias, Campus Universitario, 28871 Alcalá de Henares, Madrid, miriam.dorado@uah.es ABSTRACT The National Park o f Las Tablas de Daimiel contains a continuous record of shallow-lacustrine and fluvial deposits, which was studied in a borehole, 38.5 m in depth. The borehole has three diffe­ rent parts that reflect important sedimentary changes. The lower part (17 m) consists of cal cite muds with some dolomite, gypsum moulds, gastropods, calcified root tissues and sponge spicules. It deposited in a shallow, mostly permanent lacustrine system of variable salinity. The middle part (8.6 m) is formed by calcitic muds with traces of dolomite and include diatoms, sponge spicules, ostracods and calcified filaments. It represents the sedimentation within a freshwater palustrine system. The upper part (12.9 m) is made of m¡critic muds with desiccation cracks, alveolar struc­ tures, gastropods, charophytes and intraclasts. It formed in a palustrine regime with clear desicca­ tion events. Radiocarbon dating of samples situated between 8.1 and 12.6 m indicate an age of about 25,000 yr BP. Key words: Tablas de Daimiel, palustrine carbonates, diatoms, pollen, diagenesis. INTRODUCCIÓN Y CONTEXTO GEOLÓGICO EEl Parque Nacional de Las Tablas de Daimiel situado en el secctor occidental de la Llanura Manchega, provincia de Ciudaad Real, tiene una extensión de 1.928 ha (Fig. 1). La Llaniura Manchega es una unidad fisiográfica bien diferen­ ciada t en el contexto de la Submeseta Sur. Es una depresión morfcoestructural (Pérez-González, 1996), cuyo zócalo está formaado por materiales del Paleozoico y Mesozoico, y relle­ nada por sedimentos continentales del Terciario y Cuaterna­ rio. L-as Tablas de Daimiel son el último representante de un tipo (de humedal característico de la Submeseta Sur de la Penímsula Ibérica: las tablas fluviales, o desbordamientos de los ríeos en sus tramos medios, producidos por fenómenos de semieendorreismo o por la práctica inexistencia de desniveles en el terreno. Estas tablas de agua se forman en la llanura de inundiación que generan los ríos Guadiana y Gigüela en su confluencia. Este tipo de sistemas acuáticos no sólo son poco frecuuentes en la Península Ibérica, sino también en el resto del rmundo (Alvarez Cobelas et al., 1996), uniéndose a ello la peculiaridad de hacerlo en un clima semiárido. En el pasadlo reciente la extensión de la zona inundada era muy superrior a la actual. En 1973 fue declarado Parque Nacional. Ern 1999 se realizó un sondeo mecánico en el margen de la dernominada “Laguna Permanente” del Parque Nacional extrayéndose un testigo continuo (LT) de 38,5 m. Su estu­ dio (multidisciplinar está permitiendo obtener un valioso registtro paleoclimático continental. Así, en las conclusiones y recomendaciones de la V Reunión Nacional de la Comi­ sión de Patrimonio Geológico de la Sociedad Geológica de España (Molina de Segura, Murcia 2001) se especifica en su punto 3.5 que “e/ Parque Nacional de Las Tablas de D ai­ miel es un ecosistema único en nuestro país, siendo un lugar a preservar por ser un importante testigo del acontecer geó- tico y biótico reciente...'’'. Hasta el momento se ha obtenido la evolución paleoambiental y paleoclimática de Las Tablas de Daimiel desde el Último Máximo Glaciar (Dorado Valiño et al., 1999, 2002; Valdeolmillos et al., 2003). Figura 1. Situación de Las Tablas de Daimiel dentro la provincia de Ciudad Real y ubicación de las mismas a lo largo de los cursos del Gigüela y Záncara. Geo-Temas 6(2), 2004 mailto:alonsoza@geo.ucm.es mailto:miriam.dorado@uah.es 14 A.M. ALONSO-ZARZA, M. DORADO VALIÑO, A. VALDEOLMILLOS RODRIGUEZ Y M.B. RUIZ ZAPATA Figura 2. Columna estratigráfica del sondeo con indicación de las dataciones obtenidas, esencialmente en la parte superior. LOS SEDIMENTOS FLUVIO-LACUSTRES DE LAS TABLAS DE DAIMIEL Los sedimentos fluvio-lacustres de Las Tablas de Dai- miel, barro carbonático muy desecado y bioturbado, se observan fácilmente en superficie en años de sequía. El estu­ dio de dichos sedimentos es difícil y representarían un lapso temporal muy corto. Por ello se ha realizado y estudiado en detalle el sondeo LT (Fig. 2), analizando un elevado número de muestras mediante difracción de Rayos X y SEM y petro­ grafía óptica convencional de algunas muestras muy. Se ha estudiado también la frecuencia