2008 II Seminario del Geoparque de Sobrarbe Investigación Geológica y Recursos Didácticos. BOLTAÑA [PROCESOS DE EROSIÓN Y SEDIMENTACIÓN EN EL SOBRARBE DURANTE EL CUATERNAR CUATERNARIO RECIENTE] 24,25 y 26 de octubre de 2008 200
Carlos E. Martí Bono Instituto Pirenaico de Ecología (CSIC) Introducción El Sobrarbe es una comarca paradigmática para el estudio geomorfológico del Pirineo. Vertebrado por los ríos Cinca y Ara, con sus afluentes Cinqueta y Arazas, presenta altitudes máximas superiores a los 3000 m (Mte Perdido 3348 m, Posets 3375 m) y mínimas cercanas a los 500 m. El fuerte desnivel permite que los procesos erosivos actúen con gran intensidad, dando lugar a morfologías y sedimentos muy característicos. Glaciarismo Uno de los principales atractivos de las altas cumbres del Sobrarbe es la presencia de glaciares aún funcionales. También su estudio resulta de gran interés para los científicos, que tratan de inferir consecuencias climáticas a partir del crecimiento o disminución de las masas de hielo existentes. Estos glaciares, que aún estaban en contacto con sus morrenas a mediados del siglo XIX, al finalizar la Pequeña Edad del Hielo, han venido retrocediendo desde entonces, con alguna etapa de estabilización, hasta la actualidad. El hielo ha perdido en Sobrarbe entre el 60 y el 75% de su superficie y bastante más de su volumen (Chueca et al, 2002, 2004). Fig 1.- Extensión máxima de los glaciares cuaternarios con circos de cabecera localizados en el Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido. 2
Pero además durante el Cuaternario diversas épocas de intenso frío favorecieron el desarrollo de grandes glaciares, decenas de veces mayores que los actuales, en toda la cordillera pirenaica, particularmente en macizos que superaban los 2200-2500 m de altitud. Los glaciares en su avance desplazan fragmentos de rocas y material fino que han caído en su superficie desde las crestas y vertientes dominantes o que el hielo ha arrancado del fondo y paredes del valle. Estos materiales pueden transportarse en superficie o en el interior y en la base del hielo. En este último caso sufren un rozamiento contra las paredes y el fondo del valle, adquiriendo un pulido y estriado característicos, que también aparece en las paredes del valle. El material arrastrado se deposita al fundir el hielo dando lugar a las morrenas frontales (poco frecuentes) y laterales (mejor conservadas, especialmente en la confluencia de valles afluentes no glaciares). Todos las cabeceras de los valles del Sobrarbe estuvieron ocupadas por el hielo durante los momentos más fríos del Cuaternario. Esto dio lugar a una serie de retoques y formas de detalle características de los valles glaciares (perfil transversal con paredes verticales, alternancia de rellanos y abruptos en el perfil longitudinal, valles afluentes colgados ), formas que, aún siendo menos claras en los macizos calcáreos que en valles graníticos, son perfectamente identificables. Los valles presentan una serie de depósitos glaciares y glaciolacustres, que definen la extensión máxima del glaciarismo cuaternario en la comarca. Valle del Ara.- La altitud de las morrenas laterales sobre el fondo del valle demuestra el gran espesor de la acumulación de hielo, superior a los 400 m en la zona de confluencia del Ara y el Arazas. Las morrenas laterales de Diazas, Furco, Viu, Buesa, Sarvisé, etc delimitan lo que fueron bordes de la lengua glaciar, que penetraba por el valle de Chaté, y debía finalizar entre Sarvisé y Fiscal, quizás unos cuatro Km aguas abajo de la primera población (no existe ninguna morrena frontal preservada que indique el lugar exacto de fusión de los hielos). Fig 2.- Morrenas laterales de Frajen y Viu y depósitos glaciolacustres de obturación de Linás de Broto: 1) Morrenas; 2) Depósitos glaciolacustres; 3) Depósitos glaciofluviales relacionados con 2; 4) Terrazas y depósitos torrenciales recientes; 5) Borde escarpado; 6) Cresta morrénica. 3
