Relieve Alto Aragon 01:Suelos 01a et...EL RELIEVE DEL ALTO ARAGÓN OCCIDENTAL Cartografía y...

EL RELIEVEDEL ALTO ARAGÓN

OCCIDENTALCartografía y síntesis geomorfológica

JOSÉ M GARCÍA RUIZ1

JOSÉ LUIS PEÑA MONNÉ2

CARLOS MARTÍ BONO1

AMELIA GÓMEZ VILLAR3

ANA CONSTANTE ORRIOS1

MARTA ESPINALT BRILLAS4

1 Instituto Pirenaico de Ecología, CSIC, Campus de Aula Dei, Apartado 13034, 50080-Zaragoza2 Departamento de Geografía y Ordenación del Territorio, Universidad de Zaragoza, 50009-Zaragoza.3 Departamento de Geografía, Universidad de León, Campus de Vegazana, 24071-León.4 Sistemes i Tecnologies d´Informació i Coneixement. Hospital Universitari Arnau de Vilanova. 25198-Lleida.

© De los autores

© De la edición, Consejo de Protección de la Naturaleza de Aragón

I.S.B.N.: 978-84-89862-78-4Depósito legal: Z-1.256-2011

Edita:Consejo de Protecciónde la Naturalezade Aragón

Maqueta e imprime:Sdad. Coop. de Artes GráficasLibrería GeneralPedro Cerbuna, 2350009 [email protected]

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Índice

1. Introducción ...............................................................................................................

2. Métodos .......................................................................................................................

3. El área de estudio ......................................................................................................

4. El contexto estructural ..............................................................................................

5. El relieve......................................................................................................................5.1. Las formas estructurales ....................................................................................5.2. El relieve kárstico................................................................................................5.3. Superficies de erosión ........................................................................................5.4. Formas y depósitos de origen glaciar..............................................................5.5. Los glaciares rocosos y los fenómenos crionivales........................................5.6. La evolución de vertientes ................................................................................5.7. Terrazas, glacis y conos......................................................................................

6. Síntesis regional ........................................................................................................

Referencias......................................................................................................................

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1. Introducción

Este libro se basa en la cartografía geomorfológica elaborada por los autores parael mapa de riesgos geomorfológicos de las cuencas de los ríos Aragón y Gállego delInstituto Geológico y Minero (IGME, 1994). La cartografía original se preparó enblanco y negro y a escala 1:50,000, la cual se ha respetado para su publicación,atendiendo a la notable cantidad y calidad de la información que puede transmitirsea través de esa escala. Respecto a aquellos mapas, algunas correcciones de pequeñocalado se han introducido, junto con la distribución de colores recomendada en lacartografía geomorfológica de Peña Monné et al. (1997) para las escalas 1:25,000 y1:50,000.

La cartografía geomorfológica cuenta con excelentes precedentes en España.Todos ellos tratan de reflejar la diversidad de formas de relieve, su génesis y, enparte, su evolución. Los mapas resultantes incluyen variada información sobreformas estructurales, depósitos de ladera o de fondo de valle, y formas y depósitosrelacionados con distintos procesos morfoclimáticos. No obstante, los mapas se hanbasado en distintas leyendas, con diferentes resultados en función no sólo de lasescuelas geomorfológicas españolas sino también de los objetivos perseguidos. Conel fin de unificar criterios, la Sociedad Española de Geomorfología promovió larealización de un mapa de síntesis a escala 1:1,000,000 o 1:500,000 de España que nollegó a ponerse en práctica, aunque sí dio lugar a una propuesta de leyenda a cargode Herrero Matías et al. (1997). Paralelamente, Pellicer Corellano et al. (1997) hicieronun balance de la producción de cartografía geomorfológica en España a partir de unprimer inventario de mapas llevado también a cabo por impulso de la SociedadEspañola de Geomorfología.

Se han editado en España numerosas hojas a escala 1:50,000, en general comosoporte cartográfico de tesis doctorales, con especial desarrollo en la cuenca delEbro. Así, en el sector central de esta cuenca, atendiendo sólo a los mapaspublicados, destacan el trabajo pionero de Ibáñez (1976) sobre el Bajo Aragón, el deSoriano (1990) sobre el sector centro-meridional de la Depresión del Ebro, y el deSancho (1991) sobre el valle inferior del río Cinca. Ya en el Sistema Ibérico, elMoncayo y sus relieves próximos fueron cartografiados por Pellicer (1984).Previamente, la cartografía aportada por la Tesis Doctoral de Van Zuidam (1976)supuso una contribución especial por su magnífica edición en color. El sector centralde la Depresión del Ebro cuenta también con una excelente cartografíageomorfológica, a escala 1:100,000, elaborada por Mensua e Ibáñez (1987). Una

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síntesis de esa zona central ha sido publicada por Alberto et al. (1984), y a escala1:200,000 se ha editado el mapa geomorfológico de la provincia de Teruel (Peña etal., 1984). Buena parte de estos trabajos corresponden a una línea muy fructíferadesarrollada en el Departamento de Geografía y Ordenación del Territorio de laUniversidad de Zaragoza, caracterizada por la magnífica delineación, por suprecisión y por su capacidad para transmitir al observador una inmediata impresiónvisual de los grandes trazos del relieve. Esta escuela publicó recientemente lasíntesis del mapa geomorfológico de Aragón, inicialmente elaborada a escala1:200,000, aunque reconvertida para su publicación en torno a 1:325,000 por razonesde tamaño de impresión (Peña Monné et al., 2002).

Hacia el oeste, La Rioja ha sido objeto también de diferentes cartografíasgeomorfológicas, destacando los mapas a escala 1:50,000 de Ezcaray (Arnáez yGarcía-Ruiz, 1990), Munilla (García-Ruiz y Arnáez, 1991) y Villoslada de Cameros(García-Ruiz et al., 2007), además de otros trabajos a la misma escala,lamentablemente inéditos, en hojas del tramo riojano de la Depresión del Ebro. Paratoda La Rioja existen, por otra parte, los mapas geomorfológicos a escala 1:50,000publicados por Gonzalo Moreno (1981), aunque su diseño está poco depurado.

No faltan tampoco mapas geomorfológicos en el sector pirenaico de la cuencadel Ebro. La cartografía sistematica más antigua es la elaborada a escala 1:50,000 porBarrère (1966 y 1971), sobre 12 hojas del Pirineo aragonés y navarro. Esta cartografíarepresentó una aportación de excepcional valor por la sencillez de su diseño y porel empleo de distintos colores para representar diferentes conjuntos de formas ydepósitos, destacando sobre todo la energía de los relieves estructurales. Despuésvendrían los mapas geomorfológicos elaborados por Peña Monné (1983) sobre partede las sierras prepirenaicas catalanas y la Conca de Tremp, así como los de las sierrasprepirenaicas oscenses a cargo de Rodríguez Vidal (1986). También los llanosleridanos han sido objeto de cartografías de detalle por parte de Peña Monné (1988).La cartografía geomorfológica de los sectores más elevados del Pirineo Centralcomprende los mapas a escala 1:50,000 de Sallent (García-Ruiz, 1989) y Benasque(García-Ruiz et al., 1992). La cabecera de la cuenca del Gállego ha sido tambiénobjeto de cartografía geomorfológica por parte de Serrano (1998), centrándose sobretodo en el sector oriental del valle, y por Julián et al. (2000) en la cabecera. El ParqueNacional de Ordesa y Monte Perdido dispone de cartografía geomorfológica aescala 1:25,000 elaborada por García-Ruiz y Martí-Bono (2002). El valle del Éseracuenta asimismo con contribuciones de Chueca (1993), Julián y Chueca (2002) yChueca y Julián (2008).

La zona de estudio comprende las hojas del Mapa Topográfico Nacionalnúmeros 118 (Zuriza), 144 (Ansó), 145 (Sallent), 175 (Jaca) y 176 (Sabiñánigo),correspondientes básicamente a las cabeceras de los ríos Aragón y Gállego. Se trata,por lo tanto, de un sector del Pirineo aragonés que incluye varias de las principalesunidades morfoestructurales de esta cordillera.

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2. Métodos

La elaboración de los mapas geomorfológicos que acompañan a esta memoria seha desarrollado en cinco fases fundamentales: (i) cartografía preliminar sistemáticaa partir de la fotografía aérea, (ii) trabajo de campo, (iii) revisión intensiva posteriorde la cartografía, (iv) selección de la leyenda definitiva y (v) digitalización de losmapas.

