Hidrogeología y dinámica sedimentaria del Sistema lacustre de Banyoles

Situación geográfica
La zona lacustre de Banyoles se individualiza como un sector relativamente deprimido en la parte central de la provincia de Girona. Se emplaza en la franja de contacto entre dos uni-dades de relieve claramente diferenciadas: el Sistema Transversal y la depresión del Em-pordà (Fig. 1).
Por lo que se refiere a la vinculación político-administrativa, la zona lacustre se integra en la comarca del Pla de l’Estany. Esta unidad territorial aprobada por el parlamento catalán en 1988 reúne a once municipios que encuentran en el protagonismo del Estany (el lago de Banyoles) un común denominador.
Es preciso indicar, sin embargo, que la zona lacustre no debe ser considerada como un humedal delimitable únicamente en superficie. Su subordinación genética a un acuífero cársti-co hace necesario ampliar sus relaciones espaciales a las que delimitan el perímetro del sistema hidrogeológico de la Garrotxa-Banyoles, que será descrito en un apartado específico.
 

Figura 1. Bloque diagrama de la provincia de Girona con su geología diferenciada por Eras geològicas (original de Pallí, Ll. (1992)

 

Situación geológica
La expresión "cuenca lacustre de Banyo-les-Besalú", introducida por Julià (1980), no define una unidad de relieve en sentido estricto. En realidad es posible que responda a la voluntad de reunir bajo un común denominador todas las formas geológicas originadas directa o indi-rectamente por la sedimentación lacustre de este sector. Por esta razón, también puede ser interpretada como una unidad morfodinámica que, como mínimo, desde el Plioceno inferior hasta nuestros días ha actuado como zona surgente y de sedimentación, sometida a la evolución geológica y climática de ese periodo (Brusi, 1996).
En síntesis, es posible diferenciar dos grandes conjuntos entre los materiales y estruc-turas geológicas que caracterizan la zona. Por una parte, las formaciones geológicas más di-rectamente implicadas en la implantación del sistema hidrogeológico y, por otra, aquellos depósitos originados a partir de las facies detríticas continentales o la propia presencia lacustre.
Una serie sedimentaria del Terciario infe-rior (fig. 2) asume el papel de substrato precua-ternario rígido sobre el que se instala la zona lacustre. Este basamento no juega un papel pasivo en la dinámica geológica de la zona. Por un lado, presenta los conjuntos acuíferos confinados que vinculan la zona surgente con las áreas de alimentación lejanas. Desde una segunda perspectiva, los tramos más altos de la serie serán los más directamente afectados por los procesos de colapso que originarán las morfologías lacustres. Sin entrar en una descripción pormenorizada de la estratigrafía, que ya ha sido abordada por numerosos trabajos, entre los que destaca la tesis doctoral de Pallí (1972), es posible resumir la sucesión de materiales terciarios de un modo sintético. En la vertical de la zona, y a una profundidad que suele superar los 350 m, se encuentra el techo de un conjunto de arcillas y conglomerados de facies continentales correspondientes al Paleoceno. Esta unidad actúa como base impermeable de los niveles superiores: una formación caliza de unos 100 m de potencia relacionada con materiales equivalentes del macizo de la Alta Garrotxa y un nivel de yesos y anhidritas de grosor variable, debido al diapirismo. Sobre estos conjuntos que albergan el sistema acuífero reposa una formación margoarcillosa, coronada por una unidad areniscosa. Estas dos últimas formaciones son aflorantes y constituyen los relieves sobre los que se instala la zona lacustre.
 

Figura 2. Columna sintética de los materiales paleogénicos implicados en la implantación del sistema hidrogeológico de Banyoles. A) litologías superficiales aflorantes en los alrededores del Lago (según Brusi et al., 1987). B) Según datos de un sondeo de reconocimiento del IRYDA, realizado en 1984 en las inmediaciones del lago de Banyoles. Simbología: 1) calizas, 2) yesos y anhidritas con intercalaciones de margas, 3) arcillas margosas, 4) areniscas, 5) arcillas y conglomerados.

