LAGUNAS VINCULADAS AL VOLCANISMO RECIENTE DE LA PENÍNSULA IBÉRICA

En la Península Ibérica se han identificado cuatro áreas principales de volcanismo reciente, entendiendo como tal a aquel desarrollado en el Cenozoico. Estas áreas son la de Girona, la del Campo de Calatrava, la de Almería-Murcia y la del Levante (Anco- chea, 2004; Figura 1), integradas a su vez en la llamada Provincia Volcánica Cenozoica Europea (Foulger y Meyer, 2007). Se trata de regiones volcánicas que en comparación con otras del planeta presentan una gran variedad litológica (Ancochea, 2004, p. 672).

Fig. 1: Localización de las áreas de volcanismo cenozoico de la Península Ibérica.

Aparecen así rocas calcoalcalinas, calcoalcalinas potásicas, shoshoníticas, ultra- alcalinas, ultrapotásicas y alcalinas, que en la mayor parte de los casos dan lugar a pequeños edificios monogénicos, formados en erupciones efusivas, estrombolianas o hidromagmáticas en el caso de los magmas alcalinos y ultraalcalinos; conos y domos monogénicos en los magmas ultrapotásicos y edificios complejos, poligénicos, con desarrollo de calderas en los magmas calcoalcalinos (Ancochea, 2004, p. 672). De todos ellos, son los edificios relacionados con el hidrovolcanismo alcalino los que ge- neran depresiones topográficas que permiten la acumulación de agua en su interior.

Una vez identificadas las regiones volcánicas cenozoicas de la Península Ibérica, el siguiente paso es determinar las lagunas existentes en cada una de ellas. Así, las principales masas de agua naturales reconocidas enla región volcánica de Girona son el Estany de Banyoles y varios estanyoles vinculados a este, la Platja de Espolla y el complejo localizado entorno a Sant Miquel de Campmajor, atribuyéndose a todos ellos una génesis kárstical (Casado y Montes, 1995, p. 81).

Se ha observado también la presencia de depósitos de origen lacustre que indican un pasado de humedales relacionados con el represamiento de arroyos o ríos por parte de conos de piroclastos o coladas de lava. En el primer caso, hay que destacar los depósitos lacustres de interferencia producidos por los volcanes Estany y Bellare, Santa Margarida, Puig de la Medes, Puig Moner o Puig de Adri (Pujadas et al., 1997; Martí et al., 2001). En el caso de interferencia por coladas de lava, destaca una antigua zona de encharcamiento en el río Fluvià en el área de Vall d’en Bas, por la colada de la Fageda d’en Jordà, emitida por el volcán del Croscat. En el siglo XVIII este llano lacustre se drenó con fines agrícolas (Martí et al., 2001).

Finalmente, cabe mencionar la existencia de un número reducido de maares que, aunque han podido albergar agua en el pasado, actualmente no lo hacen por haber sido drenados para la agricultura, tratándose de los maares de Racó, El Cairat, la Crosa de Sant Dalmai o Clot de l’Olmera, entre otros.

En la región volcánica del Levante no se ha detectado ninguna masa de agua natural en esta zona volcánica; mientras que en la región volcánica de Almería-Murcia el Plan Andaluz de Humedales (Montes y González-Capitel, 2002) y el inventario de humeda- les de la Región de Murcia (Ballester et al., 2003) no han reconocido en este ámbito territorial lagunas de génesis volcánica.

En la región volcánica del Campo de Calatrava aparece un complejo palustre com- puesto por más de sesenta lagunas vinculadas, como se verá, con la actividad volcáni- ca por lo que será en esta zona sobre la que se centre la investigación.

METODOLOGÍA

El establecimiento del catálogo de las lagunas del Campo de Calatrava se ha basa- do en la búsqueda de información previa en documentación histórica (Libro de la Mon- tería de Alfonso XI, Relaciones Histórico-Geográficas de Felipe II, Respuestas Genera- les del Catastro del Marqués de la Ensenada, Descripciones del Cardenal Lorenzana, Diccionario Madoz y Diccionario Hervás y Buendía), cartográfica (mapas topográficos del IGN y del SGE a escala 1:50.000 y 1:25.000 y mapa geológico MAGNA-50), inventa- rios y catálogos previos (Catálogo de los lagos de España de L. Pardo, Plan Hidrológico

Cuenca del Guadiana, Velayos et al. 1989, Inventario DGOH 1990 y el Inventario del CI- DAHM 1999) y se ha contrastado mediante entrevistas con la población local.

A partir de fotografías (vuelo interministerial de 1978) y ortofotografías aéreas (PNOA 2006) se han elaborado una serie de esquemas geomorfológicos que han ser- vido de base para aplicar un estudio morfológico y morfométrico de las formas de los maares capaces de acumular agua seleccionados.

Para el análisis morfométrico se han tenido en cuenta los parámetros cuantitati- vos propuestos por Head et al. (1981), Sheridan y Wohletz (1983), Fisher y Schmincke (1984), Cas y Wright (1987) y De la Nuez et al. (1997) para el estudio de cráteres volcá- nicos y de explosión, a los que se han añadido una serie de parámetros propuestos por Dóniz Páez (2009) para volcanes basálticos monogénicos (conos de piroclastos) de la isla de Tenerife cuyo uso ha sido adaptado aquí a los cráteres de explosión analizados en el Campo de Calatrava (Figura 2). Los parámetros morfométricos han sido calcu- lados a través de un Sistema de Información Geográfica bajo licencia (Arc GIS 9.3.).

Fig. 2: Parámetros morfométricos tenidos en cuenta en el estudio de los cráteres de explosión hidromagmáticos del Campo de Calatrava.

Dc= Diámetro mayor del cráter; dc=Diámetro menor del cráter; Df= Diámetro mayor del fondo del cráter; df=Diámetro menor del fondo del cráter; P=Profundidad máxima.

Elaboración propia. Fuente: Lorenz, 1973 y Dóniz, 2009.

Finalmente, se ha empleado como herramienta que ayuda a la clasificación ge- nética los diagramas propuestos por Head et al. (1981) y que han sido empleados con posterioridad por Fisher y Schmincke (1984) y Cas y Wright (1987) y De la Nuez et al. (1993 y 1997) que ponen en relación el radio del cráter y la altura/profundidad y el radio del cráter y el volumen del edificio.