(i) Para la realización de la cartografía preliminar ha sido necesario recopilartoda la información existente, mucha de ella de los propios autores del trabajo, sobreestas 5 hojas 1:50.000. Además ha sido preciso organizar la información geológica,que ha servido para crear la base litológica y estructural del mapa geomorfológico.Una parte muy importante del trabajo estuvo ocupada por la fotointerpretación. Seemplearon para ello las fotos aéreas del año 1957 a escala 1:33,000 y las del año 1980a escala 1:18,000, a partir de las cuales se hizo una primera cartografíageomorfológica con diseño manual a escala 1:50,000, siguiendo los símbolosaplicados a los mapas de Sallent (García-Ruiz, 1989) y Benasque (García-Ruiz, 1992),aunque sin emplear colores.

(ii) El trabajo de campo ha seguido las pautas habituales de la metodologíageomorfológica clásica y ha comprendido etapas muy diferentes, puesto que losautores han incorporado a los mapas experiencias de campo desde comienzos de losaños setenta. En particular se ha aunado información procedente de tres líneas detrabajo:

- En primer lugar, los estudios sobre glaciarismo, que han contribuido aidentificar no ya las formas (más fácilmente cartografiables a partir defotografía aérea) sino sobre todo los depósitos, que habitualmente requierenuna aproximación más de terreno, en especial en las áreas terminales, donde lonormal es que el frente de los glaciares se identifique por depósitos cuyatopografía aparece muy difuminada. Además se ha contado con datacionesmediante 14C y OSL (optically stimulated luminiscence) que han permitidoestablecer una secuencia razonable de los grandes episodios glaciares duranteel Pleistoceno Superior.

- En segundo lugar, los estudios llevados a cabo sobre dinámica de vertientes yerosión del suelo, que tuvieron lugar en los años ochenta en el sector del flyschy, en menor medida, en otros ambientes subalpinos de alta montaña. Portratarse de fenómenos de detalle (cicatrices de flujos de derrubios, incisiones,terracillas, deslizamientos superficiales, entre otros), requirieron unaaproximación de campo para testar su presencia y, a la vez, para comprobar suidentificación a través de la fotografía aérea. Posteriormente, tales estudios seprolongaron desde comienzos de los años noventa con estaciones y cuencasexperimentales, que permitieron interpretar el papel de las relaciones entreusos del suelo, erosión y dinámica fluvial.


- En tercer lugar, los trabajos sobre depósitos cuaternarios (terrazas fluviales yglacis), que se habían abordado tímidamente hasta ahora y que necesitabanuna perspectiva cartográfica de síntesis y un intento de correlación con losdepósitos de origen glaciar.

(iii) Estas tres líneas han sido la base fundamental para la elaboración de lacartografía geomorfológica, junto con el marco estructural que era conocido a travésde las visitas al campo y la bibliografía y que pudo ser fácilmente identificablemediante la fotointerpretación. Otros elementos del relieve, como las formaskársticas o los niveles antiguos de erosión, aun siendo importantes, no fueron objetode análisis individualizados.

(iv) Aunque se elaboró una leyenda preliminar basada en la utilización delblanco y negro para las representaciones cartográficas, la necesidad de aplicar elcolor para su publicación hizo que se replanteara la leyenda, que fue enriquecidacon la información litológica, que da color al sustrato rocoso. Esta es unainformación muy simplificada, destacando el papel de la litología y señalandosolamente algunos elementos estructurales de valor morfológico. Se ha adoptado engran parte la propuesta de leyenda de cartografía geomorfológica de Peña Monné etal. (1997), aunque adaptándola con sus correspondientes colores a la zona deestudio. Una vez establecida una leyenda que sirviera para el conjunto de lasdiferentes unidades de relieve que se reparten entre las cinco hojas geomorfológicas,pudo procederse a la preparación definitiva de los originales para la imprenta.

(v) Finalmente se han digitalizado los mapas mediante el programa FreehandMX siguiendo los parámetros de la leyenda. Para ello se utiliza una primera capadonde se digitalizan los datos litológicos y estructurales, basados en la informacióngeológica. Una segunda capa se destina a la red fluvial y en otras posteriores seaportan los restantes elementos geomorfológicos. Se han incorporado al mapa treselementos visuales básicos: signos individuales, líneas y superficies. Los signosindividuales se refieren a la representación de formas de detalle, generalmenteaisladas en el espacio. Es el caso, por ejemplo, de las dolinas, los campos de lapiazlas incisiones en barrancos, los cambios bruscos de pendiente en los barrancos o losdeslizamientos superficiales. Las líneas incluyen la red fluvial, las divisorias y, demanera destacada, las líneas maestras del relieve estructural, sobre todo los escarpesy frentes de cuesta, así como frentes de cabalgamiento y fallas. También serepresentan como líneas los circos glaciares o los límites de las artesas glaciares. Lassuperficies, delimitadas por líneas se refieren a depósitos glaciares, fluviales y deglacis, cada uno de ellos rellenados con distintos colores para facilitar suidentificación. Otras superficies bien delimitadas corresponden a antiguos nivelesde erosión colgados en las divisorias o formando hombreras encajadas en los vallesfluviales. Finalmente, el fondo de cada uno de los mapas está ocupado por coloresque reflejan los dominios morfoestructurales, sin entrar en demasiados detalleslitológicos que harían más compleja la lectura de los mapas geomorfológicos. A


nivel metodológico se intenta poner en evidencia las zonas sin recubrimientocuaternario, en donde se mostrará directamente la capa litológica, frente a loscolores de relleno cuando haya un recubrimiento por formaciones superficialescuaternarias. Es importante señalar además que, para los depósitos fluviales y losglacis, se aporta también información cronológica (cronología relativa) al distinguir,mediante colores, los diferentes niveles cuaternarios. No se ha seguido el mismoprocedimiento para los depósitos glaciares porque, aunque algunos están yadatados en los valles principales (Aragón y Gállego), no ocurre lo mismo en losdemás valles, y no es fácil seguir los depósitos desde la zona terminal hasta lascabeceras.

3. El área de estudio

Se presentan a continuación los rasgos más destacados de la topografía, el clima,la hidrología, los usos del suelo y la cubierta vegetal, de interés para explicarmuchos de los aspectos de la dinámica geomorfológica actual.

El área de estudio comprende las cabeceras de los valles del Aragón y delGállego con su red de afluentes (entre otros, los valles de los ríos Veral, AragónSubordán, Osia, Estarrún y Lubierre, en el primer caso, y Aguas Limpias, Escarra,Caldarés y Aurín, en el segundo), incluidos en las hojas números 118 (Zuriza), 144(Ansó), 145 (Sallent), 175 (Jaca) y 176 (Sabiñánigo). Se trata, por lo tanto, de unrelieve de montaña en la transición entre el Pirineo Occidental y el Central. Confrecuencia, este territorio ha recibido el nombre de Alto Aragón Occidental, que esel que empleamos en el presente trabajo. Desde un punto de vista administrativoincluye dos comarcas: la Jacetania, centrada en la cuenca superior del río Aragón ycon capital en Jaca, y el valle de Tena, centrado en la cabecera del río Gállego y concapital en Sabiñánigo, si bien ambas comarcas desbordan por el sur los límites aquíestudiados.

El relieve muestra un gran desarrollo altitudinal, con picos y divisorias quesuperan frecuentemente los 2000 m s.n.m. En la cuenca del río Aragón, por ejemplo,las Sierras Interiores forman una alineación continua, extraordinariamente abrupta,que se eleva hasta los 2670 m en el Pico de Bisaurín, 2640 m en el Pico de la Gargantay hasta 2886 m en el Collarada, mientras los sectores más bajos no llegan a 500 m enel embalse de Yesa, es decir, una energía de relieve próxima a 2400 m en distanciasde unos pocos kilómetros. En el caso del Valle del Gállego, las cumbres máselevadas superan los 3000 m en Balaitus (3151 m), Infierno (3100 m) y Argualas(3046 m), en el macizo de Panticosa y aledaños, pero en la prolongación hacia el estede las Sierras Interiores son también frecuentes altitudes de más de 2500 m: PeñaRetona (2718 m), Peña Telera (2764 m), Tendeñera (2853 m). En su extremomeridional, antes de abandonar la Hoja de Sabiñánigo, el río Gállego registra una


altitud inferior a 800 m, lo que da lugar a una energía de relieve en torno a 2000 m.Se trata, por lo tanto, de un relieve caracterizado por las fuertes pendientes, a vecescon escarpes de notable desarrollo vertical, y consiguientes encajamientos de la redfluvial.