absoluta y relativa de los distintos tipos polínicos, se han determinado los gasterópo­ dos presentes y actualmente se están intentando datar varios niveles para conocer el lapso temporal representado en este sondeo. Las características texturales y composicionales del barro micrítico, y de los bioclastos que contiene permite diferenciar tres partes en el testigo del sondeo que represen­ tan condiciones de sedimentación diferentes siempre dentro de un sistema fluvio-lacustre muy somero. Zona 1 Corresponde a la parte inferior del testigo y tiene una potencia de 17 metros. Está formada por niveles de carbo- natos blancos muy blandos de potencia decimétrica, entre los que se intercalan algunos niveles de calizas más duras, un fino nivel oncolítico y niveles de lutitas. Se reconocen fragmentos de gasterópodos, estructuras fenestrales, moldes de yeso y oncoides. Los niveles duros son calizas micríticas y microesparíticas con gasterópodos, tubos de raíces, oncoi- des que incluyen moldes de yeso (Fig. 3a), ostrácodos y caráceas (Fig. 3b). Algunos niveles muestran recristaliza­ ción de micrita a microesparita y cementación por esparita en mosaico de los moldes de yeso. Lo que indica que estos depósitos han sufrido procesos de diagénesis relativamente importantes para su escaso grado de enterramiento. Los carbonatos están formados dominantemente por cal­ cita (LMC y HMC), aunque en algunos niveles hay hasta un 70% de dolomita, y trazas de ópalo. Los cristales, tanto de calcita como de dolomita, son de aproximadamente 1 pm, y relativamente subheudrales. Algunas formas esféricas son de HMC; los romboédricos son de dolomita. Hay tubos cal­ cificados, espículas de esponjas, fítolitos silíceos y películas orgánicas. Los gasterópodos tienen la concha bastante disuelta y conservan su mineralogía aragonítica. La riqueza polínica media en este tramo es de 2.000 a 20.000 granos de polen por gramo de muestra (gn/gr). Interpretación: Esta parte más antigua del sistema se depositó en un sistema lacustre somero y baja energía, como indica la presencia de oncoides y de restos de caráceas. El dominio de cristales micríticos finos y la escasez de granos detríticos indica la baja energía del sistema, y posiblemente, los escasos aportes fluviales. La presencia de moldes de yeso lenticular, a veces en las envueltas oncolíticas, indica la pre­ sencia de sulfatos, exclusivamente en esta zona del sondeo, pero no necesariamente implica condiciones de alta salinidad, pues muchos pudieron precipitar en relación con estructuras Geo-Temas 6(2), 2004 CARACTERIZACIÓN DE LOS SISTEMAS PALUSTRES DE LAS TABLAS DE DAIMIEL DURANTE EL CUATERNARIO 15 orgánicas. Es más llamativa dentro de esta parte la presencia de dolomita y las formas relativamente redondeadas de algu­ nos cristales de HMC. Esto puede indicar la influencia de los microorganismos, especialmente de bacterias, en la precipita­ ción de estos carbonatos, tanto dolomita como calcita. Zona 2 Tiene una potencia de 8,60 m. Casi todos los términos son blandos y están constituidos por niveles decimétricos de carbonatos blancos con gasterópodos (Fig. 3c), caráceas y en ocasiones restos vegetales que alternan con niveles muy oscuros ricos en materia orgánica (turbas). El carbonato es calcita (LMC y HMC) con trazas de dolomita. Los niveles de turba contienen restos de gasterópodos fragmentados y se presentan como niveles bien diferenciados o como pequeños lentejones dentro de las otras facies. Hay algunos niveles lutíticos y margosos con nodulos de carbonato. Los nodulos son de micrita con grietas de desecación. Los car­ bonatos son muy ricos en diatomeas, espículas de esponjas silíceas (Fig. 3d), ostrácodos, filamentos y películas recu­ biertas de bastoncillos (bacterias). Los cristales son meno­ res de 1 pm, subeuhedrales a redondeados, son difíciles de observar dado que una gran parte del sedimento está for­ mado por fragmentos muy finos de los organismos antes mencionados y además suelen estar cubiertos por tapices orgánicos. Localmente se reconocen bolas (10 pm) forma­ das por cristales de pirita. El contenido polínico medio es muy elevado, de 150.000-250.000 gn/gr. Interpretación: Esta parte intermedia del sondeo registra la instalación de un sistema pantanoso muy somero de agua dulce y con abundante vegetación. Las condiciones