En clara discordancia con el basamento eocénico se localizan, en la zona comprendida entre Sant Jaume de Llierca y la alineación Crespià-Serinyà, algunas formaciones geológi-cas originadas por la sedimentación aluvial. Estos depósitos están constituidos por gravas, arenas, limos y arcillas con distintos grados de litificación. Responden genéticamente al relleno de una zona deprimida a partir de abanicos aluviales y procesos de aterrazamiento fluvial desarrollados entre las etapas finales del Plioceno y el Holoceno. Las unidades más antiguas suelen aparecer interdigitadas en su borde oriental con los depósitos lacustres de la cuenca de Banyoles-Besalú (Solà et al., 1996).
Por último, y en estrecha relación con la localización y evolución de las surgencias del sistema hidrogeológico que a continuación se describirá, aparecen las formaciones ligadas a la implantación de un medio lacustre. Los depósitos más antiguos corresponden a facies travertínicas, calcareníticas y arcillosas de marcada génesis lacustre y se encuentran en el sector septentrional, aflorando en la cantera de Incarcal, en la Bóvila Ordis y en distintos puntos del Pla d’Usall. Hacia el sur, las formaciones travertínicas son más recientes y suelen presentar una base canalizada y un techo plano. Destacan los depósitos de Lió, Els Tanyers, Les Estunes y la gran plataforma de derrame travertínico de Banyoles-Mata-Cornellà del Terri. 

Funcionamiento hidrogeológico
El sistema hidrogeológico de Banyoles puede definirse como un complejo cárstico ca-racterizado por una zona de alimentación lejana, de marcada influencia pluviométrica, y una zona de salidas condicionada en su localización por la tectónica. Entre ambas, la diferencia de cotas es suficiente para otorgar al acuífero subterráneo la presión necesaria para ser surgente y acentuar aún más, si cabe, los procesos de carstificación.
Antiguos ensayos realizados con fluoresceína por Vidal Pardal (1957) habían sugerido que las aguas infiltradas en el cauce del río Llierca en la zona de la Alta Garrotxa aparecían al cabo de unos días en el lago de Banyoles. Numerosos estudios posteriores fueron dando consistencia a esta hipótesis. Finalmente, la tesis doctoral de Sanz (1981, 1985) aporta los datos geológicos e hidrogeológicos, comple-mentados por análisis isotópicos de 18O y tritio, que permiten elaborar un modelo aproximado de funcionamiento del sistema (fig. 3 y 4).
 

Figura 3 y 4. Sistema hidrogeológico de Banyoles. Esquema en planta de las entradas y salidas del sistema según M. Sanz (1985).

 
El estudio isotópico de los porcentajes de 18O de las aguas surgentes del lago de Banyo-les, del Pla d’Usall y de Sant Miquel de Campmajor permite señalar que las aguas subterráneas comparten un mismo origen. La zona de alimentación queda acotada en una franja altitudinal comprendida entre los 700 y 900 m. Este autor sitúa esta zona de recarga en las formaciones calizas de edad eocénica aflorantes en el macizo de la Alta Garrotxa. Los valores de tritio indican que los tiempos medios de tránsito subterráneo del agua suelen alcanzar los 11 meses. Las evidencias morfológicas de carstificaciones superficiales y las manifiestas pérdidas de caudal de algunos cursos fluviales avalan este modelo.
El funcionamiento del sistema podría resumirse a partir de una sucesión de fenómenos encadenados. Así:
1. Las aguas infiltradas en la zona de la Alta Garrotxa, sometidas a presión (más elevada cuanto mayor es el volumen de la recarga), alimentan un acuífero que circula subterránea-mente hacia el sur debido a la carstificación de los niveles de calizas terciarias.
2. El sistema se convierte en surgente cuando algún accidente tectónico le facilita una vía de salida preferente (valle del Fluvià), o sigue el flujo confinado entre materiales poco permeables hasta que, también por la influencia de fracturas(fig. 5), construye nuevos circuitos, a costa de la disolución en sentido ascendente de formaciones evaporíticas eocénicas.
3. Los fenómenos de colapso gravitatorio alcanzan la superficie topográfica y se forman dolinas de hundimiento que se convierten en lagunas.
 