El eje de relieve principal en la zona de estudio son las Sierras Interiores, queforman una prolongada alineación, generalmente muy estrecha que se dirige deoeste-noroeste a este-sureste, solamente interrumpida por el paso de la red fluvial,que forma estrechos pasillos o gargantas al atraversarla. Más al norte la divisoriacon Francia es altitudinalmente más modesta, excepto en el sector oriental de lacabecera del río Gállego, prolongación hacia el norte del macizo de Panticosa. Entodo caso, los relieves situados al norte de las Sierras Interiores presentan unamayor desorganización en macizos aislados que se elevan bruscamente desde elfondo del valle, como es el caso de Peña Foratata (2295 m) o el Pico Anayet (2550 m).

Al sur de las Sierras Interiores el relieve desciende escalonadamente por mediode una serie de divisorias alomadas desde 2200 m hasta unos 800-1000 m, momentoen que se abre un amplio valle de unos 5 kilómetros de anchura, orientado de oestea este y con formas de relieve mucho más suaves. En su sector occidental (de Jacahacia el oeste), este valle recibe el nombre de Canal de Berdún, prolongándose hastala cuenca de Pamplona. Entre Jaca y Sabiñánigo recibe el nombre de Val Ancha ycontinúa luego con una dirección hacia el este-sureste por el valle del río Basa. Losrelieves que quedan al sur de este gran valle son apenas visibles en las hojas de Jacay Sabiñánigo, donde el relieve vuelve a presentar importantes contrastes y abruptosescarpes en los pequeños macizos de Oroel (Peña Oroel, 1769 m) y San Juan de laPeña (Monte Cuculo, 1552 m).

La red fluvial presenta notables diferencias entre las cuencas del Aragón y delGállego. El río Aragón sigue una clara dirección norte-sur (después de un cortotramo en cabecera con dirección noroeste, en el valle de Astún), pero a partir de Jacagira hacia el oeste siguiendo la Canal de Berdún. En este tramo este-oeste recibe asus más importantes afluentes altopirenaicos, que se le incorporan por la derecha,primero el río Lubierre (valle de Borau) y después el Estarrún (valle de Aísa), el Osia(valle de Aragüés), el Aragón Subordán (valle de Hecho), el Veral (valle de Ansó) yel Esca (valle de Roncal), este último ya fuera de la zona de estudio. Aguas abajo deJaca el río Aragón también recibe por la izquierda algunos afluentes, pero son demucha menor entidad. Por su parte, el río Gállego no presenta cambios de cursodesde su cabecera hasta el límite meridional de la Hoja de Sabiñánigo, atravesandola amplia vallonada de la Val Ancha sin alterar su trazado.

Un rasgo común a los estudios desarrollados sobre el clima de esta región es sudefinición como un área de transición entre el clima atlántico y el mediterráneo, conalgunos visos de continentalidad debido al relativo alejamiento de las masasmarítimas (Puigdefábregas, 1966; Puigdefábregas y Creus, 1976; Creus, 1983;Cuadrat, 1999). Esta transición tiene lugar en un doble gradiente norte-sur y oeste-


este. El primero se debe a la progresiva pérdida de altitud desde los relieves máselevados próximos a la divisoria con Francia y desde las Sierras Interiores. Elsegundo es una consecuencia del alejamiento respecto a las masas de aire máshúmedas y frescas del Atlántico y la creciente influencia mediterránea hacia el este.La distribución de las temperaturas guarda, de hecho, una relación estrecha con laorganización espacial del relieve, aunque lamentablemente la red de observatorios,demasiado concentrada en los fondos de valle, representa un grave problema parael estudio de los climas de montaña. Garcia-Ruiz et al. (1985) estimaron el gradientetérmico altitudinal para el Pirineo Cental en 0.6ºC cada 100 m. Para las cuencas delAragón y del Gállego, De la Riva (1997) estableció gradientes térmicos mensuales,llegando a la conclusión de que el gradiente es notablemente inferior en otoño-invierno (0.3 ºC por cada 100 m entre noviembre y enero) que en primavera y verano(0.6 ºC por cada 100 m entre febrero y agosto), debido, con seguridad, a lasinversiones térmicas que con frecuencia se producen en los fondos de valle yparticularmente en la Canal de Berdún y Val Ancha (Puigdefábregas, 1970). A unavaloración muy similar llegó López-Moreno (2006), especialmente para lastemperaturas mínimas (valores extremos de 0.39 y 0.77 ºC por cada 100 metros endiciembre y agosto, respectivamente). La isoterma anual fue situada a 2726 m porDel Barrio et al. (1990) y a 2924 m por De la Riva (1997), aunque estos datos debenser tomados con cautela dada la ausencia de estaciones termométricas por encimade 1600 m. Las temperaturas medias más elevadas se registran en los observatorioslocalizados en la Canal de Berdún (Artieda, 11.8 ºC; Jaca, 11.4 ºC), experimentandoun progresivo descenso hacia el norte (Hecho, 9.4 ºC; Canfranc, 8.4 ºC; Panticosa, 6.2ºC). En la cota de 1600 m son frecuentes mínimas diarias de –13 ºC y valoresextremos de hasta –17 ºC, con notable amplitud térmica diaria, que explica lafrecuencia de los ciclos de hielo y deshielo (García-Ruiz et al., 1985).

Respecto a las precipitaciones, su distribución muestra una mayor complejidaddebido a la existencia de barreras orográficas. La más importante de ellas es laformada por la alineación de las Sierras Interiores, que dejan al norte un territoriomás húmedo, de marcada influencia oceánica, sobre todo en la cabecera del ríoAragón (Canfranc, 1842 mm) (Montserrat, 1971a). Al sur de las Sierras Interioresexiste una notable relación entre precipitaciones medias y altitud, siguiendo ungradiente de 1.42 mm m-1 en los valles occidentales, y de 1.19 mm m-1 para losorientales (De la Riva, 1997). En general, las estaciones situadas en la Canal deBerdún y la Val Ancha registran valores entre 750 y 850 mm (Artieda, 737 mm;Javierregay, 789 mm; Jaca, 854 mm), mientras que algo más al norte losasentamientos ubicados en los fondos de valle registran entre 1000 y 1300 mm(Ansó, 1153 mm; Hecho, 1211 mm; Aragüés del Puerto, 1255 mm; Aísa, 1100 mm;Castiello de Jaca, 1027 mm). La distribución estacional muestra un largo periodohúmedo desde noviembre a junio al norte de las Sierras Interiores debido a lainfluencia oceánica, con pico invernal bien marcado en la cabecera del Aragón. El


resto del territorio presenta dos máximos equinocciales, con un mínimo secundarioen invierno que se acentúa hacia el este y un mínimo principal en verano que sóloocasionalmente llega a producir un periodo seco.

No son infrecuentes los eventos pluviométricos de gran intensidad, si bien, engeneral, no pueden compararse a los que ocurren más al este por influencia de labaja presión mediterránea en otoño (Martí-Bono y Puigdefábregas, 1983). Así,Canfranc cuenta con once registros de más de 100 mm en 24 horas y un registromáximo de 156 mm. En otros observatorios, los registros máximos en 24 horas sonclaramente inferiores: Hecho, 131.5 mm, 112 mm en Javierregay, 105 mm en Ansó y84 mm en Jaca. García-Ruiz et al. (2000b) demostraron que no existe ningunatendencia espacial en la distribución de los valores máximos. Por ello, la ocurrenciade eventos extremos es posible en cualquier punto del territorio, como lo confirmala catástrofe del barranco de Arás, junto a Biescas, en el valle del Gállego, donde seestimaron en torno a 220 mm en poco más de una hora en condiciones de elevadahumedad atmosférica y fuerte inestabilidad termodinámica (White et al., 1997).

Por su importancia hidrológica y geomorfológica destaca la presencia de unextenso manto de nieve entre los meses de noviembre y mediados de junio (López-Moreno y García-Ruiz, 2004), con rápida fusión después de abril. López-Moreno(2005) demostró que, al menos durante la segunda mitad del siglo XX, existe unatendencia regresiva en la acumulación de nieve debido al descenso de laprecipitación constatado entre diciembre y marzo. La isoterma de 0 ºC de noviembrea marzo se localiza a 1549 m de altitud en la cuenca del río Aragón y a 1635 m en lacuenca del río Gállego (García-Ruiz et al., 1985), de manera que a partir del umbralde 1600 m es donde se crea la reserva de nieve invernal.