El valle de Ordesa apenas presenta depósitos glaciares, excepto en las áreas de circos de cabecera. Las acumulaciones morrénicas voluminosas son muy recientes, probablemente tardiglaciares. El complejo mejor desarrollado aparece en la vertiente S de la cresta Taillon-Bacillac-Brecha de Rolando, con varios arcos, el más interno de los cuales, mejor conservado, debe ser la morrena de la Pequeña Edad del Hielo (siglos XVI-XIX). En el valle de Añisclo son escasos los depósitos morrénicos bien conservados. Los sedimentos de origen glaciar de menor altitud corresponden a una pequeña acumulación lateral a 900 m, cerca de la ermita de San Urbez.. Los valles del Cinca y del Cinqueta estuvieron ocupados por dos de los glaciares más importantes de la vertiente meridional del Pirineo. Alimentados por el hielo de circos de gran altitud, como el de Marboré, que modeló el valle de Pineta, finalizaban cerca de la confluencia de ambos valles (Martí Bono & García Ruiz, 1993), a unos 800 m de altitud, aunque algunos autores han mantenido que el hielo superaba el desfiladero de las Devotas. Morrenas frontales de fases más tardías aparecen al pie de la pared de Pineta y especialmente en el circo de Marboré, donde pueden atribuirse a la Pequeña Edad del Hielo. Terrazas fluviales. Aguas abajo de donde terminaban los glaciares se depositaron grandes acumulaciones de cantos fluviales que en la actualidad se localizan a cierta altura sobre el cauce actual del río dando lugar a terrazas colgadas. Presentan en principio características fluvioglaciares, que pierden a medida que se alejan de la zona de fusión del hielo. Las zonas más favorables para el desarrollo de terrazas son aquellas en las que los valles son amplios (el río pierde capacidad de transporte) que en el caso del Sobrarbe coinciden en gran medida con los afloramientos de margas azules del Eoceno, por ser estas rocas fácilmente meteorizables. Las terrazas aparecen en un número variable (dos a cuatro). Las mejor desarrolladas se presentan a unos 45-60 m. y 10-15 m sobre el nivel del cauce actual, y enlazan lateralmente con otras formas, también de escasa pendiente, las morfologías en glacis de erosión, que coadyuvaron a la gran extensión de las zonas llanas en las áreas margosas. Cuando los ríos pirenaicos desembocan en la Depresión del Ebro las terrazas se generalizan y aparecen en mayor número, por ejemplo ocho en el Gállego a la altura de Gurrea, y un número similar en el Cinca (Peña et al, 2004 b; Sancho et al, 2004). En la comarca del Sobrarbe las zonas con glacis y terrazas fluviales mejor desarrolladas son las de Jánovas y Boltaña-Ainsa en el Ara, y las de Laspuña-Ainsa en el Cinca. Sin embargo otras de muy escasa extensión aportan también datos de alto interés geomorfológico (San Marcial, Devotas ). 4
Hace poco tiempo (Peña et al, 2004 a,b) que se ha podido establecer la edad de algunas terrazas pirenaicas, al aplicar técnicas de datación absoluta, en este caso OSL (luminiscencia óptica), además de radiocarbono en los niveles más recientes, cuando se situaban dentro del rango de medición. Las edades de las terrazas en la zona de Ainsa son: terraza 3 a 170 m sobre el río (retazos en Banastón), 600-700 ka; terraza 7, a 45 m (llano alto de Ainsa), 60-70 ka, y terraza 9, a 10 m sobre el río, 15-22 ka. Sin embargo estos resultados no son directamente extrapolables a todos los valles pirenaicos: en el valle del Gállego, inmediatamente al W, las edades de las terrazas son claramente diferentes aunque haya cierta coincidencia en altura (Peña et al 2004 a). Avenidas fluviales y deslizamientos En la cordillera pirenaica son frecuentes las tormentas de verano, en ocasiones súbitas y muy localizadas (como ocurrió en 1996 en la zona del Sobremonte, en el valle del Gállego, dando lugar a la tragedia del camping de Biescas). Pero aún son más habituales las lluvias de otoño (y primaverales) que, con una duración de varios días, aportan fuertes caudales a los ríos, que con sus avenidas dañan las infraestructuras de la zona. Al mismo tiempo estas precipitaciones empapan el terreno, dando lugar a deslizamientos en masa y coladas de barro que afectan incluso a zonas habitadas. Uno de los mejores ejemplos de esta acción doble de las lluvias otoñales en los Pirineos ocurrió en 1982 en diversos puntos de la cordillera. En el Sobrarbe afectó especialmente al valle de Xistau, aunque también tuvo consecuencias en el valle de Benasque, y más al E. en el valle del Segre. El episodio lluvioso se inició el día 6 de Noviembre y terminó el día 8, aunque la mayor parte de la precipitación ocurrió en las primeras 24 horas. En el fondo del valle del Cinqueta cayeron más de 400 mm, aunque en altitud (observatorio de Góriz) se superaron ampliamente los 600 mm. Unas precipitaciones de tal magnitud provocaron, en el Cinqueta, caudales máximos estimados en 700-800 m 3 /s (no existen registros de aforo). Hubo daños en la red de carreteras cortándose la comunicación natural del valle de Xistau con el valle del Cinca, quedando aquel valle con una sola pista de salida, la que lo une con Chía por un puerto de más de 2000 m de altitud. Las riadas no son sin embargo un fenómeno insólito en estas áreas de montaña, donde se repiten con más o menos frecuencia, causando daños, aunque en general de menor magnitud que la de 1982 (en realidad los daños más cuantiosos de esta avenida se dieron en zonas vulnerables de la Depresión del Ebro). Pero las lluvias de ese año se recuerdan en el Cinqueta, particularmente en Chistau, por los grandes deslizamientos del terreno que se iniciaron por encima de esa población. Un sustrato impermeable facilitó el 5