Figura 5. Lago de Espolla (laguna de funcionamiento intermitente)

Los travertinos
Origen del término
Los depósitos sedimentarios más comu-nes de la cuenca lacustre son los travertinos. El término travertino procede, según Chafetz et al. (1984), de la evolución fonética de la expre-sión latina lapis tiburtinus: piedra de Tibur –la actual Tívoli, cercana a Roma– donde aparecen y se explotan distintos tipos de rocas calizas de origen lacustre.
La acepción geológica más amplia de la palabra travertino se utiliza en la actualidad para referirse a aquellos depósitos carbonáticos –en cualquier estadio diagenético– formados en ambientes continentales, en la proximidad de surgencias –a veces termales– ricas en bicarbo-natos, debido a procesos inorgánicos y/o orgánicos. El término toba caliza, muchas veces empleado como sinónimo de travertino, suele tener un significado más restrictivo, y se reser-va para aquellos travertinos de aspecto más poroso o esponjoso y densidad reducida.
El origen de los travertinos se relaciona con los mecanismos físicos, químicos y biológicos de precipitación de carbonato, fundamentalmente en forma de calcita.

Los mecanismos de disolución y precipitación

Las rocas carbonáticas están constitui-das, principalmente, por dos minerales en pro-porciones diversas: la calcita (CaCO3) y la do-lomita (CaMg(CO3)2). En condiciones natura-les, el dióxido de carbono (CO2) presente en el aire y en el suelo se disuelve en las aguas pro-cedentes de las precipitaciones y origina ácido carbónico según la reacción:
CO2+H2 ? H2CO3

Este ácido es capaz de desencadenar unas reacciones químicas sobre la calcita y la dolomita, a través de las cuales los carbonatos, que no son solubles en agua, se transforman en bicarbonatos, que sí lo son.
CaCO3 + H2CO3 ? Ca++ + 2HCO3-
CaMg(CO3)2 + 2(H2CO3) ? Ca++ + Mg++ + 4HCO3-

Estas transformaciones reciben el nom-bre de reacciones de carbonatación y son uno de los procesos de meteorización química más frecuentes. Su acción continua sobre las rocas carbonáticas conduce a la progresiva desapari-ción de volúmenes importantes de materiales que son arrastrados por las aguas superficiales o subterráneas.
Una peculiaridad de la reacción de car-bonatación es su reversibilidad. Es decir, de igual modo que los carbonatos son solubilizados en forma de bicarbonatos, también éstos pueden precipitar nuevamente en forma de carbonatos, lo que origina depósitos en el interior de las cavidades cársticas o de travertinos en las zonas de surgencia de las aguas subterrá-neas. La reacción química que regula la disolu-ción o precipitación del carbonato en un medio acuoso es la siguiente:
2HCO3- + 2Ca++ + CO2 = 2CaCO3 + 2CO2 + H2O

La formación de carbonato se puede ver favorecida por muchos factores. El principal mecanismo de precipitación es la desaparición del CO2 gaseoso del agua. Esta pérdida puede ser inducida por factores físicos –como el calentamiento del agua o la turbulencia– y por procesos fotosintéticos de algunos organismos que utilizan el CO2 del agua. La reacción que causa la precipitación inorgánica o la calcificación intracelular o extracelular (incrustación) es siempre la misma:
Ca++ + 2HCO3- - CaCO3 ? + H2O + CO2 ?

Entre los organismos inductores de la precipitación se encuentran las cianofíceas (y otras bacterias), algunas algas, los musgos y hepáticas y distintos vegetales superiores. En las surgencias cársticas y en los cursos fluviales y medios lacustres asociados son comunes estos procesos de travertinización.