Debido precisamente al proceso de acumulación y de fusión nivales, la redfluvial principal se caracteriza por caudales bajos y constantes durante todo elinvierno y la primera mitad de la primavera, y aguas altas en la segunda mitad dela primavera, cuando la fusión se une al recrudecimiento de la actividad frontal(García-Ruiz et al., 2001). El verano soporta periodos relativamente intensos desequía, mientras el otoño registra un máximo secundario a veces relacionado conimportantes avenidas.

Los usos del suelo han transformado profundamente la distribución de lacubierta vegetal y los rasgos fundamentales del paisaje. Originalmente, laorganización espacial de la vegetación estaba condicionada por el relieve y sualtimetría, de manera que la existencia de varios pisos era la característica másdestacada. No obstante, la exposición (solana/umbría) y la litología introducíanvariaciones locales de gran importancia, además de formaciones azonales como losbosques de ribera. Así, pueden distinguirse (Montserrat, 1971b; De la Riva, 1997):

(i) El piso alpino, entre 2200 y 2600 m, dominio de pastizales de alta montañaalternando con áreas pedregosas, con una estación vegetativa muy corta. Es un pisomuy poco alterado por la gestión humana, sujeto a una baja presión ganadera en


julio y agosto. Por encima de 2600-2700 m, el piso nival, que ocupa una superficiemuy reducida en torno a las cumbres más elevadas, está representado porafloramientos rocosos y acumulaciones de bloques y derrubios.

(ii) El piso subalpino, entre 1700 y 2200 m, ocupado en general por bosques de pinonegro (Pinus uncinata) y matorrales diversos (Juniperus nana, Rhododendrumferrugineum). Gran parte de este piso fue transformado durante las edades Media yModerna para ampliar la superficie de pastos de aprovechamiento estival, comodemostró Montserrat (1992) a partir de los sedimentos acumulados en el ibón deTramacastilla. Este cambio de cubierta vegetal tuvo, como se verá más adelante,enormes consecuencias desde el punto de vista de la dinámica hidromorfológica deladeras. Tradicionalmente, el piso subalpino fue recorrido desde el mes de junio hastafinales de septiembre por grandes rebaños de ganado lanar que, desde primeros deoctubre, descendían en su mayoría hasta la Depresión del Ebro (Bardenas, Monegros,Ribera del Ebro) para pasar la estación fría siguiendo el clásico sistema trashumante.En la actualidad, el descenso de la presión ganadera desde los años sesenta del pasadosiglo permite la recuperación del bosque en determinados lugares, como puedeobservarse, por ejemplo, en la cabecera del río Aragón Subordán.

(iii) El piso altimontano llega hasta 1700 m, con pinares de Pinus sylvestris,abetares y hayedos, a veces formando bosques mixtos (Selva de Oza, en el valle delAragón Subordán) y otras veces en formaciones más homogéneas marcadas por laexposición, de manera que los pinares tienden a ocupar las solanas y los hayedos lasumbrías más expuestas a los vientos atlánticos. Este piso ha sido frecuentementeexplotado para la extracción de madera, a pesar de lo cual conserva una elevadadensidad y continuidad de las masas forestales. Algunos de los bosques sonrelativamente jóvenes (menos de 40 años), con una gran homogeneidad en la edadde los árboles, reflejando una recuperación reciente de antiguos espacios forestales.Durante los momentos de mayor presión demográfica, algunos suelos situadoshacia 1700 m llegaron a estar cultivados con centeno; eran los llamados panares,formando bancales ligeramente pendientes, casi siempre sobre suelos asentados endepósitos morrénicos. En la actualidad están colonizados por pastizales que suelenenlazar frecuentemente con el piso subalpino.

(iv) Los pisos mesomontano y mesomediterráneo están ocupados por robledalesde Quercus pubescens en los ambientes húmedos y quejigales de Quercus faginea ensolanas más secas. En el sur de la zona de estudio, sobre terrazas y glacis de la Canalde Berdún y la Val Ancha, eran también frecuentes los carrascales de Quercusrotundifolia, que también penetraban hacia el norte por las gargantas fluviales, conescaso suelo y muy venteadas (Boca del Infierno en el río Aragón Subordán;Garganta de Villanúa en el río Aragón), donde podían competir con otras especiesmás exigentes en suelos profundos y húmedos.

Los pisos mesomontano y mesomediterráneo son los que han soportado lamayor presión agrícola, especialmente en las vertientes solanas, donde era posible


el cultivo de trigo y cebada hasta unos 1550-1600 m de altitud. Esa presión implicóla transformación de la cubierta vegetal original, de la que quedan pequeños restosdispersos. Por ejemplo, muchos quejigales se han reducido a ejemplares aislados oformando pequeños grupos entre antiguos campos de cultivo, o se presentan comobosquetes adehesados donde se resguardaba el ganado mayor en invierno(Boalares). También los carrascales han experimentado una gran regresión, demanera que sólo quedan bosques residuales en algunos linderos entre campos o enlos alrededores de la Foz de Biniés, en el río Veral. Muchos de los carrascales fuerontransformados en campos de cereal a los largo del siglo XX, como sucedió en losalrededores de Berdún. En la actualidad, tanto la Canal de Berdún como la ValAncha se hallan ocupadas por campos de cultivo sobre glacis y terrazas, separadospor pequeños escarpes acarcavados.

La eliminación de muchos pinares, robledales y quejigales obedeció a lanecesidad de cultivar todas las laderas posibles ante el aumento de la presióndemográfica desde mediados del siglo XVIII hasta que se alcanza el máximopoblacional a mediados del XIX. De esta forma, las solanas por debajo de 1600 ms.n.m. fueron cultivadas mediante campos pendientes con un pequeño muro y saltofinal (frecuentes sobre todo en los valles de Hecho, Aísa, Aragüés y Borau), bancalesllanos o ligeramente pendientes con muros de piedra seca (habituales en el valle delGállego y en algunos sectores del valle de Ansó), o incluso campos de agriculturanómada o itinerante que representaban la manera más marginal de obtener unbeneficio inmediato mediante el desbroce de una parte del monte (generalmentecomunal), la quema lenta de los matorrales en montones cubiertos de tierra y laposterior distribución de las cenizas por el campo como único sistema defertilización (Lasanta, 1989). Estos campos de agricultura nómada, conocidos en laregión como articas, se cultivaban durante dos o tres años seguidos y se dejabanluego en un barbecho muy largo, de hasta 30 años, para permitir la recuperación delmatorral e iniciar entonces un nuevo proceso de desbroce, quema y cultivo. Adiferencia de otros tipos de campos, que contaban con sistemas de drenaje paradesviar lateralmente las escorrentías, o con muros en la parte baja, las articascarecían de sistemas de conservación del suelo, dado su carácter efímero (Lasanta etal., 2006).

Desde comienzos del siglo XX y, en particular desde los años cincuenta, elabandono de tierras de cultivo en laderas se convirtió en el fenómeno másimportante en las montañas mediterráneas (Lasanta, 1988). En el Pirineo afectóprimero a las articas y luego a los campos en pendiente y los bancales, debido nosólo al descenso de efectivos demográficos, sino también a la imposibilidad deintroducir maquinaria agrícola. Lo cierto es que en un plazo de tiempo muy cortolas laderas dejaron de cultivarse y entraron en una fase de colonización vegetal muycompleja, condicionada por los tipos de campos, la calidad de los suelos, laproximidad o alejamiento respecto a los núcleos de población y el pastoreo posterior


al abandono. Algunos campos pasaron pronto a estar ocupados por matorralesdensos e incluso por bosques más o menos densos, mientras otros han permanecidomás tiempo cubiertos de herbáceas y explotados a diente por el ganado. Otroscampos han llegado hasta hoy con una capa superficial de piedras que dificulta lacolonización vegetal y que da idea de las condiciones en que se cultivaban muchasladeras y de la erosión que han experimentado muchas de ellas antes y después deabandonarse. Finalmente, muchas laderas antiguamente cultivadas, incluso cuencasenteras, fueron sometidas a reforestación por iniciativa de organismos públicos, conel fin de acelerar el ritmo de recuperación de la cubierta forestal y proteger el suelo(Ortigosa et al., 1990), con resultados muy variables. En todo caso, es fácil imaginarque estos cambios de uso del suelo, producidos en un plazo de tiempo muy rápido,con variaciones importantes en la cubierta vegetal, han tenido profundasrepercusiones en la dinámica hidromorfológica de las laderas en montaña media yhan contribuido también a modificar la morfología de los cauces fluviales, como seseñalará más adelante.