anóxicas necesarias para la acumulación y preservación de la turba se pudieron conseguir en zonas marginales y poco profundas del sistema debido a la alta tasa de acumulación de materia orgánica de origen vegetal. En estas condiciones es fácil la formación local de pirita. La presencia de diatomeas es rela­ tivamente común en sistemas lacustres cuaternarios de la Península (Pérez et al., 2002), al contrario que las espículas de esponjas que se han reconocido con menor frecuencia, si bien son bastante características de sistemas fluviales y lacustres (Volkmer y Motta, 1995) y en algunos casos su apa­ rición se relaciona con descensos en el nivel de agua lacus­ tre de algunos sistemas pantanosos (Wüst y Bustin, 2003). La mayor presencia de diatomeas en esta parte del sondeo puede estar relacionada con una mayor presencia de macro- fitas, tal como indican los análisis polínicos, y mayores tasas de sedimentación, pues parece ser que estas circunstancias evitan la fragmentación de las frústulas, favoreciendo una mejor preservación de las mismas (Reed, 1998). Zona 3 Está formada por 12,90 metros de calizas con texturas variadas, solo de LMC. La proporción de niveles endureci­ dos es relativamente alta. Dominan las calizas biomicríticas con fragmentos de gasterópodos y caráceas; presentan grie­ tas de desecación, estructuras alveolares y trazas de raíces. Intercalados con estas calizas se reconocen niveles decimé­ tricos muy litificados, con intraclastos relativamente grue­ sos (Fig. 3e) y granos de cuarzo. La micrita está constituida por cristales subeuhedrales, algo mayores (2 pm). Los gas­ terópodos están muy disueltos, hay secciones de caráceas, espículas carbonáticas y los filamentos calcificados (Fig. 3f) y no calcificados y películas orgánicas. El contenido polí­ nico medio es muy bajo, de 5 a 10 gn/gr. Figura 3. Petrografía de los carbonatos del sondeo LT. Zona 1 : A) Oncolito que incluye en sus capas cristales lenticulares de yeso {flechas). B) Imagen de SEM de tallo de carácea dentro del barro micrítico muy fino. Zona 2: C) Biomicrita con secciones bien conservadas de gasterópodos. D) Imagen de SEM de sección de espícula de esponja silícea y diatomea. Zona 3: E) Lámina delgada de un canal de intraclastos, con abundan­ tes granos de cuarzo. F) Imagen de SEM de filamentos de hongos calcificados presentes en algunas muestras de la zona superior del sondeo. Geo-Temas 6(2), 2004 16 A.M. ALONSO-ZARZA, M. DORADO VALIÑO, A. VALDEOLMILLOS RODRIGUEZ Y M.B. RUIZ ZAPATA La datación mediante 14C indica una edad de alrededor de 25.000 años BP, en algunas muestras tomadas en la base de este tramo, entre 8,1 y 12,6 m. Interpretación: Estos sedimentos más recientes se deposi­ taron en un sistema palustre con etapas de desecación. Las eta­ pas de mayor inundación del sistema, por mayor aporte de los sistemas fluviales, quedan registradas en los niveles de intra- clastos abastecidos a partir del barro micrítico ligeramente liti- ficado y desecado en una fase anterior. El ambiente era muy oxidante con condiciones muy desfavorables para la acumula­ ción y preservación de materia orgánica y para la conservación de los granos de polen. El hecho de que el único mineral car- bonático sea LMC sugiere unas condiciones de agua dulce. Es llamativo el alto grado de litificación de muchos niveles carbo­ nátaos de esta parte alta del sondeo, lo cual hace pensar que son las etapas de desecación en los ambientes palustres las que condicionan los procesos de litificación. DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES Los depósitos analizados en este sondeo son semejantes a los reconocidos de forma generalizada en sistemas palustres del registro geológico. Esto, junto con el contexto climático y morfológico donde se desarrollan, hace que Las Tablas de Daimiel puedan considerarse como un análogo actual-reciente para los depósitos palustres de agua dulce tan ampliamente reconocidos en el registro geológico (Alonso-Zarza, 2003). El término utilizado para denominar a estos ambientes es el de humedales. Sin embargo, hasta el momento faltaba un ejem­ plo de agua dulce en el que se pudiera conocer conjuntamente el funcionamiento del sistema y los rasgos de sus depósitos. Un aspecto llamativo es el alto grado de litificación que pre­ sentan incluso los depósitos recientes (menos de 10.000 años BP), lo cual confirma que los períodos de exposición subaérea que sufrieron estos humedales pudieron favorecer las litifica- ciones tempranas de los barros micríticos y otros procesos dia- genéticos que se reconocen repetidamente a lo largo del sondeo (recristalización, cementación, posibles estabilizacio­ nes mineralógicas aragonito y HMC a LMC,...). La presencia de dolomita en escasas proporciones y su textura apoya el argumento de formación de dolomita primaria relacionada con la actividad de bacterias y cianobacterias. El trabajo llevado a cabo hasta ahora en el sondeo ha per­ mitido reconocer las características mayores de los sistemas lacustres recientes en Las Tablas de Daimiel. Se diferencian tres etapas claramente distintas. La más antigua corresponde a la instalación de un sistema lacustre somero permanente que evoluciona a un sistema palustre de agua dulce con una impor­ tante preservación de la materia orgánica. En la última etapa se desarrolló un sistema palustre de agua dulce con eventos de desecación muy bien marcados. El espesor de sedimentos cor­ tados por el sondeo hace pensar en un registro temporal muy grande, no permitiendo, por el momento, entrar en detalles sobre el control climático preciso sobre la sedimentación. El principal problema es la obtención de buenas dataciones abso­ lutas a lo largo de toda la sección obtenida. Ello permitiría una mejor correlación, clima-vegetación-sedimentación, así como determinar el lapso de tiempo que pueden requerir ciertos pro­ cesos diagenéticos en estos ambientes palustres. AGRADECIMIENTOS Este trabajo forma parte de los proyectos BTE-2000- 0779 y BTE2002-04017-CO2-01 de la CICYT. Agradece­ mos la dedicación de Eugenio Baldonedo y Alfonso Rodríguez del Centro de Microscopía Electrónica Luis Brú. REFERENCIAS Alonso-Zarza, A.M. (2003): Palaeoenvironmental signifi­ cance of palustrine carbonates and calcretes in the geo­ logical record. Earth-Science Reviews, 60: 261-298. Álvarez Cobelas, M., Verdugo, M. y Cirujano, S. (1996): Geografía y morfometría. En: Las Tablas de Daimiel. Ecología acuática y sociedad (M. Álvarez Cobelas y S. Cirujano, Eds.). Ministerio de Medio Ambiente, Madrid, 23-29. Dorado Valiño, M., Valdeolmillos Rodríguez, A., Ruiz Zapata, M.B., Gil García, M.J. y de Bustamante, I. (1999): Evolución climática durante el Holoceno en la Cuenca Alta del Guadiana (Submeseta Sur). Cuaterna­ rio y Geomorfología, 13 (1-2): 19-32. Dorado Valiño, M., Valdeolmillos, A., Ruiz Zapata, M.B., Gil García, M.J. y de Bustamante, I. (2002): Climatic changes since the Late glacial/Holocene transition in La Mancha plain (South Central Iberian Peninsula, Spain) and t'neir evidence in Las Tablas de Daimiel marshlands. Quaternary International, 93-94: 73-84. Pérez-González, A. (1996): Marco geológico y geomorfoló- gico. En: Las Tablas de Daimiel. Ecología acuática y sociedad (M. Álvarez Cobelas y S. Cirujano, Eds.). Ministerio de Medio Ambiente, Madrid, 31-34. Pérez, A., Luzon, A., Roc, A.C., Soria, A.R., Mayayo, M.J. y Sánchez, J.A. (2002): Sedimentary facies distribution and genesis of recent carbonate-rich saline lake: Gallo- canta lake, Iberian Chain, NE Spain. Sedimentary G eo­ logy, 148: 185-202. Reed, J.M. (1998): Diatom preservation in the recent sedi­ ment record of Spanish saline lakes: implications for palaeoclimate study. Journal o f Paleolimnology, 19: 129-137. Valdeolmillos, A., Dorado Valiño, M., Ruiz Zapata, M.B., Bardají, T. y de Bustamante, I. (2003): Paleoclimatic record of the last glacial cycle at Las Tablas de Daimiel National Park (Southern Iberian Meseta, Spain). En: Quaternary clim atic changes and enviromental crises in the Mediteranean Region (M.B. Ruiz Zapata, A. Dorado Valiño, Valdeolmillos, M.J. Gil García, T. Bardají, I. de Bustamante e I. Martínez Mendizábal, Eds.). Univ. de Alcalá-MCYT-INQUA, 221-228. Volkmer-Ribeiro.V. y Motta, J.F.M. (1995): Esponjas for- madoras de espongilitos em lagoas no triángulo mineiro e adjaeêneias, com indicaçao de preservaçao de habitat. Biociências, Porto Alegre, 3: 145-169. Wüst, R.A.J. y Bustin, R. M. (2003): Opaline and Al-Si phytoliths from a tropical mire system of West Malay­ sia: abundance, habit, elemental composition, preserva­ tion and significance. Chemical Geology, 200: 267-292. Geo-Temas 6(2), 2004