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MEDIO FÍSICO
CAPÍTULO 3.- MEDIO FÍSICO
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CAPÍTULO 3
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MEDIO FÍSICO
3.1.- GEOLOGÍA DE LA LLANURA MANCHEGA La Llanura Manchega es una unidad fisiográfica bien diferenciada en el contexto de la Meseta Sur de la Península Ibérica. Además, forma parte de un ámbito geográfico mayor, La Mancha, de límites poco precisos, definida por Hernández Pacheco (1949) como “...la llanura más extensa y más plana de todo el territorio peninsular...” en la que “...se deben distinguir dos subregiones naturales: una, la genuina llanura manchega, que comprende la mayor parte, cuya altitud oscila entre los 600 y 700 m y otra el Campo de Montiel de 800 a 1.100 m de altitud”. Se extiende, de este a oeste, desde el valle del río Júcar a la zona de Ciudad Real que se sitúa en la franja de transición entre Campo de Calatrava y la Llanura Manchega propiamente dicha (Portero et al., 1988). Se caracteriza por su planitud y está delimitada al norte por los Montes de Toledo, la Cuenca del Tajo y la Sierra de Altomira, y por el Campo de Calatrava, Campo de Montiel y las cuencas del Júcar y Cabriel al suroeste, sur y sureste, respectivamente (Figura 3.1).
Figura 3.1.- Delimitación de la Llanura Manchega (modificada de Pérez González, 1982).
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CAPÍTULO 3
En la zona de transición de la Llanura Manchega occidental con el Campo de Calatrava se sitúan las Tablas de Daimiel; por tanto presentan una posición marginal dentro de la Llanura Manchega y al pie de los relieves paleozoicos de los Montes de Toledo (Pérez González, 1996). En líneas generales, la Llanura Manchega corresponde a una depresión morfoestructural en la que, sobre un zócalo formado por pizarras, cuarcitas, areniscas, conglomerados, arcillas y yesos en su parte oeste, y por calizas, dolomías, margas y arenas en el centro y este (Paleozoico y Mesozoico), se ha depositado una formación continental moderna constituida por conglomerados, arenas, arcillas, margas y calizas (Mioceno) a su vez recubierta parcialmente por materiales detríticos del Pliocuaternario y Cuaternario (Bustamante et al., 1995). Los materiales que constituyen la Llanura Manchega así como los procesos tectónicos que los afectan, se describen a continuación (Figura 3.2). Paleozoico Forma tanto el zócalo como los límites occidental y suroccidental de la depresión manchega; aflora en los distintivos relieves de los Montes de Toledo y el Campo de Calatrava, e incluso en algunos cerros diseminados por la llanura. En los trabajos de Martín Escorza (1976, 1977) y las síntesis posteriores de Zamarreño (1983), Julivert y Truyols (1983) y Gutiérrez-Marco et al. (1990), así como en las cartografías de la serie MAGNA se describe la serie que abarca desde el Cámbrico Inferior hasta el Silúrico. Los materiales más antiguos son las Areniscas del Azorejo del Cámbrico Inferior y que consisten principalmente en arcosas con intercalaciones lutíticas. Continúa la serie con las calizas muy fosilíferas, un tramo predominantemente grauváquico y otro de areniscas. El Cámbrico Superior comprende un Complejo volcánico-sedimentario que engloba riolitas y cineritas riolíticas y unas cuarcitas y areniscas cuyo límite superior podría corresponder ya al Ordovícico Inferior basal. El Ordovícico, situado en discordancia sobre los materiales anteriores, ocupa la máxima extensión superficial, y aparece distribuido por toda la región. Comienza con la Formación Basal o Capas Intermedias de Lotze del Tremadoc-Arenig, y que en el sector de Fuente el Fresno muestra un notable desarrollo de conglomerados basales y areniscas con abundantes ichnofósiles, frente a una mayor proporción de intercalaciones pizarrosas de otras zonas. A continuación, una o dos formaciones de Cuarcita Armoricana, 70-100 m de típicas ortocuarcitas con ichnofacies de Cruziana y Scolithos, y que constituyen el armazón estructural de los grandes relieves paleozoicos. En el Campo de Calatrava, la serie continúa con formaciones esencialmente cuarcíticas y pizarrosas (Portero et al., 1988).
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R. Rus
PEDROÑERAS
MADRIDEJOS
EL PROVENCIO
ALCÁZAR DE SAN JUAN
PUERTO LÁPICE
R.
Zá
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PEDROMUÑOZ
ara
VILLARROBLEDO
SOCUÉLLAMOS FUENTE EL FRESNO
MALAGÓN
ela igü R. G VILLARTA DE SAN JUAN
s ole órc R.C
VILLARRUBIA DE LOS OJOS
SAN CLEMENTE
LAS MESAS
TOMELLOSO
TABLAS DE DAIMIEL OJOS DEL GUADIANA
R.G ua dia na
DAIMIEL
R.Guadiana
MANZANARES
CIUDAD REAL POBLETE
Arenas, arcillas, cantos (fondos de valle) y turberas
R.A
zue
r
Arenas y cantos (llanuras aluviales y terrazas)
ALMAGRO
CUATERNARIO
Arcillas arenosas y cantos (abanicos aluviales) CAMPO DE CALATRAVA
Arcillas arenosas y cantos (glacis) PLIOCUATERNARIO
VALDEPEÑAS
0
5
Arenas y cantos (rañas) 10
15
20 Km
Calizas y calizas margosas. PLIOCENO Margocalizas y margas . MIOCENO
NEOGENO Calizas, dolomías, margas, margocalizas y carniolas
JURÁSICO
Arcillas, arcillas arenosas, margas y yesos. MIOCENO
Arcillas, yesos, areniscas y conglomerados
TRIÁSICO
Arenas, limos, margas y calizas. MIOCENO
Calizas, arenas, conglomerados, pizarras y cuarcitas
PALEOZOICO
Conglomerado, arenas, margas calizas y yesos
Materiales volcánicos
Calizas, margas y dolomías
Materiales graníticos
Margas, arcillas, arenas, areniscas y gravas
PALEOGEN0
CRETÁCICO
LLANURA MANCHEGA
Figura 3.2.-Esquema geológico de la Llanura Manchega con las unidades litológicas y geomorfológicas más significativas (Bustamante, 1988).
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No existen afloramientos de materiales sedimentarios del resto del Paleozoico y tampoco se han detectado en sondeo (IGME, 1974); al contrario de lo que ocurre más al sur, en el área de Puertollano, donde existe un amplio desarrollo del Devónico y Carbonífero. Los afloramientos significativos de material plutónico se restringen al granito de Madridejos, plutón hercínico situado al E de dicha localidad. La tectónica hercínica es la responsable esencial de la estructuración de los materiales paleozoicos. Se llevó a cabo esencialmente en dos fases: una primera de direcciones ONO-ESE a E-O y una segunda NE-SO. Finalmente, se desarrolla una importante red de fracturas tardihercínicas cuya dirección más común es la ENE-OSO, como en el Cámbrico. Triásico Aflorante únicamente en el borde del Campo de Montiel, en la Plataforma del Campo de Criptana y en algunos retazos aislados de la línea meridiana entre Villacañas y Villafranca de los Caballeros. Como referencia básica debemos citar el trabajo de Yébenes et al. (1977) sobre el Triásico de Alcázar de San Juan, en el que distinguen una serie de tramos esencialmente
de
areniscas,
con
alguna
intercalación
de
carbonatos
y
predominio de yesos a techo. De sus datos deducen una mayor afinidad con el Trías prebético, sin poder diferenciar las tres facies típicas del Trías germánico. Sin embargo, Ramírez Merino (1988) reinterpreta el Triásico de Alcázar de San Juan, distinguiendo las tres facies germánicas y sintetizándolas con las que describe en el borde NO del Campo de Montiel: - Facies Buntsandstein: Unos 120 m de areniscas, limolitas, arcillas y dolomías arenosas. - Facies Muschelkalk: Unos 25 m de alternancias decimétricas de mudstones dolomíticas con arcillas, margas y limolitas. - Facies Keuper: La facies dominante, con dos tramos: uno inferior, de 35 m, fundamentalmente arcilloso; y uno superior más yesífero, de unos 30 m. Estos problemas de interpretación se deben a la situación en un área que pareció comportarse como borde de cuenca, de una manera poco variable durante todo el Triásico, con límites paleogeográficos que no debieron de ser muy distintos a los actuales y con facies de mayor continentalidad y menor espesor cuanto más al oeste (Garrido y Villena, 1977).
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Jurásico Formado casi exclusivamente por materiales carbonáticos, aflora, al igual que el Triásico, en dos sectores bien diferenciados: en la plataforma de Campo de Criptana y la Sierra de Altomira; y en el Campo de Montiel; siendo en el primero donde la serie es más completa. Cretácico Es dominante sobre el Jurásico en el sector de la Sierra de Altomira, sin embargo su presencia es casi anecdótica en el Campo de Criptana (un ribete de areniscas Albienses en sus bordes E y N) y de escaso desarrollo superficial en el Campo de Montiel. - Sierra de Altomira: Los materiales más antiguos aflorantes son unas brechas calcáreas. Seguidamente y de manera más generalizada se presentan areniscas, arenas y arenas margosas de la Formación Arenas
de
Utrillas
(Albiense-Cenomaniense).