4. El contexto estructural

Este apartado trata de explicar de manera sencilla los rasgos más destacados dela estructura geológica del Pirineo y de su litología, de manera que sirvan de basepara comprender muchos aspectos del relieve y la organización de la cordillera engrandes unidades morfoestructurales. Lo primero que destaca es el hecho de que laCordillera Pirenaica se estructura en dos unidades de edad, tectónica, litología yrelieve muy diferentes, dentro de las cuales pueden establecerse otrassubdivisiones. El eje central de la cordillera lo ocupa el Pirineo Axial, de edadpaleozoica y deformado por el plegamiento herciniano. A ambos lados de este eje,al norte y al sur, se desarrolla el Pirineo alpino, formado por un conjunto dealineaciones con sedimentos mesozoicos y terciarios plegados en diferentes fases dela tectónica alpina. Las dos unidades se hallan bien representadas en la zona deestudio y son testigos de la complejidad de la cordillera (Soler y Puigdefábregas,1970; Puigdefábregas, 1975; Teixell, 1992).

El Pirineo Axial incluye sedimentos silúricos, devónicos, carboníferos ypérmicos. El Silúrico, básicamente formado por pizarras ampelíticas, solamenteocupa una pequeña extensión en la Hoja de Sallent (Ríos Aragüés et al., 1987). En elDevónico destacan las calizas, como en Peña Foratata, Tobazo y Los Arañones, y laspizarras o pelitas negras con estratos arenosos. Tienen una potencia estimadasuperior a 500 m. El Carbonífero se halla dominado por esquistos, a veces con capasde antracita, correspondientes al Westfaliense, lo que ha permitido algunasexplotaciones locales de carbón aguas arriba de El Formigal, con algunos bancos decalizas. La orogenia hercínica tuvo lugar a finales del Carbonífero (Westfaliense


Superior) (Bixel et al., 1985), generando estructuras intensamente plegadas, confuertes imbricaciones, especialmente en los contactos entre las pizarras y el resto delos sedimentos, con la estructura vergente hacia el sur y suroeste.

De finales del plegamiento herciniano es la configuración de importantesbatolitos graníticos junto a restos de manifestaciones volcánicas de variadaintensidad. En el extremo nororiental de la zona de estudio aparece el macizo dePanticosa, que es un plutón con estructura concéntrica (Vidal Romaní et al., 1983)con cuatro unidades de granitoides: monzogranito de biotita, granodiorita clara,granodiorita oscura y gabro-diorita con cuarzo (Debon, 1980), todas ellas afectadaspor una intensa filonización. En torno a este macizo aparece una aureolametamórfica de contacto, con cuarcitas, pelitas y mármol (Marmolera del Infierno).Esta intrusión granítica es claramente post-herciniana, pues los pliegues de laorogenia herciniana se hallan cortados por el batolito, sin que éste o sus filones sevean afectados. Posteriormente se produce la sedimentación del Pérmico, en claradiscordancia con los sedimentos carboníferos; se caracteriza por la presenciadominante de areniscas, arcillas y conglomerados de color rojizo. Estasedimentación tuvo lugar en medios continentales (abanicos aluviales en cuencasintramontanas), en un contexto tectónico distensivo que propició episodios devulcanismo. Es el caso del Pico de Anayet, al noroeste de Formigal, entre los vallesdel Aragón y del Gállego, constituyendo un dique volcánico de caráctercalcoalcalino (andesitas), con sus correspondientes coladas andesíticas hacia el oestey el sureste, intercaladas entre los estratos pérmicos (Ríos Aragüés et al., 1987). De lamisma época son las coladas volcánicas calcoalcalinas de Campo de Troya emitidasdesde el Midi d’Ossau. Otro afloramiento volcánico importante se localiza en lacabecera del río Aragón Subordán, donde una colada de andesita de unos 25-30 mde potencia da lugar al umbral glaciar y escarpe de Agua Tuerta.

La zona pirenaica pasa a ser de nuevo una cuenca sedimentaria marina desde latransgresión del Cretácico Superior, inicialmente con ambiente de plataformacostera (sedimentación de calcoarenitas y calizas compactas) y progresivamentemás profunda (margocalizas y areniscas del Maestrichtiense o Areniscas deMarboré), litologías muy abundantes en la Hoja 118, Zuriza (Ramírez Merino yGarcía Sansegundo, 1994). Estas areniscas, con una pátina de color pardo claro,forman buena parte de los escarpes en la cara norte de las Sierras Interiores,aumentando su potencia hacia el este, mientras que hacia el oeste son sustituidaspor cambio lateral de facies por las margas de Zuriza. Los primeros indicios de lacompresión alpina se manifiestan ya a finales del Cretácico Superior, de manera quedurante el Paleoceno la sedimentación se desplaza hacia el sur, en la llamada cuencasurpirenaica. En ese momento la sedimentación se compone sobre todo de calizas ydolomías masivas en ambientes de plataforma. Esta sedimentación eocena sedispone ya discordante sobre el Cretácico, confirmando que los primerosmovimientos pirenaicos, aún de escasa relevancia, son anteriores al Eoceno (Soler y


Puigdefábregas, 1970). En zonas distales de la cuenca surpirenaica, la sedimentacióneocena se caracteriza por el predominio de flysch y margas, el primero sobre taludesabisales y las segundas en la parte más profunda y alejada de la cuenca. El flysch,que está muy representado inmediatamente al sur de las Sierras Interiores (Hojas144, 176 y 177: Ansó, Jaca y Sabiñánigo, respectivamente), está constituido pordelgadas capas de areniscas granodecrecientes y margas, siguiendo el esquemaclásico de las turbiditas, formadas por corrientes de fango aportadas desde elcontinente y depositadas en un talud distal según el tamaño de las partículas. Tieneuna potencia de 4000 a 4500 m. En general, las capas de margas se hacen másdelgadas hacia el oeste, de manera que en el valle del río Veral la resistencia delflysch es mayor debido al predominio de las areniscas. Ocasionalmente,interestratificadas dentro del flysch aparecen megacapas calcáreas que destacanbien en el relieve por su mayor resistencia. En la Hoja de Ansó se han llegado adiferenciar hasta 8 megacapas (Teixell et al., 1987); es el caso de La Espata, la capaque desde el valle de Ansó atraviesa el valle de Hecho (Sierra de los Dos Ríos) y laque corta los cursos finales de los ríos Romanciete (valle de Urdués) y Osia (valle deAragüés). Más hacia el sur, el flysch pasa lateralmente a margas conforme se aleja lafuente de sedimentación, depositándose de forma masiva con algunasintercalaciones poco potentes de areniscas calcáreas y de dolomías. Las margastienen una potencia aproximada de 1500 m.

El plegamiento alpino se manifiesta mediante movimientos gravitacionales queafectan a los sedimentos mesozoicos y eocenos. El levantamiento del viejo PirineoAxial hizo que los sedimentos modernos se desplazaran hacia el norte y hacia el surmediante despegues y mantos de corrimiento que originaron cabalgamientos ypliegues en cascada. Este movimiento tiene lugar a partir del Eoceno Superior o delOligoceno Inferior, pues de esta edad son los sedimentos detríticos procedentes dela erosión de los relieves recién levantados (Bixel et al., 1985). Para Soler yPuigdefábregas (1970), puede distinguirse un mínimo de tres fases tectónicas, de lasque las dos primeras son las más importantes. De lado español, la vergencia esclaramente sur, con cabalgamientos de tamaño regional. Así sucede a lo largo de lasSierras Interiores, gran anticlinorio despegado y desplazado hacia el sur, concontinuidad en el manto de Monte Perdido y Gavarnie. El contacto con el flysch,inmediatamente al sur de estas sierras, se produce por medio de una fallacabalgante en el valle del Aragón y una falla normal en el valle del Gállego (Gil Peñaet al., 1990). Por el norte, el contacto con el Paleozoico está fallado. El anticlinoriomuestra generalmente una estructura en anticlinal tumbado hacia el sur, en formade pliegue en rodilla, a veces superponiéndose varios pliegues en cascada, como seaprecia en los Aspes (Foto 1) y particularmente en la cabecera del valle de Aísa,como asimismo en el Collarada (Foto 2), mientras que otras veces presenta estratosverticales (cerca del Ibón de los Asnos y hacia Tendeñera), o plegado en pequeñossinclinales, como sucede al este del Collarada. El conjunto se encuentra atravesadopor frecuentes fallas en sentido norte-sur.



Foto 1. Rodilla de pliegue tumbado en la zona de Los Lecherines, al este de los Aspes. La imagen muestrala presencia de los dos materiales dominantes en las Sierras Interiores, las calizas y las areniscas

cretácicas. (Foto: J.M. García Ruiz).