La actividad travertinizadora en la zona lacus-tre de Banyoles
La elevada mineralización de las aguas subterráneas surgentes en la zona y el conjunto de factores que favorecen la liberación de CO2 han sido los principales factores de inducción de la precipitación travertínica en la cuenca lacustre.
Las formaciones carbonáticas continentales afloran en distintos sectores, desde el norte del río Fluvià hasta la zona de Banyoles y desde Serinyà hasta más allá de Cornellà del Terri. Estos materiales carbonáticos han sido descritos en múltiples trabajos. Entre ellos, cabe des-tacar los realizados por R. Julià (1980), en su tesis doctoral y en numerosas publicaciones posteriores. La fauna fósil y las dataciones absolutas han permitido atribuir al proceso de travertinización una actividad continua desde el Pleistoceno inferior hasta la actualidad.
La cartografía geológica de superficie y la delimitación en profundidad de las formacio-nes travertínicas de la depresión de Banyoles abordadas en estudios recientes (Brusi, 1993, 1996) han permitido acotar la distribución espacial de estos depósitos, definir un modelo deposicional y precisar su evolución temporal.
A partir de algunos rasgos compartidos por numerosos afloramientos de la zona ha sido posible definir unas morfologías deposicionales características de las facies sedimentarias de los materiales travertínicos. Entre ellas destacan:
1. Los lodos carbonáticos son acumula-ciones de cristales de calcita con un aspecto grisblanquecino. A menudo constituyen acumulaciones no consolidadas de gran espesor. En formaciones antiguas pueden presentarse cimentadas. En la zona de Banyoles se han localizado este tipo de facies en la zona de la Draga, en las cercanías del lago (fig. 6). También aparecen en la Bóvila Ordis y en la zona de Incarcal. Su origen se relaciona con el relleno de cubetas debido a la intensa precipitación de calcita en las zonas de surgencia.
 

Figura 6. Lodos carbonáticos de disposición masiva y evidencias de bioturbación, aflorantes en una excavación abierta en 1991 en la zona de la Draga (Foto: D. Brusi).

2. Los travertinos calcareníticos compar-ten algunas de las características de los lodos carbonáticos, aunque se distinguen de ellos por un diámetro propio de las arenas medias o gruesas (fig. 5). Pueden aparecer intercalados en todo tipo de facies. Son bastante frecuentes y se interpretan como originados por fenómenos de turbulencia en el interior de “piscinas” travertínicas, limitadas por diques de represamiento.
 

Figura 7. Niveles de acumulación de arenas calcareníticas que incluyen láminas manifistamente cementa-das(Foto: D. Brusi).

3. Las facies de incrustación son depósitos de carbonato que precipitaron extracelular-mente sobre distintos tipos de soportes vegetales (briófitos, hepáticas, juncos, ciperáceas, cañizos, hojas de árboles). Sus depósitos suelen ser muy porosos y originan cavidades cilíndri-cas e impresiones que, a menudo, permiten reconocer las plantas incrustadas (fig. 8). Se relacionan con muchos ambientes emergidos o de escasa profundidad en zonas litorales de grandes cubetas o en piscinas travertínicas.
 

Figura 8. Facies de incrustación de tallos en una excavación abierta para la construcción de un aparcamiento subterráneo en la plaza de les Rodes (Banyoles) (Foto: D. Brusi

4. Las facies estromatolíticas correspon-den a todos aquellos depósitos en los que es posible reconocer los procesos de precipitación intracelular de algas y cianobacterias que adop-tan la disposición laminar. En estos depósitos es posible observar una sucesión rítmica de láminas de aspecto esponjoso y compacto que se relacionan con ritmos estacionales de precipitación. Sus morfologías deposicionales son equivalentes a las desarrolladas en medios marinos litorales por los tapices algales o ciano-bacterianos. Los estromatolitos planares constituyen láminas subhorizontales de extensión métrica o decamétrica (fig. 9). Se relacionan con ambientes lacustres litorales o con zonas de derrame de una lámina de agua.
 

Figura 9. Láminas estromatolíticas planares, propias de las plataformas de derrame lacustre (cantera travertínica del pla de Mata, Porqueres) (Foto: D. Brusi).

Los estromatolitos hemiesféricos tienen el aspecto de domos o champiñones formados por el apilamiento de capas estromatolíticas (fig. 10). La evidencia aportada por algunas formas activas actuales los relaciona con franjas litorales de escasa profundidad.
 