A
continuación
comienza la serie del Cretácico Superior, formada fundamentalmente por carbonatos y margas del Cenomaniense al Santoniense (García Abbad, 1975). El espesor total de la serie cretácica es de unos 180200 m. - Campo
de
Montiel:
Con
afloramientos
escasos
y
espesores
sensiblemente inferiores, Balmaseda et al. (1976) y Hernández Urroz y Pérez-González (1977) describen una serie que abarcaría desde el Albiense hasta el Senoniense con unidades análogas a las descritas en la Sierra de Altomira. Paleógeno Adquiere buen desarrollo en la Depresión Intermedia y la Sierra de Altomira, asociado a los movimientos tectónicos alpinos que dieron lugar en definitiva a esta última. Ha sido objeto de numerosos trabajos, sintetizados por Pérez González (1982). Se definen una serie de unidades estratigráficas: - Unidad basal: Desde el Cretácico terminal hasta el Eoceno, de manera concordante. Se trata de calizas, margas, arenas y arcillas, que afloran en el sector Campo de Criptana-El Provencio. - Unidad detrítica inferior (Eoceno-Oligoceno inferior): Una fase tectónica intraeocena hace que estos materiales (conglomerados, margas, arenas y arcillas) se sitúen en suave discordancia angular sobre los anteriores; mientras que otra fase, la Castellana, provoca la discordancia a techo en el tránsito a la siguiente unidad. Este ciclo, como señalan Piles y Pérez-González (1988), podría ser correlativo
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con las altas superficies sobre el Paleozoico descritas en la zona de Puerto Lápice (en torno a los 800-840 m). - Unidad
detrítica
superior
(Oligoceno
superior-Mioceno
inferior
basal): Presenta gran variabilidad vertical y horizontal de facies, con arcillas, conglomerados y areniscas. Mioceno Se detecta en el sector sur de la Sierra de Altomira y está constituido por arcillas rojas, areniscas, conglomerados y brechas calcáreas. Pérez González (1982) indica que una fase tectónica distensiva provoca la apertura de las cuencas del Júcar y Cabriel y los depocentros existentes bajo la Llanura Manchega occidental, rellenos por depósitos del Mioceno y Plioceno inferior, principalmente detríticos gruesos. Plioceno Los estudios modernos del Plioceno manchego corresponden fundamentalmente a dos importantes trabajos: el de Molina (1975) en el NE del Campo de Calatrava y la Llanura Manchega occidental, y el de Pérez González (1982) en la Llanura Manchega central y oriental, así como en la correlación general de este periodo en toda la Meseta Meridional. La sedimentación pliocena generalizada se llevaría a
cabo
tras
la
apertura
total
de
la
Llanura
Manchega
en
el
límite
Villafranquiense-Rusciniense, por efecto de la fase distensiva Iberomanchega I (Pérez González, 1982). Una nueva fase, la Iberomanchega II, será la responsable en el Villafranquiense Medio de una deformación muy suave en estos materiales, en forma de ligerísimos pliegues E-O de gran amplitud, y previa a las superficies de erosión posteriores. Campo de Calatrava y Llanura Manchega occidental Se distinguen dos unidades estratigráficas (Molina, 1975): - La Unidad Estratigráfica Inferior, constituida por un tramo basal detrítico que evoluciona lateral y verticalmente a las facies palustres y fluvio-lacustres del tramo superior, de calizas y margas, con un máximo de 70 m y una posible discontinuidad a techo. En el área de Poblete presenta a techo materiales detrítico-volcánicos, deformados por pliegues. - La Unidad Estratigráfica Superior tiene igualmente dos facies en tránsito lateral y vertical, como en el resto de la Llanura Manchega, hacia la que se abre al NE de Ciudad Real: una detrítica de arenas, fangos, gravas, margas y costras calcáreas (facies de abanicos
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MEDIO FÍSICO
aluviales); y otra de calizas y margas (lacustres). Se sitúa en suave discordancia sobre la unidad anterior, por efecto de la fase Iberomanchega I. Es también una constante en todo el Campo de Calatrava la intercalación de gran variedad de tipos de materiales volcánicos en los materiales neógenos y cuaternarios. La Llanura Manchega occidental se encontraría ocupada durante el Plioceno de manera casi exclusiva por el equivalente lateral de la Unidad Estratigráfica Superior, con la facies detrítica ocupando sus bordes en contacto con sus marcos montañosos y la facies de calizas y margas hacia el centro de la cuenca. Podríamos mencionar una tercera facies de yesoarenitas, margas y yesos, descrita en las hojas de Daimiel (760; Portero y Ramírez Merino, 1988) y Almagro (785; Ramírez Merino et al., 1988) y que se sitúa en el tránsito entre las dos anteriores. Llanura Manchega central y oriental La ubicación estratigráfica y caracterización de sus unidades pliocenas es la siguiente (Pérez González, 1982): - Las Calizas Travertínicas del Pantano de Peñarroya constituyen una unidad litoestratigráfica situada en el borde N del Campo de Montiel, sobre depósitos mesozoicos. Presentan un máximo de 15-20 m de espesor y su edad es incierta, aunque indudablemente neógena (Mioceno Superior- Plioceno). - Las Arenas y Areniscas de Villalgordo del Júcar corresponden a las facies rojas detríticas de arenas, gravas poligénicas, margas, arcillas y
lentejones
travertínicos;
generalmente
en
tramos
grano-
decrecientes, ocupan los sectores de borde de cuenca. - Las Calizas de Minaya constituyen la máxima extensión de afloramiento, siendo una unidad expansiva desde el centro de la cuenca. Estas dos últimas unidades equivaldrían respectivamente a las facies detrítica y calcárea de la Unidad Estratigráfica Superior de la Llanura Manchega occidental y el Campo de Calatrava. Partiendo fundamentalmente de los diferentes trabajos existentes sobre los yacimientos paleontológicos de mamíferos de Las Higueruelas, en el Campo de Calatrava; de Villarrubia de los Ojos en la Llanura Manchega occidental; y de La Puebla de Almoradiel en La Mancha septentrional-Mesa de Ocaña, Pérez González, (1982) establece una edad de Plioceno superior (Villafranquiense
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Inferior) para las unidades de Calizas de Minaya, Arenas y Areniscas de Villalgordo del Júcar, Unidad Estratigráfica Superior y Series Rojas de la Mesa de Ocaña, quedando la Unidad Estratigráfica Inferior del Campo de Calatrava como Plioceno Inferior (Rusciniense). Posteriormente, nuevos datos como los de radiometría en materiales volcánicos intercalados (3,5 ± 0,45 Ma) en Las Higueruelas, así como los de un nuevo yacimiento paleontológico, Valverde de Calatrava II, parecen confirmar las ideas anteriores; e indican que la Unidad Estratigráfica Superior del Campo de Calatrava puede llegar en sus tramos finales incluso al Villafranquiense Medio basal (Portero et al., 1988). Relacionado con la descompresión y formación de fosas del Neógeno y quizá en conexión con la actividad tectónica en las Cordilleras Béticas, se desarrolla en el Campo de Calatrava un vulcanismo de intraplaca cuya concepción moderna hay que situarla fundamentalmente en el trabajo de Ancochea (1983). Los tipos de estructuras volcánicas, derivadas de la composición básica- ultrabásica de todas las rocas, son: - Pequeños edificios en escudo (hawaiianos), derivados de la emisión de lavas. - Edificios estrombolianos de actividad piroclástica, en general mal conservados. - Maares, de actividad freatomagmática fuertemente explosiva, y que dan lugar a pequeñas depresiones cerradas de fondo plano susceptibles de encharcamiento, aunque en la actualidad se encuentran prácticamente todas desecadas. Las dataciones K/Ar existentes hasta el momento (Ancochea et al., 1979; Anconchea, 1982; Bonadona y Villa, 1986) han permitido establecer la existencia de dos periodos de actividad volcánica: el primero en el Mioceno Superior (8,76,4
Ma),
y
el
segundo
durante
el
Plioceno-Pleistoceno
(4,7-1,7
Ma).
Recientemente, Gallardo Millán et al. (2002) amplían notablemente el periodo de actividad
volcánica
en
la
región.
Según
dataciones
K/Ar
y
datos
magnetoestratigráficos los autores afirman que la actividad volcánica en Campo de Calatrava se prolongó, al menos, hasta los 0,7 Ma (Brunhes). Los puntos volcánicos más próximos a Las Tablas de Daimiel -piroclastos de caída- se localizan en Torralba de Calatrava (depósitos hidromagmáticos) e inmediatamente al norte de la laguna de La Nava, unos 7-8 Km al oeste de Daimiel (Pérez-González, 1996). También se ha detectado presencia de actividad sísmica importante (magnitudes superiores a 7,5) en Campo de Calatrava en el último millón de años (Rodríguez Pascua y Barrera Morate, 2002).
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MEDIO FÍSICO
El Cuaternario está representado por sedimentos detríticos compuestos por gravas, arenas y limos que cubren gran número de formaciones en la Llanura Manchega. Generalmente tienen espesores reducidos y corresponden a depósitos de terraza, abanicos aluviales y sedimentos de origen eólico (García Rodríguez, 1996). Los depósitos cuaternarios del área de estudio serán descritos de forma detallada en el apartado 3.3 (Geomorfología).