En el flysch la estructura es extraordinariamente complicada, debido a suplasticidad, con gran frecuencia de pliegues disarmónicos y repliegues. Los plieguesaparecen vergiendo hacia el sur, a veces apretadamente organizados en cascada. Laestructura sólo puede seguirse ocasionalmente a partir de las megacapas calcáreas,que hacen las veces de niveles-guía, pero en general la ausencia de contrasteslitológicos internos dificulta el seguimiento de las grandes líneas estructurales. Elcontacto entre el flysch y las margas se produce de nuevo mediante fallascabalgantes, como se aprecia en el valle de Hecho a la altura de Javierregay.

Al sur de las margas los sedimentos presentan facies deltaica y de plataformacontinental, somera al principio y posteriormente continental, depositada estaúltima por corrientes fluviales divagantes (potentes bancos de areniscas y margas,localmente grandes acumulaciones de conglomerados) durante el Oligoceno, esdecir, inmediatamente después de las fases más importantes del plegamiento alpino(serie molásica prepirenaica). El techo de la sedimentación corresponde a unapotente acumulación de conglomerados masivos (Puigdefábregas, 1975). Las

molasas fueron posteriormente plegadas en sinclinorio por una fase posterior(Mioceno) que dejó la estructura pirenaica con sus grandes rasgos actuales. Fuera dela zona de estudio, en el extremo meridional del Pirineo, reaparecen los sedimentosmarinos de edad cretácica y eocena, plegados en un estrecho anticlinal cabalgante(Sierra de Santo Domingo, Sierra de Loarre) que se hace cada vez más amplio haciael este, constituyendo las Sierras Exteriores Pirenaicas.

En resumen, la zona de estudio cuenta con las dos grandes unidades geológicasdel Pirineo Centro-Occidental, ya definidas por Solé Sabarís (1951), Solé Sabarís etal. (1952) y Peña (1994):

(1) El Pirineo Axial o Paleozoico, intensamente plegado por la orogeniaherciniana y posteriormente por la alpina, dominado por pizarras y esquistos muyplásticos, y con potentes bancos de calizas responsables de algunos macizosaislados. Al oeste de la cabecera del río Aragón (valle de Acherito) desaparece bajolos sedimentos mesozoicos y cenozoicos de las Sierras Interiores.

(2) El Pirineo alpino, llamado también Prepirineo desde un punto de vistageológico, formado por sedimentos marinos deformados en grandes pliegues


Foto 2. El macizo de Collarada (valle del Aragón), con sus sucesivos pliegues en cascada.(Foto: J.M. García Ruiz).

cabalgantes y desplazados hacia el sur. A su vez, el Prepirineo se subdivide en variasunidades geoestructurales claramente diferenciadas por la litología y por surespuesta frente a los esfuerzos tectónicos y la erosión:

(i) Las Sierras Interiores, que forman una gran alineación de oeste-noroeste aeste-sureste, compuestas por litologías resistentes, sobre todo calizas ycalcarenitas, junto con algunos afloramientos de calizas margosas.

(ii) Las Sierras del Flysch, con estratos delgados de areniscas y margas y algunamegacapa calcárea.

(iii) La Depresión media Pirenaica, excavada en las margas eocenas, formando laCanal de Berdún y Val Ancha, también denominada Depresión InteriorAltoaragonesa.

(iv) Las Sierras del amplio sinclinorio de molasas post-orogénicas, formadas porestratos potentes de areniscas y margas continentales.

5. El relieve

Una observación general de los mapas geomorfológicos permite comprobar queexiste una relación muy estrecha entre las grandes unidades geoestructurales y lasformas de relieve. Esto es así porque la litología y la estructura condicionan no sóloel relieve, sino también los procesos dominantes en laderas y fondos de valle, tantoen la actualidad como en el pasado. Así:

(i) El Pirineo Axial muestra una notable desorganización espacial de las formasde relieve en relación con la complejidad de la estructura, que deriva de la actuaciónde las orogenias herciniana y alpina;

(ii) Las Sierras Interiores han evolucionado hacia una gran alineaciónmontañosa, de relieve muy enérgico, como corresponde al predominio de rocasresistentes e intensamente deformadas por la tectónica alpina;

(iii) Las Sierras del Flysch presentan una ausencia casi general de relievesderivados de la estructura y, en cambio, hay un predominio de formas alomadas ode vertientes rectilíneas, mientras las laderas muestran las huellas de diferentesprocesos de erosión;

(iv) Las margas que afloran al sur del flysch han evolucionado hacia un ampliovalle o depresión alargada en sentido oeste-este, vaciado por la mayor erodibilidadrelativa de esta roca. Además aparecen los típicos tonos verdosos correspondientesa los depósitos cuaternarios (glacis y terrazas);

(v) Las molasas prepirenaicas del extremo meridional de la zona de estudiovuelven a mostrar algunos rasgos estructurales, pero son de menor entidad y sedefinen, en general, por su discontinuidad.

En las páginas siguientes se estudia la distribución espacial y génesis de losdiferentes grupos de formas de relieve, para pasar posteriormente a un análisis mássintético de las unidades geoestructurales.


5.1. Las formas estructurales

Los aspectos estructurales desempeñan un papel decisivo para explicar losrasgos más destacados del relieve en las regiones montañosas. Las mayoreselevaciones tienen que ver con las grandes deformaciones tectónicas o con laresistencia de los complejos litológicos (o ambos a la vez), mientras las zonas bajasdentro de esas montañas coinciden con menores deformaciones o con rocas máslábiles. La zona de estudio es bien explícita a este respecto, de manera que en losmapas se resaltan adecuadamente las formas de mayor impacto estructural,destacando sobre todo las Sierras Interiores.

Cualquier aproximación al Pirineo desde el sur muestra la presencia destacadade una gran alineación de perfil quebrado que se prolonga desde Navarra hasta másallá de los límites entre Aragón y Cataluña. Se trata de una muralla topográfica conabruptos escarpes y gran energía de relieve. A ello contribuye la resistencia de lascalizas masivas y de las areniscas, así como el empuje vertical del levantamientoalpino. Ese relieve corresponde al frente de un anticlinorio, generalmente estrecho,aunque amplía su anchura hacia el noroeste en las hojas de Ansó y de Zuriza. Desdeel norte, el efecto es muy parecido, dejándose ver toda la serie sedimentaria en unsalto que se acerca a los 1000 m en las proximidades de Sierra Telera.

Existe, no obstante, un importante contraste entre la vertiente norte y la vertientesur de las Sierras Interiores. La cara norte muestra un escarpe vertical, sin matices,tanto en Bisaurín como en Collarada, Peña Nevera, Telera o Tendeñera, a veces conapenas escalones marcados por la diferente resistencia de los estratos aflorantes. Eseescarpe coincide en ocasiones con una disposición horizontal o sub-horizontal delos estratos, como sucede en el Ibón de Samán (cara norte del Valle de Izas), perootras veces se forman espectaculares relieves en cuesta, en parte derivados depequeños sinclinales locales dentro del complejo anticlinorio. Ése es el caso delfrente norte de Peña Retona y Peña Telera, y también los escarpes que bordean elsinclinal de Sierra Bernera y en el Castillo de Acher, que es el resto de un manto decorrimiento que ha quedado aislado sobre materiales pérmicos por erosión del restode la cobertera (Foto 3). Otras veces la estructura muestra el dominio de estratosverticales, que forman paredes limpias de varios cientos de metros de desnivel,como sucede en el Pico Tendeñera. Esta diversidad responde a la diferente forma enque la cara norte de las Sierras Interiores ha retrocedido por efecto de la erosiónremontante o de la instalación de circos con paredes erosionadas de maneraagresiva, avanzando hacia el sur en mayor o menor medida. Ocasionalmente,aunque no ha sido posible su cartografía, el trabajo de campo permite observar enla cara norte los planos de cabalgamiento, que cortan en bisel los afloramientos decalizas y areniscas, como sucede en Collarada, en el circo de Escarra o en las paredesdel Pico Tendeñera.

Hacia el sur el relieve es más complicado. En la cabecera del Valle de Aísa elanticlinorio se desglosa en una serie de escalones a modo de plataformas que en


realidad se corresponden con sucesivos pliegues cabalgantes que destacan por laresistencia de las calizas, quedando casi en horizontal el flanco superior de cadaanticlinal. En los Aspes y el Collarada el anticlinorio se muestra como un conjuntode pliegues en cascada que repiten en la vertical los afloramientos litológicos, dandola falsa impresión de que se trata de una gran acumulación de sedimentos (Foto 4).En este caso, el frente de las Sierras Interiores muestra una sucesión de grandesescarpes (calizas masivas y areniscas) separados por inclinados taludes quecoinciden con los afloramientos de calizas margosas, tal como se observa muy bienen el frente sur del Pico Collarada. Al este del río Gállego la rodilla cabalgante semuestra al sur plenamente como una gran pared sin irregularidades debidas adistintos afloramientos.