Figura 10. Estromatolítos hemiesféricos (La Draga, Banyoles)

En los estromatolitos de cascada las láminas presentan un aspecto ondulado y escalonado (fig. 11). Son propias de vertientes inclinadas, ya sea por escarpes del substrato o por la inclinación de las partes frontales de diques travertínicos.
 

Figura 11. Estromatolitos "en cascada"

5. Las facies pisolíticas y oncolítitcas, en las que las láminas muestran una morfología esférica o elíptica aislada con una estructura interna envolvente. Los pisolitos son pequeñas “perlas” de diámetro comprendido entre los 2 mm y los 3 cm. Los oncolitos presentan diámetros mayores. Suelen aparecer en zonas de gran turbulencia en el interior de “piscinas” travertínicas, al pie de algunas cascadas o diques de represamiento en los que las partículas pueden rodar libremente, lo que facilita la sucesiva aglomeración de láminas incrustantes.
6. Los travertinos brechoides son acumulaciones de fragmentos travertínicos de propor-ciones muy diversas. Suelen corresponder a lajas o bloques desprendidos de formaciones anteriores. Aparecen intercalados entre otros tipos de facies (fig. 10). Son la evidencia de la simultaneidad de los procesos de construcción y destrucción de los depósitos travertínicos.
 

Figura 12. Facies brechoides con boques travertinicos incluidos en niveles detríticos cementados (Foto: D. Brusi).

La integración de todas las observaciones de carácter litológico, tectónico y geomorfoló-gico de la zona, en relación a la diversidad in-terna de los depósitos de travertino, permite proponer un modelo deposicional. Las distintas facies travertínicas se han visto influidas por distintos factores, entre los que destacan la estabilidad del substrato, la profundidad de la lámina de agua, la pendiente deposicional y la aportación de materiales terrígenos.
En un modelo sintético de la travertinización del sector (Brusi, 1993) ha sido posible individualizar los ambientes deposicionales que comparten unas características hidrodinámicas comunes (fig. 13):
1. Las áreas surgentes de substrato inestable (cubetas lacustres)
2. Las plataformas lacustres litorales (plata-formas pasivas y de derrame)
3. El talud de derrame
4. Los valles de derrame lacustre
5. Los valles dominados por la sedimentación fluvial
Es importante destacar que, bajo la pers-pectiva del estudio de la travertinización, resul-tarán enormemente influyentes los fenómenos de hundimiento de la superficie topográfica causados por la disolución de los yesos (Brusi et al., 1987). Los episodios de colapso no sólo determinan la aparición de las lagunas surgen-tes, sino que influyen en la posición y caudal de las surgencias activas, definen las zonas de derrame y modifican los materiales geológicos del substrato.
Si bien los datos paleontológicos permiten establecer una presencia lacustre en la zona desde el Plioceno y Pleistoceno inferior (Incar-cal, Ordis), la travertinización de la depresión de Banyoles sería mucho más reciente. Las dataciones por 230Th/234U permiten establecer una migración de la actividad travertinizadora que se inicia como mínimo hace unos 120.000 años BP y prosigue hasta la actualidad (Brusi, 1993).
 

Figura 13. Modelo sedimentario-deposicional de los depósitos travertínicos de la depresión de Banyoles (según Brusi, 1993).

El registro paleontológico
La cuenca lacustre de Banyoles-Besalú presenta un buen número de yacimientos pa-leontológicos, y también arqueológicos, que han proporcionado en conjunto una rica fauna de mamíferos que abarca desde el Plioceno hasta el Cuaternario reciente (fig. 14). En algunos casos estos yacimientos son conocidos desde finales del siglo XIX.
Esta riqueza paleontológica se debe a diferentes razones, siendo la principal la presen-cia continua, desde finales del Plioceno, del fenómeno lacustre, que ha generado una sedi-mentación adecuada para la preservación de los restos orgánicos. También ha contribuido a esta profusión la existencia de un conjunto notable de abrigos travertínicos y de grandes depósitos de origen aluvial.
 

Figura 14. Cuadro-resumen de la fauna fosil de grandes mamíferos aparecida en los yacimientos de la zona (según Brusi et al., 1992, modificado).