3.2.- HIDROLOGÍA 3.2.1.- Hidrología de superficie y red fluvial En el contexto geológico de la Península Ibérica, la cuenca del río Guadiana ocupa terrenos pertenecientes al orógeno alpino en las áreas de cabecera, y a las cordilleras hercínicas, desde Ciudad Real hasta la desembocadura en el Océano Atlántico. La sobreexplotación de los recursos de la Llanura Manchega ha diferenciado en los dos últimos lustros a la Cuenca del Guadiana en dos regiones hidrográficas completamente diferenciadas: la Cuenca Alta, cuyas aguas penetran en la Unidad Hidrogeológica 04.04: Mancha Occidental, y el resto de la cuenca (C.H.G., 2003). La Cuenca Alta del Guadiana limita con las cuencas del Tajo al norte, Júcar al este y Guadalquivir al sur; ocupa una extensión de 16.130 Km2 y comprende el área de drenaje del río Guadiana hasta el embalse de El Vicario (Ciudad Real). Su morfología es la de una llanura con zonas suavemente onduladas y con altitud entre 600 m (embalse de El Vicario) y 770 m (en las proximidades de la divisoria
Guadiana-Júcar)
(IGME,
2001).
Presenta
como
una
de
sus
características más peculiares unas densidades de drenaje muy bajas e incluso iguales a cero en muchos sectores, en especial en la Llanura Manchega (Pérez González, 1982); de lo que resultan por un lado amplias extensiones arreicas y por otro fenómenos de endorreísmo en multitud de pequeñas cuencas cerradas, así como de semiendorreísmo y encharcamientos de tipo palustre en los ríos principales, cuyos canales presentan pendientes muy bajas, del orden de 0,5-2 m/Km. Un conjunto de razones histórico-míticas, como la "leyenda del Guadiana" (Hernández-Pacheco, 1949), consideraban la existencia de un Guadiana Alto, el que discurre por el Campo de Montiel y las Lagunas de Ruidera para infiltrarse en su entrada a la Llanura Manchega; este Guadiana sería el que volviese a aparecer tras un trayecto subterráneo en los Ojos del Guadiana, donde vuelve a adquirir su nombre hasta la desembocadura en el Atlántico. Esta leyenda, sin base científica alguna, supone el que en la mayor parte de La Mancha no se llame Guadiana a la que es su principal arteria fluvial principal y de menor
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pendiente, esto es, el río Záncara (Pérez González, 1982), considerado afluente del Gigüela, al que tributa aguas arriba de las Tablas de Daimiel. De ello resulta un eje fluvial principal en la Llanura Manchega Záncara-Tablas de Daimiel-Guadiana (Figura 3.3) con dirección E-O, cuya área de drenaje comprende en total unos 20.000 Km2 en su entrada en el Campo de Calatrava, cerca de su confluencia con el Jabalón. La pendiente del sistema fluvial es extremadamente suave, oscilando entre una media del 1‰ en la Llanura Aluvial de San Juan, y menos del 0,4‰ en la Llanura Manchega occidental, entre Villarta de San Juan y el castillo de Calatrava la Vieja. Así, el trayecto del Guadiana que fluye desde los Ojos hasta las Tablas de Daimiel, y el Guadiana Alto del Campo de Montiel, cabría considerarlos meros afluentes del GuadianaZáncara. Los afluentes de la margen izquierda: Córcoles, Guadiana Alto, Azuer y en menor medida el Jabalón, con sentido de flujo S-N drenan cuencas permeables calizomargosas y presentan características similares, con dos tramos bien definidos (IGME, 1980): - Tramo alto, en el Campo de Montiel, donde nacen y discurren en forma de corrientes más o menos perennes en función de las aportaciones subterráneas recibidas (tramos ganadores). En el tramo final, sus caudales en régimen natural son de unos 2,7 m3/s de media en el Azuer en Villahermosa y 3,7 m3/s en el Guadiana Alto en La Cubeta, reducidos de manera drástica a 0,08 m3/s y 0,6-0,8 m3/s respectivamente desde finales de los 80 por efecto de las sequías y de la regulación mediante nuevos embalses (Esnaola, 1991; Ferreras, 1996).
44
0
700
0
80 0
Villarta de San Juan
700
680
700
El Provencio
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Río Có
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0
Río Záncara
a na
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Embalse de El Vicario
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0
62
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Ojos del Guadiana
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Calatrava la Vieja
800
Daimiel
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800 640
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Figura 3.3.-Red fluvial principal de la zona de estudio y curvas de nivel.
5
10 Km
CAPÍTULO 3
- Tramo bajo, en la Llanura Manchega, en donde las mermas de caudal por evaporación e infiltración (tramos perdedores), les confieren un régimen esporádico, con cauces secos por los cuales corren los ríos y desaguan al Záncara y Guadiana sólo en temporadas muy húmedas o durante fuertes aguaceros. Mención aparte merece el Guadiana Alto, que al iniciar su recorrido por la Llanura de San Juan pierde sus aguas (su pendiente pasa del 6‰ en el Campo de Montiel al 3‰ en el llano) (IGME, 2003). Los tributarios de la margen derecha: el propio Záncara, sus afluentes Rus y Saona; Gigüela, y sus afluentes Riánsares y Amarguillo; tienen sentido de flujo N-S y discurren por cauces relativamente impermeabilizados por materiales arcillosos (IGME, 1980); por ello, traducen directamente los episodios lluviosos y poseen caudales de gran irregularidad tanto estacional como interanual y caudales de base inapreciables, con acusados estiajes e incluso pudiendo permanecer secos a lo largo de un año entero. El Gigüela (Esnaola, 1991; Fornés, 1994), parece tener un comportamiento variable en relación con el acuífero, aunque con tendencia general a perdedor. Su caudal medio es de 2-3 m3/s en Quintanar de la Orden, y 3,2 m3/s en Villarrubia de los Ojos (Ferreras, 1996), circunstancia que ha podido variar tras su encauzamiento y rectificación y recibir aportes del trasvase Tajo-Segura desde finales de la década de 1980. En el caso del Záncara, éste parece tener un régimen autónomo en relación con el acuífero subyacente (IGME, 1980). Sus caudales medios son de 0,6-1,7 m3/s en El Provencio y de 1,8 m3/s en La Alameda de Cervera, pero se han llegado a anular por completo durante las sequías de los primeros años de la década de 1990 (Ferreras, 1996). El régimen estacional es similar en todos los casos (Esnaola, 1991): mientras sus caudales de verano son nulos, los máximos se presentan en marzo-abril. García Rodríguez (1996) realizó un estudio de la hidrología de superficie con influencia directa sobre las Tablas de Daimiel, detallando la hidrología de los ríos Azuer, Gigüela, en menor medida el Záncara, y el Guadiana a partir de los Ojos del Guadiana. Por último, en el Campo de Calatrava el Guadiana presenta unas características algo diferentes (Muñoz Jiménez, 1991): el río discurre por un valle encajado, con cauce fijo y no difuso y pendientes en tomo al 1,4‰. Sus afluentes principales, Bañuelo y Bullaque, tienen gran parte de su cuenca en el área montañosa de los Montes de Toledo, donde nacen, por lo que sus caudales son algo más continuos y sus pendientes más elevadas que en el caso de los ríos manchegos.
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MEDIO FÍSICO
3.2.2.- Hidrología subterránea La Cuenca Alta del Guadiana integra 6 unidades hidrogeológicas (ITGE, 2000), de las cuales la Unidad Hidrogeológica 04.04: Mancha occidental (antiguo Sistema nº 23), por su importancia, es la pieza clave del sistema hidrológico de la Cuenca Alta del Guadiana; dentro de sus límites se ubica el Parque Nacional de las Tablas de Daimiel, cuya supervivencia está estrechamente ligada a la evolución de los recursos hídricos subterráneos de la Unidad (Mejías Moreno, 2001). La UH.04.04 ocupa una superficie aproximada de 5.000 Km2 y, de forma simplificada, pueden distinguirse dos acuíferos: el superior, formado por el tramo calcáreo-margoso del Mioceno Superior y los niveles detríticos del Pliocuaternario y Cuaternario; y el acuífero inferior compuesto por materiales fundamentalmente calcáreos y dolomíticos del Jurásico y Cretácico; entre ambos existe una unidad detrítica del Mioceno Inferior de carácter semipermeable que actúa como acuitardo (Bustamante et al., 1995). La alimentación de la UH.04.04 proviene del agua de lluvia, de entradas de otros acuíferos cercanos (04.01 Sierra de Altomira, 04.03 Consuegra-Villacañas y 04.06 Campo de Montiel), y en menor medida de los ríos cuyo caudal se infiltra total o parcialmente en su discurrir por la llanura. Las aguas son de tipo bicarbonatadosulfatado cálcico, con mineralización en general apreciable a fuerte. El sentido general de flujo es hacia el O, y sus descargas naturales se localizaban en los Ojos del Guadiana, río Guadiana aguas abajo de éstos, lagunas del entorno y en menor medida en el río Gigüela. Dicha descarga se realiza en la actualidad casi exclusivamente por extracciones en pozos y sondeos, y su volumen llega a superar la recarga anual hasta en un 20% (García Rodríguez, 1996), lo que origina gran parte de la problemática actual de la desecación de Las Tablas de Daimiel y otros humedales manchegos. Son numerosos los estudios realizados sobre el funcionamiento hidrogeológico de la UH.04.04 Mancha Occidental y del entorno del Parque Nacional de las Tablas de Daimiel. Entre ellos destacan el llevado a cabo por García Rodríguez (1996), que se centra en el estudio detallado de la hidrogeología de Las Tablas de Daimiel y de la zona del valle de los Ojos del Guadiana, explicando cómo varía el nivel freático en 15 años (hasta 1996) y cómo ha cambiado el flujo subterráneo; y el seguimiento que viene realizando el Instituto Geológico y Minero de España (IGME) con la elaboración de tres informes para determinar la evolución piezométrica de la UH. 04.04 Mancha Occidental y, en particular, del entorno del Parque Nacional de las Tablas de Daimiel en el periodo 1980-2003 (Mejías Moreno, 2001; Mejías Moreno y Seisdedos, 2002; Mejías Moreno, 2003). En estos informes se concluye que el descenso de los niveles piezométricos de la UH.04.04 durante los últimos 23 años (hasta 2003) es de unos 21 m, que equivalen a un vaciado de reservas de 2.625 hm3; y que en el entorno del Parque Nacional de las
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CAPÍTULO 3
Tablas de Daimiel también se registra el descenso generalizado de los niveles piezométricos, presentando la diferencia entre los periodos de aguas altas 2002 y 2003 una disminución de nivel de 0,74 m, si bien se cree que el descenso puede ser algo mayor (Mejías Moreno, 2003).