En los dos casos, vertiente norte y sur de las Sierras Interiores, los mapas de Ansóy Sallent recogen la sucesión de escarpes y sus tortuosas incurvaciones, de maneraque se siguen bien los grandes trazos del relieve.

Fuera de las Sierras Interiores la huella estructural se deja sentir sobre todo en elPirineo Axial. Allí los macizos calcáreos forman relieves escarpados, como islasrodeadas de relieves más suaves y de topografías deprimidas, coincidiendo con losafloramientos de pizarras y esquistos. Entre los macizos calcáreos destaca sobretodo Peña Foratata, rodeada de escarpes verticales que caen bruscamente sobre la


Foto 3. Sinclinal colgado del Castillo de Acher, en la cabecera del Valle del Aragón Subordán. Las calizas,en abrupto escarpe, se asientan sobre los materiales permotriásicos. (Foto: J.L. Peña).

cabecera del valle del Gállego. Forma un sinclinal colgado con sus correspondientescuestas y reversos. También sobresale el relieve en cuesta del Pico Liana (1411 m),junto al embalse de Búbal. Al sur del macizo de Panticosa las calizas paleozoicasadoptan una disposición en sucesivos relieves en cuesta escalonados, con el frentemirando al sur. La cabecera del río Aragón cuenta también con varios ejemplos derelieves escarpados a partir de los afloramientos de calizas paleozoicas, como es elcaso de la alineación del Tobazo (Candanchú). Es evidente, pues, que las calizas y,en menor medida, algunas areniscas se comportan como rocas muy resistentesdentro de un contexto paleozoico, aunque es difícil seguir con claridad suorganización estructural, controlada por la superposición de dos tectónicas, laherciniana y la alpina, y por la influencia del batolito granítico de Panticosa y depequeños volcanismos. Alrededor del macizo granítico se dispone una aureola demetamorfismo, con numerosas fallas que cambian el sentido de los buzamientos.Esa aureola está compuesta por un material muy resistente, lo que unido allevantamiento tectónico explica el que se alcancen aquí las mayores altitudes de la


Foto 4. La Sierra de Aísa (Sierras Interiores), formando un gran frente abrupto que a veces, como en elfondo del valle del Igüer, se manifiesta mediente una sucesión de pliegues tumbados que crean un relieve

escalonado. (Foto: J.M. García Ruiz).

zona de estudio (Foto 5). Por su parte, el volcanismo del Anayet da lugar a un resalteaislado por la mayor resistencia litológica.

El batolito de Panticosa ha evolucionado hacia un macizo de formas pesadas, conescasos contrastes cuando se observa desde cierta distancia, debido a suhomogeneidad litológica. Una aproximación más detallada permite apreciarprocesos de desagregación en grano y en placas, o la presencia de nerviaciones ydiques, que coinciden con una red de fracturas que fueron posteriormente soldadaspor inyección de fluídos magmáticos. Además son frecuentes las alveolizaciones ylas seudo-gnammas (Martí-Bono y Vidal-Romaní, 1981). El paso del glaciar deCaldarés y de otros menores puso de manifiesto la existencia de contrastes deresistencia que evolucionan hacia formas deprimidas (bañeras) o en resalte (dorsosde ballena).

En las Sierras del Flysch sólo se forman escarpes claramente visibles en losafloramientos de las megacapas calcáreas, que pueden seguirse a lo largo dekilómetros, a veces formando alineaciones rectilíneas (Sierra de los Dos Ríos, entre


Foto 5. En primer plano, vertiente occidental y meridional del macizo de los Infiernos, gran orlametamórfica junto al batolito granítico de Panticosa, que queda en un plano secundario. Se observa laMarmolera del Infierno y, en el fondo del circo glaciar de la derecha de la imagen, el glaciar rocoso de

Argualas. (Foto: J. Latron).

los valles de Ansó y Hecho) y otras mostrando fuertes sinuosidades. Con frecuenciaaparecen formando escarpes verticales bien destacados sobre las formas másredondeadas del flysch. Destaca entre todas la megacapa de Villanúa, de más de 200m de espesor. La megacapa que cruza el río Estarrún (Valle de Aísa) forma unpequeño estrecho que ha sido aprovechado para construir una presa de retención desedimento. También dentro del flysch deben citarse las calizas de la Foz de Biniés,que da lugar a una estrecha y profunda garganta en el río Veral. El resto del flyschapenas deja adivinar algunos rasgos de la estructura geológica, debido a la ausenciade grandes contrastes litológicos, de manera que todo ese sector evoluciona haciarelieves muy homogéneos, con vertientes rectilíneas en las que difícilmente seintercalan escarpes de mayor resistencia litológica. Por otro lado, los pliegues sonextraordinariamente complejos y cambian de sentido, forma y tamaño con rapidez.Sólo ocasionalmente se intuye la presencia de relieves en cuesta atípicos, con frentesligeramente más pendientes que los reversos, pero apenas tienen su traducción enel relieve. En el sureste de la hoja de Sabiñánigo, el cabalgamiento de Oturia semanifiesta por medio de un gran frente de cuesta en el flysch cabalgante, sobre elque se asientan otros relieves escalonados que culminan en el sinclinal de SantaOrosia.

En la Depresión Interior Altoaragonesa o Depresión Media la organizaciónestructural no puede apreciarse debido a la erosión de las margas, lo que nosignifica que no haya deformaciones. De hecho, algunos pliegues son visibles en losescarpes entre distintos niveles de glacis, y la presencia de estratos delgados dearenisca y dolomías permite deducir que la tectónica también ha jugado un papelimportante. Pero, en general no hay resaltes o escarpes que pongan de manifiesto eldispositivo estructural. Una excepción es la Cresta de los Capitiellos, entre Jaca ySabiñánigo, formada por un potente banco de areniscas que viene desde la base deSanta Orosia y que se levanta como una cresta vertical que permite dividir a ladepresión en dos partes: la Val Ancha y la Val Estrecha, ambas labradas en lasmargas eocenas (Fm Margas de Larrés y Fm Margas de Pamplona, respectivamente)(Foto 6).

En las molasas prepirenaicas la estructura vuelve a resaltar debido a loscontrastes entre areniscas y arcillas o margas y a la presencia de potentesacumulaciones de conglomerados. Estos últimos, destacan en el relieve formandolos sinclinales colgados de Oroel y San Juan de la Peña, delimitados por escarpesverticales que indican la resistencia de los conglomerados con cemento carbonático(Foto 7). El anticlinal que quedaría entre ambos ha sido ya erosionado, alcanzandola erosión hasta las margas infrayacentes en el valle de Atarés.

Por otro lado, los contrastes entre rocas duras (areniscas) y blandas (arcillas ymargas) en el relieve plegado de las molasas prepirenaicas ha evolucionado haciatípicos relieves en cuesta y crestas, alternando pequeños escarpes abruptos,generalmente de pequeña entidad pero muy marcados, y depresiones subsecuentes


que quedan bien delimitadas por la presencia de campos de cultivo. Un mayorpredominio de la presencia de arcillas cerca de Bailo hace que se forme una ampliadepresión en la que apenas destacan pequeñas crestas areniscosas.

5.2. El relieve kárstico

Tres de los mapas geomorfológicos (Zuriza, Ansó y Sallent), especialmente elprimero de ellos, contienen excelentes ejemplos de morfología kárstica, que seextiende sobre todo por las Sierras Interiores. Es allí donde la presencia de calizasmasivas (las llamadas calizas de las cumbres y las calizas paleocenas de Alano-PeñaEzcaurri) favorece el desarrollo de un karst nival, relacionado con las aguas frías dela fusión primaveral.

Ese karst se caracteriza por la presencia de un elevadísimo número de dolinas,casi siempre de reducidas dimensiones (con un diámetro inferior a 10 m en la mayorparte de los casos), pero con laderas abruptas, muchas de ellas imposibles de


Foto 6. La Depresión Interior Altoaragonesa, entre Sabiñánigo (primer plano) y Jaca, formando unaamplia vallonada modelada en las margas eocenas de la Fm Pamplona. La cresta de los Capitiellos,compuesta por areniscas, desarrolla un relieve destacado por encima de las margas y separa la Val Ancha

(a la derecha) de la Val Estrecha. (Foto: J.L. Peña).

cartografíar a escala 1:50,000. Muchas de estas dolinas se asocian a simas, de bocamuy pequeña, a modo de hundimiento brusco que conecta la superficie con la redsubterránea. Otras veces, las dolinas pueden ser de mayores dimensiones, como lasque aparecen en la Hoja de Zuriza (Foyas del Ingeniero, Hoya de la Solana, Hoyadel Collado de Hernaz, Hoya de Lazagorría), retocadas por la acción glaciar. En laHoja de Sallent también destacan por su tamaño los recuencos ocupados por losibones de Sabocos y Los Asnos, que deben tener un doble origen glacio-kárstico.