deslizamiento de un coluvión cuaternario, formado en parte por restos morrénicos y empapado en agua. Se trató de un deslizamiento rotacional, por suerte de poco recorrido. En determinados puntos se produjeron además coladas de barro de gran longitud que dañaron diversos edificios de la localidad. Algunas hipótesis atribuyen la reactivación del movimiento al abandono de las acequias tradicionales que dificultaban la llegada del agua al depósito cuaternario (Martí Bono & Puigdefábregas, 1983). Fig 3.- Localización del área de movimientos en masa de Gistaín (1982): 1) Pizarras paleozoicas; 2) Calizas; 3) Areniscas y margas triásicas; 5) Coluvión cuaternario sujeto a deslizamientos, a) zona de grietas por deslizamiento masivo generalizado, b) Cicatrices de origen de coladas de barro; 6) Cono de deyección reciente. Registros Paleoclimáticos El conocimiento del clima del pasado es fundamental en unos momentos en que la problemática del Cambio Climático es tan actual. Los mejores registros donde centrar la investigación son aquellos que puede estudiarse una serie con sedimentación continua, material datable y con información paleoclimática (especialmente polen). En Sobrarbe existen datos de la evolución de los glaciares actuales desde la Pequeña Edad del Hielo de los que se pueden inferir datos del incremento de temperaturas. También las características y el contenido polínico de los sedimentos sedimentos glaciolacustres de Linás y de las brechas estratificadas de las Devotas aportan datos del clima durante la última glaciación. 6
Fig 4.- Brechas periglaciares de la boca Sur del Tunel de Devotas. Sin embargo el registro continuo más prometedor (serie lacustre) se ha obtenido en 2008, en la Basa de la Mora, presentando grandes posibilidades de datación y de contenido polínico (a fecha de hoy se está iniciando su estudio). 7
BILIOGRAFÍA A CONSULTAR BIARGE, F., CHUECA, J. & JULIÁN, A. (2002). Los glaciares pirenaicos aragoneses. Evolución. Fotografías 1880-1999. Boletín Glaciológico Aragonés, Num. Extr.: 323 pp. CHUECA CIA, J., JULIÁN ANDRÉS, A. & PEÑA MONNÉ, J.L. (2002). Comparación de la situación de los glaciares del Pirineo español entre el final de la Pequeña Edad del Hielo y la actualidad. Boletín Glaciológico Aragonés, 3. 13-41. CHUECA, J., JULIAN, A., LÓPEZ MORENO, J.L. PEÑA, J.L. & CAMINS, J. (2004). Análisis de la evolución reciente de los glaciares del macizo de la Maladeta (Pirineo Central español): cuantificación de pérdidas en superficie y volumen. Boletín Glaciológico Aragonés 5: 9-164. GARCÍA RUIZ, J.M. & MARTÍ BONO, C.E. (2001). Mapa Geomorfológico del Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido: 106 pp. Ed. Organismo Autónomo de Parques Nacionales. Madrid. MARTÍ BONO, C. & GARCÍA RUIZ, J.M. (1993). La extensión del glaciarismo cuaternario en el Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido. Geographicalia 30: 271-282. MARTÍ BONO, C.E. & PUIGDEFÁBREGAS, J. (1983). Consecuencias geomorfológicas de las lluvias de noviembre de 1982 en las cabeceras de algunos valles pirenaicos. Estudios Geográficos 170-171: 275-289. Madrid. MARTÍNEZ DE PISÓN, E. & ARENILLAS, M. (1988). Los glaciares actuales del Pirineo español. En MOPU Ed. La nieve en el Pirineo español :29-98. Madrid. PEÑA, J.L., SANCHO, C., LEWIS, C., McDONALD, E. & RHODES, E. (2004 a). Datos cronológicos de las morrenas terminales del glaciar del Gállego y su relación con las terrazas fluvioglaciares (Pirineo de Huesca). En Geografía Física de Aragón (J.L. Peña, L.A. Longares & M. Sánchez Fabre, Eds): Zaragoza. PEÑA, J.L., LEWIS, C., McDONALD, E., RHODES E. & SANCHO, C. (2004 b). Ensayo cronológico del Pleistoceno Medio-Superior en la cuenca del río Cinca (Pirineos y Depresión del Ebro. En Contribuciones Recientes sobre Geomorfología (G. Benito & A. Diez Herrero, Eds): 165-172. Toledo. SANCHO, C., PEÑA, J.L., LEWIS, C., McDONALD, E. & RHODES, E. (2004). Registros fluviales y glaciares cuaternarios de las cuencas de los ríos Cinca y Gállego (Pirineos y Depresión del Ebro). En VI Congreso Geológico de España. Geo-Guías 1. Itinerarios Geológicos por Aragón, 181-215 (F. Colombo et al., Eds). Zaragoza. 8