3.3.- GEOMORFOLOGÍA DE LAS TABLAS DE DAIMIEL El estudio geomorfológico del área de las Tablas de Daimiel (Rodríguez García, 1998; Rodríguez García y Pérez-González, 2002), representado cartográficamente en la Figura 3.4 se centra en la descripción de las principales entidades geomorfológicas, haciendo especial hincapié en lo relativo a los sistemas fluvial y eólico. 3.3.1.- Superficies de erosión plio-cuaternarias Destaca la existencia de dos superficies poligénicas de erosión, desarrolladas sobre vastas extensiones, escasamente retocadas por acciones fluviales o kársticas. Uno de los rasgos más importantes de ambas superficies es que se encuentran tapizadas de manera bastante continua por costras calcáreas de espesores métricos. Superficie S1 En el área de las Tablas de Daimiel se extiende en el sector NO, al pie del borde meridional de los Montes de Toledo, en cotas entre los 645 y los 625 m, basculada hacia el SO, con una pendiente media de un 1,3‰. En trabajos como los de Molina (1976) y Portero y Ramírez Merino (1988) se muestran estudios de detalle de la costra calcárea cubriente, según los cuales en su formación han intervenido procesos tanto edáficos como sedimentarios, identificándose dentro de los perfiles de las costras aportes detríticos y carbonatos fijados por la acción de algas, así como discontinuidades erosivas y fenómenos de colapso anteriores a la litificación del material. Para Pérez González (1982), esta superficie S1 señala el fin de la colmatación de la cuenca (hace unos 2,5 Ma), y el comienzo de un ciclo en el que dominan los procesos erosivos sobre los deposicionales y se inicia la dinámica morfogenética del sistema cuaternario.
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Pizarras, cuarcitas, calizas, riolitas (Cámbrico - Ordovícico)
Villarrubia de los Ojos
Fuente el Fresno
Facies detríticas y/o yesíferas (Plioceno superior) Facies calco-margosas (Plioceno superior) Superficie de erosión S1 Superficie de erosión S2 Coluviones y pedreras Abanicos aluviales Conos de deyección Terraza rocosa
IE
L
615
DE
DA
IM
Terraza a +13-14 m Terraza a +6-9 m
634
3
LA
S
637
TA B
Terraza a +1-2 m
609
620
610
Ojos del Guadiana
2
Llanuras aluviales y fondos de valle Depósitos de arcillas, limos orgánicos y/o carbonáticos Depósitos de arcillas y limos orgánico-yesíferos
629
Turberas
1
Dunas y manto eólico Área de deflacción
1 DEPÓSITO CC-17 2 DEPÓSITO LT-199906
0
1
2
3
4
3 DEPÓSITO DTD
5 km
Núcleos urbanos Cauce semi-permanente esporádico Manantial
Figura 3.4.- Mapa geomorfológico (simplificado de Rodríguez García, 1998).
CAPÍTULO 3
Superficie S2 Esta superficie es el elemento morfológico dominante en el sector más oriental y en ella se encajan, escasamente unos metros, dolinas, uvalas y algunos cauces apenas funcionales. Sus cotas oscilan desde 645 m al NE hasta 615 m al SO con una pendiente de 0,8‰ en 35 Km, descendiendo por tanto según el basculamiento general de la Meseta hacia el SO. Así mismo, a lo largo del reborde de los Montes de Toledo en las Tablas de Daimiel (Sierra de la Virgen) se presenta sensiblemente basculada hacia el S hasta 8º ó 10º, circunstancia que parece indicar una deformación debida a movimientos tectónicos cuaternarios de elevación del mencionado macizo montañoso respecto a la llanura (Rodríguez García, 1998). La costra calcárea cubriente presenta, al igual que en el caso de la superficie S1, distintos tramos cuya formación se puede achacar tanto a fenómenos edáficos (que dan lugar a nodulizaciones y laminaciones anastomosadas, así como a rellenos de grietas por cristales de calcita), como de sedimentación detrítica (sobre límites netos, e incluso erosivos, y con estructuras tales como laminaciones cruzadas). Cronológicamente se ubica cerca del límite Plio-Pleistoceno y es posterior a la superficie S1. Constituye el elemento morfológico inmediatamente anterior al comienzo del encajamiento de los sistemas fluviales cuaternarios, cuyos depósitos más antiguos se datan en terrazas del Pleistoceno Inferior, e igualmente anterior al menos a gran parte de los sistemas endorreicos (la totalidad de ellos en el caso de la Llanura Manchega). 3.3.2.- Abanicos aluviales Vinculado al retroceso por erosión del frente montañoso de los Montes de Toledo se presenta un sistema de abanicos aluviales. Las características morfológicas de un abanico se suelen considerar como el reflejo de cierto estado de equilibrio entre los diversos factores que intervienen en su dinámica (Colombo, 1989), factores a su vez dependientes en gran manera del clima (Kochel, 1990). En función del proceso de transporte dominante, fluvial o debris-flow, se distinguen dos tipos fundamentales de abanicos (Kostaschuk et al., 1986): - Abanicos fluviales: Como consecuencia de su dinámica, suelen formar cuencas grandes, de poca pendiente, y se asocian y confluyen con corrientes de valles grandes. Las corrientes son en general permanentes, lo que permite el transporte de material sin necesidad de movimientos en masa, por otra parte impedidos por la escasa pendiente. La influencia de estos sistemas se dejará sentir en áreas
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MEDIO FÍSICO
muy alejadas y constituyen episodios de agradación-erosión en los sistemas fluviales principales. De morfologías en general irregulares, se suelen dar en aquellos lugares donde una corriente fluvial constreñida pasa a expandirse en una llanura más amplia. - Abanicos de debris-flow: Se sitúan en la base de frentes montañosos donde estrechos valles de tipo torrencial y con cuencas pequeñas de gran pendiente enlazan con las formas de llanura, en la que se expanden y depositan su carga. Las corrientes de estos valles suelen ser efímeras e incapaces de transportar todo el material, por lo que cobran gran importancia los movimientos en masa, facilitados además por las altas pendientes. Debido a ello, sus depósitos no muestran una gradación de facies ni de granulometrías bien desarrollada, sin embargo, su morfología sí se suele aproximar bastante a la típica de abanico. A) Abanicos fluviales: Abanico de Fuente el Fresno En el sector NO, se puede observar un abanico aluvial de grandes dimensiones. Su cuenca de recepción es de unos 165 Km2 y de forma ovalada. La salida hacia la Llanura Manchega se encuentra hacia el SO a través de escasamente 2,5 Km de anchura constreñidos por formaciones paleozoicas. Como consecuencia del aumento de anchura de corriente se produce la deposición de la carga transportada en forma de un abanico aluvial de unos 40 Km2 en planta, unos 12 Km de longitud máxima y una pendiente del 0,67%. Se distingue sobre su superficie toda una red de canales anastomosados hoy no funcionales. Litológicamente, el abanico se encuentra constituido casi en exclusiva por cantos de cuarcita y escasos de cuarzo; sólo en facies proximales es posible encontrar algún clasto pizarroso. Es un abanico aluvial dominado por la acción fluvial; desde el punto de vista sedimentológico se trataría de un sistema fluvial braided de gravas, que va pasando a facies arenosas en la zona distal. Se trata probablemente de un abanico cuya actividad se desarrolló a lo largo de gran parte del Cuaternario, para concluir en el Pleistoceno Superior. Conos de deyección A lo largo de la margen derecha del río Gigüela (sector NE de la Figura 3.4), se presentan en la desembocadura de arroyos procedentes de los Montes de Toledo una serie de acumulaciones que, a pesar de la ausencia casi total de la morfología de abanico y del perfil convexo típico (Piles y
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CAPÍTULO 3
Pérez-González, 1988), equivalen por su génesis (deposición de carga por dispersión del flujo) a abanicos aluviales. Se componen fundamentalmente de arenas y gravas de cuarcita y, en menor medida, de caliza (reflejo de su área fuente de los Montes de Toledo), y presentan estructuras que evidencian un transporte fluvial. Piles y Pérez-González (1988) los sitúan en el Holoceno; sin embargo, dado que los cauces actuales se encuentran encajados en ellos poco más de 1 m, además de no ser apenas funcionales e incapaces de transportar dichas cargas más que en eventos muy excepcionales; que las litologías (arenas y gravas) son bastante diferentes a las encontradas en los depósitos actuales del Gigüela (arcillas y limos salinos); y que enrasan y se interdigitan con la terraza de +1-2 m, sobre la que se encaja el actual Gigüela, se consideran estos abanicos coetáneos con dicha terraza del Pleistoceno Superior (Rodríguez García, 1998). B) Abanicos de debris-flow El resto de los abanicos cartografiados en la falda de los Montes de Toledo presentan unas características bien diferentes a las de los anteriores. Se sitúan en la salida de torrenteras, con pendientes muy elevadas, del orden del 3 al 8% tanto en las cuencas de recepción como en los propios abanicos. Presentan una morfología típica de cono en la mayor parte de los casos, que denota una configuración radial del flujo. Constituyen acumulaciones a pie de los relieves, sin conexión directa aparente con el sistema aluvial principal del Guadiana. Dicha conexión se ha llevado a cabo posteriormente, tras la degradación y disección de los abanicos, mediante una serie de arroyos distribuidores. Su composición litológica y las características texturales de los depósitos indican la perfecta correspondencia y la cercanía de las áreas fuente: casi en exclusiva formados por cantos cuarcíticos, y pizarrosos en menor medida. Sólo en los abanicos situados a pie de las formaciones carbonáticas cámbricas aparece la caliza como litología dominante. Significado de los abanicos La existencia de este sistema de abanicos asociados a la ruptura de pendiente del macizo de los Montes de Toledo con la Llanura Manchega, junto a otros hechos, como es el comentado basculamiento de la superficie de erosión S2 a lo largo del reborde montañoso, entendemos que indica la existencia de movimientos neotectónicos cuaternarios de elevación del macizo. En cuanto al significado climático de los abanicos, éstos no indican en sí condiciones pluviales o de aridez concretas; sin embargo, hay ciertas evidencias a tener en cuenta (Rodríguez García, 1998). En el caso de los abanicos de tipo
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MEDIO FÍSICO
fluvial, y coincidiendo con lo expuesto por Pérez González (1982) para los abanicos del borde del Campo de Montiel, la carga de gravas y arenas que los forman indicaría la presencia de canales más o menos permanentes, frente a los canales actuales que los disectan, capaces tan sólo de transportar limos y arcillas; lo cual indicaría la existencia durante el funcionamiento del abanico de condiciones de mayor humedad. El propio hecho de estar sufriendo erosión desde el Pleistoceno Superior hasta la actualidad es interpretado como reflejo de la tendencia general cuaternaria hacia la aridificación. Aplicando los conceptos de biostasia y rexistasia a abanicos de debris-flow del sudeste español, Harvey (1990) opone periodos relativamente húmedos del Cuaternario, con gran desarrollo de vegetación y suelos, frente a periodos de acumulación vinculados a máximos glaciares, con menor cobertera vegetal y mayor erosividad de las tormentas. 3.3.3.- Fenómenos de ladera En las laderas más pronunciadas de los Montes de Toledo, y en menor medida en los escarpes formados entre las superficies y las terrazas, se han producido una serie de fenómenos de ladera, los cuales han dado lugar a distintos depósitos
que
se
agrupan
en
tres
tipos
en
función
de
su
génesis,
correspondiendo igualmente a edades diferentes: Coluviones asociados a relieves paleozoicos Adquieren un moderado desarrollo a lo largo de toda la vertiente de la Sierra de la Virgen, enlazando los afloramientos rocosos paleozoicos de los Montes de Toledo con los abanicos aluviales ladera abajo. Están constituidos por cantos angulosos de cuarcita y pizarra, distribuidos granulométricamente en el intervalo de 2-4 cm y en torno a los 10 cm, engastados en una matriz areno-arcillosa. Esta distribución granulométrica podría corresponder a la combinación de dos tipos de transporte: hídrico y gravitatorio o solifluxión. Sobre los coluviones se desarrollan unos suelos rojos de potencia métrica. Este grado de desarrollo edáfico es similar al estudiado en zonas cercanas por Piles y Pérez-González (1988), y Portero y Ramírez Merino (1988), característica que lleva a dichos autores a situar los coluviones en el Pleistoceno Inferior-Medio. Coluviones en escarpes de superficies y terrazas Son muy escasos, por la falta de escarpes pronunciados, debido a la escasa incisión fluvial en las superficies.
53
CAPÍTULO 3
Los depósitos consisten en cantos centimétricos de caliza y fragmentos de costra calcárea, envueltos en una matriz limo-arenosa de color pardo-rojizo. La arena debe de proceder, en gran parte, de los depósitos eólicos situados sobre las superficies de erosión. Dada la edad de las terrazas hacia las que caen y la de los materiales más recientes englobados (las arenas procedentes de la erosión de depósitos eólicos), así como el hecho de estar escasamente edafizados, estos coluviones han de ser del Pleistoceno Superior final-Holoceno. Pedreras Corresponden a las acumulaciones de cantos, gravas y bloques de cuarcita y pizarra, sin matriz o muy escasa, que se sitúan tapizando las vertientes más empinadas (en torno al 40%), de los Montes de Toledo. La carencia de matriz y la heterometría más acusada que en el caso de los coluviones, hacen diferenciarlas de éstos. Los autores que han trabajado en el área (Portero et al., 1989; Rayego, 1994), apuntan a la gelifracción como probable único proceso capaz de romper las rocas cuarcíticas de un modo tan generalizado, merced además a su apretada red de diaclasas. En cuanto a su edad, Martínez de Pisón (1994) señala que fenómenos nivales o de gelifracción se dan actualmente en la Meseta Meridional sólo por encima de los 1.800 ó 2.000 m de altitud, por lo que estas formaciones corresponderían a huellas frías atenuadas del Último Máximo Glaciar (Pleistoceno Superior final). 3.3.4.- Sistema fluvial Terrazas Portero y Ramírez Merino (1988) definen tres niveles de terrazas asociadas tanto al Guadiana-Gigüela como a arroyos afluentes de la sierra: - Terrazas altas, a +6-9 m y a +13-14 m, formadas esencialmente por limos y arenas con cantos dispersos y que desarrollan costras calcáreas. En algún caso el nivel de +6-9 m se presenta en forma de terraza rocosa. - Una terraza baja a +1-2 m, compuesta esencialmente de arenas cuarcíticas con escaso contenido en gravas (facies de canal), y materiales limo-arcillosos (facies de llanura de inundación). El medio deposicional sería el de un extenso sistema de canales de tipo braided desarrollado en condiciones hídricas de mayor caudal que en la actualidad, en virtud de un clima más húmedo (Rodríguez García, 1998). Portero y Ramírez Merino (1988) señalan que esta terraza es correlacionable con la de la Llanura Aluvial de San Juan,
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MEDIO FÍSICO
en la que la industria musteriense presente hizo que Pérez González (1982) la situara en el Pleistoceno Superior. Se dispone así mismo de una datación numérica de Termoluminiscencia (Rendell et al., 1994) que dio como resultado 121.300 ± 14.200 años. Fondos de valle Los fondos de valle están marcados por depósitos que coinciden básicamente con los thalweg de los cursos de agua esporádicos. Dentro de los fondos de valle podemos distinguir dos tipos según su posición y funcionalidad. Por un lado, los arroyos que proceden de los relieves paleozoicos, de funcionamiento esporádico. Encajados apenas unos metros en formaciones de ladera (coluviones y abanicos), sus fondos están formados por gravas de cuarcita y pizarra; mientras que en áreas más lejanas, en su confluencia con el río Gigüela y las Tablas de Daimiel, aportan casi exclusivamente arenas y limos. Por otro lado, por toda la llanura de La Mancha, los únicos valles funcionales en la actualidad son casi exclusivamente los ríos principales. Sin embargo, existe también una red de cauces poco definidos, de tipo meandriforme, que nacen en la propia llanura y en la que se encajan por lo general apenas un par de metros. Sólo alguno de ellos llega a funcionar de manera esporádica. Sus fondos se encuentran rellenos de limos y arcillas rojizos, con gravillas dispersas apenas rodadas de materiales del sustrato, indicando su origen inmediato y el escaso transporte sufrido. Muñoz y Palacios (1990a, 1990b) señalan que al menos gran parte de estos fondos de valle representan cauces apenas evolucionados a partir de las primigenias redes de drenaje instaladas sobre las superficies de erosión pliocuaternarias, de los cuales sólo algunos cauces alcanzaron el grado de incisión y desarrollo actual, y por ello se sitúa su origen en el Cuaternario Inferior. En cuanto a su significado climático evolutivo, se trata en definitiva de una red de drenaje en muchos casos no acorde con las condiciones hídricas actuales, sino de periodos con climas de mayores precipitaciones. Así lo deducen Ramírez Merino et al. (1988) por hechos como el presentar terrazas y amplios valles planos. El fin de su actividad no ha tenido por qué ser sincrónico en todas las zonas ni en todos los valles. Sin embargo, probablemente el fin de su actividad conecte con la tendencia a la aridificación desde el Pleistoceno Superior a la actualidad (Rodríguez García, 1998). Llanuras aluviales En las Tablas de Daimiel confluyen dos ríos, el Gigüela y el Guadiana, de características bien distintas tanto en lo relativo a su régimen hídrico e hidroquímica como en la litología de los sustratos atravesados. Todo ello determina diferencias en sus aspectos sedimentológicos y estratigráficos:
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CAPÍTULO 3
sedimentación limosa y evaporítica en el Gigüela, frente al encharcamiento continuo en el Guadiana, que determina la formación de turberas. El régimen fluvial reciente-actual del Guadiana y Gigüela en las Tablas de Daimiel se puede asociar a un modelo de corrientes anastomosadas (Marzo, 1989),
que
presenta
como
características
primordiales
el
desarrollarse
preferentemente en regiones de pendientes muy bajas, y asociado en muchos casos a extensas áreas pantanosas mal drenadas. En este modelo hay dos tipos básicos de facies: facies de canal, con arena y gravas finas; y ambientes de intercanal, con lutitas ricas en materia orgánica que pueden intercalar arenas de derrame y turberas. En cuanto a su evolución destaca la disminución de tamaños de abajo a arriba (arenas-limos-arcillas-turba), indicativa de un cambio progresivo de facies canalizadas hacia otras de llanura de inundación y finalmente a facies lacustrespalustres de encharcamientos progresivamente más extendidos y permanentes (turba y fangos carbonatados), con paso a condiciones de stream power menor (menor velocidad de flujo y menor capacidad de transporte de material). 3.3.5.- Sistema eólico Formas de acumulación En el área de las Tablas de Daimiel se distinguen: - Un manto eólico de unos 2-3 m de espesor, que tapiza relieves de modo muy continuo independientemente de la topografía, tanto en la margen izquierda del río Gigüela como en algunas "islas" calizas del interior de las Tablas de Daimiel. - La formación más espectacular la constituye una duna gigantesca semejante a un tipo parabólico, con brazos de hasta 7 Km de longitud y 500 m de anchura, y una "nariz" bien definida a sotavento, que se supone el antiguo frente activo de avance. - Cordones longitudinales de longitud kilométrica y anchura de unos 300 m. Sobre todas estas formas se desarrollan unas crestas transversales de alrededor de 1 m de altura y blowouts de deflación-acumulación. Finalmente, en el mismo fondo de las Tablas de Daimiel aparecen pequeños blowouts y dunas ovoides de dimensiones hectométricas (Portero y Ramírez Merino, 1988). Los mantos eólicos (zibars, sand sheets), acumulaciones sin formas definidas y flancos no inclinados, se suelen asociar a condiciones desfavorables en general para la formación de dunas por existir alguna limitación en el suministro de
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MEDIO FÍSICO
arena. Esto es achacable a circunstancias varias, como puede ser la presencia de vegetación o encharcamientos episódicos (Lancaster, 1994); fenómenos ambos bastante probables en el área. Las dunas de tipo longitudinal no serían típicas seif de cresta aguda, propias de áreas sin vegetación y con regímenes de vientos bimodales; cabe clasificarlas más bien como de un tipo dinámicamente distinto, las vegetated linear dunes (también llamadas sand ridges o parallel ridges) (Tsoar y Møller, 1986), formadas con direcciones unimodales de vientos, respecto a los cuales se disponen de modo no perfectamente paralelo (Livingstone y Warren, 1996), crestas suaves y en las que la vegetación presente interviene como elemento activo en la formación dunar. Tienden a convergir, al igual que otros subtipos longitudinales, en formas de tipo Y y U hacia sotavento. Eliminada la cobertera vegetal comienzan a surgir pequeñas dunas transversales (cuyas crestas se disponen perpendiculares a la dirección del viento), superpuestas en la superficie, lo cual en un caso extremo haría pasar la forma principal a un tipo complejo linear braided (Tsoar y Møller, 1986). Las dunas parabólicas son igualmente típicas de áreas vegetadas e incluso se dan en climas fríos (Livingstone y Warren, 1996). La unión de los brazos se realiza siempre a sotavento. Se estima en general que se forman a partir de blowouts o por la unión de cordones longitudinales. Por último, los blowouts de deflación-acumulación y las dunas ovoides se forman a partir de arenas sueltas, las cuales pueden estar igualmente vegetadas. Corresponden a pequeñas acumulaciones generalmente efímeras situadas inmediatamente a sotavento de áreas de deflación. Formas de deflación y áreas interdunares Las formas de deflación varían desde los numerosos pequeños sistemas de blowouts situados sobre sedimentos aluviales o sobre dunas anteriores, hasta extensos pans encharcables que excavan los aluviales hasta 2 m y alcanzan diámetros hectométricos, de geometría muy irregular y no siempre alargada en la dirección de vientos dominantes. En el área de las Tablas de Daimiel estos pans no desarrollan lunettes de tipo arcilloso a sotavento, como ocurre en la Llanura Aluvial de San Juan (Pérez González, 1982), sino acumulaciones arenosas. También se han localizado pavimentos de deflación en los aluviales del abanico de Fuente el Fresno, de manera análoga a los citados por Pérez González (1982) en los abanicos del borde del Campo de Montiel. Consisten en una superficie de cantos y bloques de los que ha desaparecido casi por completo la matriz arenosa en sus primeros centímetros. Las áreas interdunares sólo se reconocen de manera clara entre los cordones transversales. Se disponen como depresiones alargadas de apenas 1 m de
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CAPÍTULO 3
profundidad respecto a las crestas que las delimitan; en ocasiones presentan evidencias de encharcamientos efímeros (acumulación de mayor cantidad de finos y materia orgánica), mientras que en otras simplemente dejan al descubierto el techo de la formación subyacente, en general la terraza de +1-2 m. Ambiente de formación Las formaciones eólicas en el sector de las Tablas de Daimiel se presentan asociadas al sistema aluvial del Gigüela y de las propias tablas, fondos de los que
proceden
estos
materiales
arenosos.
Es
necesario
destacar
dos
circunstancias que resultan en principio poco favorables a la formación de un complejo dunar a partir de dicho sistema (Rodríguez García, 1998): - El Gigüela tiene (tenía, en régimen natural), un régimen de inundaciones periódicas y persistentes, siendo considerado de hecho un humedal. - Merced a este régimen hídrico se depositan fundamentalmente materiales transportados en suspensión (limos y arcillas), y en disolución (evaporitas). De ello se deduce que: - El complejo dunar se ha formado durante épocas en las que el Gigüela no ha tenido el presente régimen de inundaciones, esto es, no han existido las "tablas". - La llanura aluvial estaba formada al menos en gran proporción por materiales arenosos (carga de fondo y saltación), frente a los actuales limos y arcillas yesíferos, fruto de periodos climáticos más húmedos que determinaban mayores caudales y más continuos. Estos sedimentos fluviales de tipo arenoso se encuentran tanto en la terraza de +1-2 m como bajo la sedimentación limo-arcillosa actual. En cuanto a la edad de estas formaciones eólicas se pueden distinguir a grandes rasgos dos grupos (Rodríguez García, 1998): - Las pequeñas dunas ovoides y de tipo blowout presentes en el mismo fondo de las tablas, que se habrían formado en el Holoceno superior (4.000 a 300 años). - El principal manto eólico y las grandes formaciones dunares que corresponderían al Younger Dryas (11.000-10.000 años).
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MEDIO FÍSICO
3.4.- EL HUMEDAL DE LAS TABLAS DE DAIMIEL Las Tablas de Daimiel pertenecen al tipo de “Humedales asociados a llanuras y fondos aluviales” (Rodríguez García, 1998; Rodríguez García y Pérez-González, 1999). Concretamente son inundaciones lineales, más o menos permanentes, en las llanuras aluviales de los ríos Gigüela y Guadiana, con una extensión en la actualidad de 1.928 ha. A lo largo de las redes fluviales manchegas se localizan importantes áreas de este tipo (Casado y Montes, 1995): la confluencia de los ríos Gigüela y Riánsares -donde antes se formaban en ciertas épocas pantanos de gran extensión (Kindelán, 1952)-, el curso bajo del Záncara, las ya desaparecidas Tablas de Villarta-Cerro Mesado (INITEC, 1990), y los Ojos del Guadiana. Todas estas áreas junto con las Tablas de Daimiel formaban un extenso sistema pantanoso de escasa profundidad y carente de cauces definidos, que se prolongaba con los encharcamientos del Guadiana en diferentes sectores e incluso hasta en el Campo de Calatrava, donde al discurrir por los relieves más acentuados de materiales paleozoicos, adopta una morfología más típicamente fluvial. En conjunto, estos encharcamientos o "tablas" llegaban a sumar unos 125 Km2 a lo largo de 90 Km, y presentaban en régimen natural una dinámica hídrica en la cual las aportaciones subterráneas procedentes del acuífero plioceno, bastante constantes a lo largo del año, contribuían a mantener un nivel mínimo de encharcamiento, en especial aguas abajo del nacimiento del Guadiana en los Ojos,
mientras
que
las
máximas
extensiones
de
inundación
estarían
relacionadas con una dinámica más propiamente fluvial-pluvial (Sahuquillo y López-Camacho, 1979; Esnaola, 1991). Las Tablas de Daimiel son un ambiente extraordinariamente dependiente de la intervención humana en sus cuencas superficial y subterránea. Aunque el poblamiento de Las Tablas se remonta al Bronce Medio (1.740 a.C.) la primera modificación humana importante fue la construcción de molinos, algunos de los cuales pertenecen a la Edad Media. En Las Tablas y sus alrededores llegó a haber catorce molinos, que actuaban sobre el medio hídrico permitiendo que hubiera más agua en el humedal durante más tiempo (Álvarez Cobelas, 1998). Así mismo, el modo de vida de los habitantes de la zona consistía en aprovechar los recursos naturales. La pesca ha sido una actividad muy importante al menos desde la Edad Media (Roselló y Morales, 1991). La caza, fundamentalmente de patos y jabalíes, está documentada desde el siglo XIV. Las plantas también han sido aprovechadas desde siempre: la masiega (Cladium mariscus) se segaba y se empleaba como combustible en hornos de cal; el carrizo (Phragmites australis) se utilizaba para construir los techos de las casas por ser un buen aislante térmico;
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CAPÍTULO 3
la enea (Typha dominguensis) y la espadilla (Carex riparia) se empleaban en la fabricación de muebles. A finales del siglo XIX se iniciaron dos nuevas actividades. Por un lado, se introdujo el cangrejo autóctono (Austropotamobius pallipes) que proliferó hasta tal punto que más de 300 familias se dedicaban a su pesca, recogiendo entre 7.000 y 14.000 kg por semana. Por otro lado, se capturaban sanguijuelas y se vendían para uso medicinal ya que en la boca de estos animales hay una sustancia anticoagulante. La insalubridad por episodios de paludismo y las inundaciones catastróficas de los ríos de la zona, así como la puesta en regadío de terrenos ganados a Las Tablas, fueron los principales argumentos que se emplearon para propugnar la canalización de los ríos Gigüela y Guadiana y la desecación de los terrenos colindantes en 1956 (Cobelas et al., 1996). Asimismo, se desmantelaron los molinos para limitar el encharcamiento y favorecer la canalización. Los intentos de cultivo en los terrenos desecados resultaron muy poco rentables. En 1966 fue declarado Reserva Nacional de Caza y en 1973 Parque Nacional, de modo que primero la zona se desecó, después se corrieron las lindes y, por último, se indemnizó para volver a inundar (Cobelas et al., 1996). Entre 1973 y 1975 la peste del cangrejo, probablemente debida al hongo Aphanomyces astaci, y los efectos de las obras de desecación terminaron con el cangrejo autóctono en as Tablas. Paralelamente se introdujo el cangrejo americano (Procambarus clarkii) que es más resistente pero de peor calidad, por lo que esta fuente de riqueza desapareció. A mediados de la década de 1970 se produce una gran transformación agraria en la Llanura Manchega sustituyéndose los cultivos de secano por cultivos de regadío con grandes requerimientos hídricos. Esta transformación agraria provocó un acusado descenso de los niveles freáticos que determinaron la anulación de las descargas naturales del acuífero y la desaparición del Guadiana en cabecera (C.H.G., 1994). Como
consecuencia
de
la
sobreexplotación
se
produjo
una
progresiva
disminución de las aportaciones superficiales y subterráneas a Las Tablas que, al coincidir con un periodo de acusada sequía, provocó una situación límite en el espacio protegido, determinando la puesta en marcha del Plan de Regeneración Hídrica a finales de la década de 1980 y principios de la década de 1990. Aunque el Plan de Regeneración Hídrica ha tenido efectos positivos para la supervivencia y recuperación de este humedal, la esquilmación del acuífero, los incendios, el aumento de la contaminación y el abandono de las actividades humanas tradicionales han transformado radicalmente el paisaje hasta el extremo de que se puede hablar ya de otro ecosistema distinto, cuyo futuro resulta sumamente impredecible y muy dependiente de la gestión ambiental que tenga lugar en toda su cuenca (Dorado Valiño et al., 2004).
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MEDIO FÍSICO
En definitiva, hasta 1960 existió una cultura vinculada al agua, a la tierra y al uso “sostenible” de los recursos naturales, mientras que en los últimos 40 años la intervención humana ha sido fundamentalmente negativa para la pervivencia de Las Tablas. En la actualidad, se realizan estudios de seguimiento por parte del IGME para evaluar la situación del humedal del Parque Nacional de las Tablas de Daimiel, que debido al descenso piezométrico se encuentra desconectado del acuífero, manteniéndose encharcado por las aportaciones del río Gigüela en los escasos episodios húmedos y por los caudales derivados del acueducto Tajo-Segura desde 1988 (IGME, 2003). Además, el estudio realizado por la Confederación Hidrográfica del Guadiana (2002) sobre la regionalización y caracterización de la calidad ecológica de la Cuenca del río Guadiana califica el tramo de las Tablas de Daimiel (tramo 7), como “aceptable”, con el río significativamente perturbado y el ecosistema empobrecido y desequilibrado, y con la calidad del estado ecológico condicionada por los parámetros físicoquímicos del agua. En cuanto a las zonas cercanas a Las Tablas, el tramo que incluye los Ojos del Guadiana y acaba en Molemocho (tramo 6) es calificado como “malo”, estando ausentes amplias proporciones de las comunidades biológicas asociadas con el agua superficial; y el tramo inmediato aguas abajo de Las Tablas, desde Puente Navarro (tramo 8), es calificado como “deficiente”, con indicios de alteraciones importantes en la calidad, tanto por los parámetros biológicos como por la calidad del agua. En el mismo informe se incluyen recomendaciones de gestión para el futuro próximo que incluyen disminuir y controlar las extracciones de caudal del acuífero, depurar las aguas residuales que llegan a Las Tablas y realizar seguimiento de la calidad del agua, naturalizar el cauce fluvial, controlar el crecimiento de helófitos en el lecho, recuperar el bosque de ribera, estudiar la posibilidad de mantener un caudal ecológico aguas abajo de la Presa de Puente Navarro, y deslindar y respetar la zona de Dominio Público Hidráulico.
3.5.- VEGETACIÓN DEL PARQUE NACIONAL DE LAS TABLAS DE DAIMIEL En las Tablas de Daimiel, al igual que en otros humedales, la vegetación está determinada por diversos factores como estacionalidad de las aguas, salinidad, materia orgánica, microtopografía, humedad edáfica, etc. En sentido estricto no hay una sucesión lineal-espacial de comunidades, sino que la vegetación se presenta como un mosaico de asociaciones que alternan en función de numerosos parámetros. En los humedales tampoco se puede hablar de vegetación climax puesto que las plantas están presentes en razón de la humedad del suelo, entre otros factores, y no del microclima de la zona. Las comunidades florísticas están sometidas a tal
61
CAPÍTULO 3
número de variables que están en constante cambio incluso en cortos periodos de tiempo (Sánchez Soler y del Moral, 1992). Antes de la alteración antrópica de las Tablas de Daimiel se distinguían en ellas diversos
tipos
de
hábitats
cuyas
características
ecológicas
estaban
condicionadas esencialmente por los ríos Guadiana y Gigüela. No existía una separación neta entre los distintos hábitats y en algunas zonas se daban condiciones intermedias que contribuían a aumentar la diversidad biológica (Cirujano, 1998). En las zonas de Las Tablas condicionadas por el río Guadiana las aguas eran claras y transparentes, frescas en verano y cálidas en invierno. Ello se debía a que a lo largo del cauce del río existían diversos ojos o manantiales por donde manaba abundante agua dulce que mantenía una temperatura prácticamente constate a lo largo de todo el año. En el cauce del río y en las zonas próximas, que permanecían cubiertas por las aguas de forma permanente o durante largos periodos de tiempo, crecían numerosas plantas acuáticas y marginales (Figura 3.5 A). Hacia el interior de Las Tablas la vegetación emergente era más homogénea y estaba constituida casi exclusivamente por masegales y carrizales (Cirujano, 1998), A pesar de los intentos de desecación, de la sobreexplotación del acuífero, de los incendios y de la contaminación, las Tablas de Daimiel siguen siendo un humedal de gran interés con otro tipo de vegetación acuática adaptada a las nuevas condiciones ecológicas impuestas por los cambios ocurridos. Ahora constituyen otro tipo de humedal en el que la vegetación acuática es distinta (Figura 3.5 B) debido a que la entrada de aguas dulces y permanentes que procedían del Guadiana ya no existe, las aguas son más salinas y los periodos de sequía son más prolongados. La vegetación asociada al río Gigüela era menos diversa. La superficie influenciada por el río Gigüela corresponde aproximadamente a la mitad oriental del actual Parque Nacional y se caracterizaba por la existencia de zonas de aguas libres delimitadas por compactas formaciones de masiega (Cirujano, 1998). Las zonas de aguas libres eran más o menos someras, con una profundidad que raramente superaba el 1,5 m y que disminuía gradualmente durante el verano hasta quedar reducida a unos pocos centímetros o desecarse por completo en los años poco lluviosos. A estas zonas con aguas cristalinas, someras y estacionales se las denomina tablas, o tablazos cuando tienen mayor tamaño. Las tablas y tablazos estaban colonizados por formaciones de algas del género Chara que originaban praderas subacuáticas que cubrían el fondo por completo. La vegetación emergente que rodeaba las tablas (Figura 3.6 A) estaba constituida casi exclusivamente por masiega (Cladium mariscus) con algún carrizo (Phragmites australis) y alguna enea (Typha sp.).
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OJOS Y SURGENCIAS
18 14
A
18 15
14
RÍO GUADIANA
13
14
19
13 20
25
15
17 2
3
5
8
5
5
8
5
3
10
2
11
12
7
12
7
20
13
23
9 21
6
24
26 5m
1.- Chara canescens 2.- Chara hispida 3.- Chara aspera 14
B
18
18
4.- Lemna gibba
14
5.- Ceratophyllum demersum y submersum (Ceratophyllaceae) 6.- Utricularia australis (Lentibulariaceae) 2 5
4
7.- Potamogeton lucens 2
4m
8.- Potamogeton pectinatus 9.- Myriophyllum spicatum 10.- Hydrocharis morsus-ranae (Hydrocaritaceae)
Figura 3.5.- Vegetación asociada a las aguas permanentes, profundas y dulces de los ojos y surgencias y al cauce del río Guadiana en las Tablas de Daimiel. A: años 1950-1960; B: años 1995-1997 (según Cirujano, 1996; 1998; 2002)
11.- Nuphar luteum 12.- Nymphaea alba 13.- Cladium mariscus (Cyperaceae) 14.- Phragmites australis (Poaceae)
A
13
13
13
22
18
15.- Scirpus lacustris (Cyperaceae) 14
16.- Scirpus maritimus (Cyperaceae) 17.- Stratiotes aloides (Hydrocaritaceae) 18.- Typha domingensis
2
2
19.- Typha latifolia
3
0,7 m
20.- Carex hispida (Cyperaceae) 21.- Iris pseudacorus (Iridaceae) 3
2
3
1
22.- Lythrum salicaria (Lythraceae)
1
23.- Mentha acuatica (Lamiaceae) 24.- Oenanthe lachenalii (Apiaceae) 25.- Schoenus nigricans (Cyperaceae)
B 13
13
18
1
18
18
13
22
26.- Teucrium scordium (Lamiaceae) 14
2
0,7 m
2
3
1
Figura 3.6.- Vegetación asociada a las aguas someras y estacionales de las tablas y tablazos en las Tablas de Daimiel. A: años 1950-1960; B: años 1995-1997 (según Cirujano, 1996; 1998; 2002)
MEDIO FÍSICO
En la actualidad la vegetación en las tablas es prácticamente la misma (Figura 3.6 B) aunque está altamente condicionada por la cada vez menor profundidad y permanencia del agua. Además de esta vegetación se pueden encontrar dispersas por el Parque otras plantas acuáticas que no suelen constituir formaciones aparentes. Entre ellas destacan:
Zannichellia
pedunculata,
Ranunculus
peltatus,
Ranunculus
trichophyllus y Ruppia maritima (Cirujano, 1998). Entre las plantas emergentes que crecen en los masegales o al borde de los carrizales
se
encuentran
Veronica
anagallis-aquatica,
Calystegia
sepium,
Ranunculus sceleratus, Lythrum tribracteatum, etc. En los suelos salinos se desarrolla Suaeda vera y varias especies del género Limonium, y en suelos ricos en nitratos Salsola vermiculata. La vegetación arbórea de Las Tablas está constituida esencialmente por tarayales de Tamarix canarienis y Tamarix gallica, aunque también se encuentran dispersos Populus nigra, Populus alba y Salix alba. En cuanto a la vegetación fuera de los límites del Parque Nacional se pueden distinguir dos sectores bien diferenciados (Sánchez Soler y del Moral, 1992). La zona sur presenta un paisaje eminentemente agrícola con cultivos de regadío, olivo, vid y cereal. La zona norte se caracteriza por la existencia de un encinar adehesado de Quercus rotundifolia cuya permanencia refleja lo que fue la vegetación climax de la región castellano manchega. El área de estudio pertenece a la provincia corológica Castellano-MaestrazgoManchega, sector Manchego, concretamente al piso mesomediterráneo de los encinares (Peinado Lorca y Martínez Parras, 1987), que está representado por la encina castellana o carrasca (Bupleuro rigidi-Querceto rotundifoliae S.). En el piso supramediterráneo (Figura 3.7) esta serie es sustituida por la serie de los encinares con sabinas albares (Junipero thuriferae- Querceto rotundifoliae S.), aunque en las parameras, por la particular disposición orográfica en mesetas altas expuestas a duras condiciones climáticas, existe una particular vegetación de sabinas albares y enebros rastreros (Junipereto hemisphaerico-thuriferae S.) Los encinares manchegos son muy escasos hoy en día debido a la importancia que en estas zonas alcanzan los cultivos. En sus etapas de sustitución intervienen Quercus coccifera (coscoja) con Rhamnus lycioides (espino negro) y a menudo Juniperus phoenicea (sabina negral). Las plantas subesteparias dominan en los claros de estas formaciones constituyendo pequeños rodales más o menos aislados (Blanco Castro et al., 1997). Destacan entre ellas: Salsola vermiculada, Artemisia herba-alba, Ononis tridentata y Peganum harmala.
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CAPÍTULO 3
Figura 3.7.- Catena potencial de la provincia Castellano-Maestrazgo-Manchega (modificada de Peinado Lorca y Martínez Parras, 1987).
En los bordes norte y noroeste se encuentran los Montes de Toledo con unas elevaciones máximas de 1.400 m. Pertenecen a la provincia corológica LusoExtremadurense, sector Toledano-Tagano, subsector Oretano, distrito de Los Montes (Ladero, 1987). En los derrubios de ladera de estos montes son abundantes los alcornocales de Sanguisorbo-Quercetum suberis y sus etapas seriales Phillyreo-Arbutetum y Erico-Cistetum ladaniferi. Las cumbres cuarcíticas están cubiertas por un carrascal pobre perteneciente a Junipero-Quercetum rotundifoliae que a veces tapiza el tramo superior de las pedrizas. Los robledales supramediterráneos de Sorbo torminalis-Quercetum pyrenaicae se desarrollan por encima de los 1.000 m y están enriquecidos por pequeños bosquetes de Taxus baccata a altitudes superiores a los 1.300 m. Como comunidades relictas y endémicas se encuentran los abedulares de Galio broteriani-Betuletum
parvibracteatae,
la
vegetación
arbustiva
hidrófila
de
Frangulo-Myricateum galeae y los brezales de trampales y turberas de Erico tetralix-Myricaetum galeae.
3.6.- CARACTERÍSTICAS CLIMÁTICAS 3.6.1.- El clima de la Llanura Manchega: efectos de la orografía peninsular Dada la influencia que ejerce la altitud en los diversos elementos climáticos, el hecho de que sea la Península Ibérica una de las regiones más montañosas de Europa,
confiere
a
su
compleja
orografía
un
papel
primordial
en
la
caracterización de su diversidad climática. Pero además de este efecto del relieve,
66
MEDIO FÍSICO
su peculiar configuración lo convierte en un factor determinante de la propia dinámica del clima peninsular (Font Tullot, 2000). Con excepción del Sistema Ibérico y del Penibético, los demás grandes sistemas orográficos se extienden preferentemente a lo largo de los paralelos delimitando las cuencas de los grandes ríos, cuyos cursos muestran también cierta preferencia a seguir la dirección de los paralelos. La principal repercusión de tal configuración en el clima de la Llanura Manchega es el denominado “pasillo o portillo de Albacete”. El pasillo de Albacete es el ensanchamiento de la cuenca del Júcar entre los sistemas Ibérico y Penibético a través del cual penetran a la mitad oriental de la Meseta Sur tanto masas de origen mediterráneo y africano como masas de aire frío continental del noreste (Figura 3.8).
Figura 3.8.- Entrada de las distintas masas de aire por el “pasillo de Albacete”.
La masa de aire frío continental, denominada masa cP (continental Polar) es típicamente invernal, se origina en el anticiclón ruso siberiano y tiene su mayor frecuencia en el trimestre diciembre-enero-febrero. Es una masa muy fría y seca, siendo la responsable de las “olas de frío” de origen continental. En ocasiones, cuando la masa fría es de poco espesor fluyen sobre ella vientos procedentes del mediterráneo, cargados de humedad, que dan lugar a abundantes nevadas sobre la Península.
67
CAPÍTULO 3
La masa de aire de origen africano, denominada masa cT (continental Tropical) se puede presentar en cualquier época del año pero es en verano cuando se manifiesta mejor definida por sus características: gran sequedad, muy caliente y calmosa, siendo la responsable de las “olas de calor”. Si estas masas cT permanecen mucho tiempo sobre el Mediterráneo antes de alcanzar la Península se enriquecen en vapor de agua. Cuando este enriquecimiento es muy importante de la denomina masa mediterránea. Todo esto implica que en la Llanura Manchega exista una mayor variedad de condiciones climáticas, que la influencia mediterránea domine sobre la atlántica, que haya una mayor oscilación anual de la temperatura y que, por tanto, el clima sea continental extremo. La mayor influencia mediterránea en la Llanura Manchega queda patente en el trabajo realizado por Ortega y Garzón (1997) sobre las inundaciones históricas en el río Guadiana. En dicho estudio, en el que se han analizado 128 inundaciones registradas desde el año 680, se llega a la conclusión de que existe un conjunto de inundaciones en la Cuenca Alta del Guadiana (Ciudad Real) que se agrupan en los meses de otoño y no están asociadas con la entrada de sistemas frontales desde el Atlántico. Los autores consideran que ese grupo de inundaciones pueden asociarse mejor con situaciones similares a las que provocan inundaciones en Levante. 3.6.2.- Climatología de Las Tablas de Daimiel Las Tablas de Daimiel se caracterizan por tener un clima semiárido y un régimen de humedad marcadamente estacional con veranos secos. La temperatura media anual para el periodo 1971-2000 es de 14,7 ºC, con máximas en julio (25,4 ºC) y mínimas en enero (5,7 ºC), siendo la amplitud térmica de 19,7 ºC (Tabla 3.1.). Estos datos corresponden a la serie registrada en la estación meteorológica de Ciudad Real “Escuela de Magisterio”, que Álvarez Cobelas
y
Verdugo
(1996)
demostraron
que
no
presenta
diferencias
estadísticamente significativas con la estación meteorológica de Daimiel I.L. (D