Lo normal es que la disposición de los estratos o la presencia de fracturas dirijanla localización de dolinas y simas, de manera que éstas se alinean a veces siguiendouna línea de fractura o un afloramiento especialmente favorable.

Los lapiaces, de variadas características, aparecen sobre la superficie y lasladeras de cualquier afloramiento calizo (Foto 8), originando incisiones condivisorias afiladas (Rillenkarren) o estrechos cañones (de menos de 30 o 40 cm deanchura) adaptados a la alineación de diaclasas (Strukturalkarren). Con frecuencia, laocurrencia de fenómenos kársticos es tan densa y enmarañada que se ha preferidoutilizar la expresión “karst generalizado” para aludir a este tipo de superficies condolinas, lapiaces, simas, valles ciegos y sumideros, en suma, un paisaje caótico en elque no hay líneas de drenaje que conduzcan la escorrentía y organicen el relieve.


Foto 7. Los relieves de Peña Oroel (al fondo) y San Juan de la Peña están formados por potentesacumulaciones de conglomerados que han evolucionado, por su gran resistencia frente a la erosión, hacia

escarpes abruptos. (Foto: J.L. Peña).


Foto 8. Las calizas de las Sierras Interiores se ven frecuentemente afectadas por un lapiaz muy activo queen pendientes abruptas evolucionan hacia redes paralelas de canalillos encajados. (Foto: J.M. García

Ruiz).

Ejemplos de karst generalizado aparecen en las sierras de Telera y Tendeñera, en LosLecherines, el sinclinal colgado de Bernera, Peña Agüerri, Peña Forca y ampliossectores de la cabecera del río Veral. Por el contexto en el que se produce, el karst delCastillo de Acher (Hoja de Ansó) es particularmente espectacular (Foto 9).Desarrollado a partir de las calizas cretácicas, forma un sinclinal colgado sobre laserie roja permotriásica. En su cumbre forma numerosas dolinas y simas,acompañadas de un lapiaz muy activo. Dolinas y simas tienden a localizarse sobretodo siguiendo el eje del sinclinal (Julián, 1994).

Todos los macizos karstificados en superficie cuentan también con undesarrollado karst hipogeo (endokarst) de dimensiones muy variables, en ocasionescon cavidades subterráneas de cientos de metros de longitud y profundidad ynotable circulación hidrológica. De ahí la presencia frecuente de sumideros por losque se pierden los cortos flujos hídricos de superficie, y las surgencias, querepresentan la salida al exterior de los ríos subterráneos, generalmente en losmárgenes del sistema kárstico. Según López Martínez (1983) los ríos subterráneoscirculan, en general, en el contacto entre las calizas cretácicas y eocenas y laspizarras y areniscas devónicas y carboníferas.


Foto 9. El pequeño macizo calcáreo del Castillo de Acher es un sinclinal colgado con una profusadensidad de formaciones kársticas (dolinas, simas y lapiaz) superficiales. (Foto J.M. García Ruiz).

Por otra parte, también las formaciones conglomeráticas del sinclinorio demolasas del Eoceno-Oligoceno se aprecian algunas formas de karstificación. Así, enel núcleo del pliegue de San Juan de la Peña, en el sector del Monasterio Nuevo(Hoja 177), se aprecia la existencia de una depresión de forma ovalada, con unaanchura superior a 600 m, que podría corresponder a un polje cuyo drenaje estáactualmente capturado por la red fluvial hacia el sur. Otros signos de karstificaciónde los conglomerados, como lapiaces estructurales, galerías internas y formacionestravertínicas, están patentes en toda la superficie alta de la Sierra de San Juan de laPeña.

5.3. Superficies de erosión

Las hojas de Ansó y Sabiñánigo mantienen pequeños restos aislados de antiguassuperficies de erosión, en general en divisorias de aguas suavemente alomadas enla serie flysch, con una altitud relativamente constante. Estos niveles quedanseparados por escalones situados a una altitud progresivamente menor hacia el sur.Se pueden interpretar como restos de antiguas redes fluviales de escaso desnivelque se desorganizaron al encajarse la red actual. Al norte del flysch puedenidentificarse desde lejos algunos niveles por la constante altitud del relieve (macizogranítico), si bien sólo se trata de divisorias afiladas que no pueden cartografiarsecomo verdaderos niveles. Estas superficies han sido estudiadas por diversosautores, generalmente de manera muy colateral: Casas Torres y Fontboté (1945),Llopis Lladó (1947), Fontboté (1948), que las denominan niveles de erosión openillanuras parciales, y, más recientemente, Serrano (1998).

Estas superficies no conservan ninguna clase de depósitos ni paleosuelos, por loque su cronología es muy difícil de establecer. Lo más probable es que seancontemporáneas de la sedimentación de las molasas terciarias al sur de la DepresiónInterior Altoaragonesa o de los depósitos miocenos que rellenan la Depresión delEbro. Esto tiene su lógica si se tiene en cuenta la gran altitud a la que se encuentranalgunas de las superficies de erosión y su desconexión con cualquier otra superficieo depósito situado al norte de la Depresión Interior Altoaragonesa. De acuerdo coneste planteamiento, las superficies más antiguas serían de edad oligocena ymiocena, y se habrían conservado hasta nuestros días porque ocupan posiciones dedivisorias muy poco afectadas por la erosión remontante desde los fondos de valle.A idénticas, y poco precisas, conclusiones cronológicas llegan los trabajos de Peña-Monné (1983) Rodríguez-Vidal (1986) y Sancho (1991) en las Sierras Exteriorespirenaicas oscenses y leridanas. En todo caso, la utilización de criterios altitudinalesha conducido a definir un número excesivamente elevado, sin duda irreal, deniveles de erosión. Hay que tener en cuenta que no se trata de superficieshorizontales, que además han podido verse afectadas por la tectónica reciente, por


lo que su correlación temporal es muy difícil y más teniendo en cuenta que enmuchos casos son restos aislados. Esto dificulta mucho la interrelación entresuperficies que están a más de 2000 m y otras que están poco por encima de 1000 ms.n.m. En las sierras del flysch, Martí Bono (1996) y Serrano (1998) apuntan laexistencia de indicios de al menos tres niveles diferentes. Fontboté (1948) reconocecinco niveles y algunas hombreras más locales, mientras Llopis (1947) alude a tresniveles en el valle del Aragón. Algunos de esos niveles se identifican bien en lasdivisorias principales, que siguen una dirección norte-sur, aunque suelen presentarmuchas irregularidades. No muestran ningún tipo de asociación con la red fluvial.En cambio, otros niveles aparecen como hombreras encajadas dentro de las cuencasactuales y mostrando una pendiente hacia el centro del valle; esta disposición, queaparece muy claramente en el Barranco de Otal (al este de la hoja de Sabiñánigo)indica que cuando se formaron ya se había producido un proceso de encajamientode la red fluvial.

Algunos ejemplos se localizan en las proximidades del contacto entre las sierrasdel flysch y las Sierras Interiores, en torno a 1900-2200 m, que sería sin duda el nivelmás elevado. Otro grupo de niveles de erosión está bien representado en torno a1400 m. Y, finalmente, un tercer grupo aparece en el extremo meridional de lassierras del flysch, como por ejemplo la superficie alomada que delimita por el nortea la Depresión Interior Altoaragonesa, en torno a 960-1100 m, cuya relación con losanteriores no está nada clara. Tampoco está clara la posición que ocupan las muchashombreras que aparecen en torno a 1400-1600 m. En definitiva, un enigma querequiere un tratamiento especial.

5.4. Formas y depósitos de origen glaciar

Si la estructura crea el contexto en el que se enmarcan las grandes formas delrelieve pirenaico, la actividad glaciar a lo largo del Cuaternario ha moldeado laestructura en las zonas de cumbres, ha abierto grandes valles y ha depositadoimportantes volúmenes de till glaciar. Puede afirmarse, por ello, que buena parte delrelieve muestra la herencia de la erosión y la sedimentación glaciares. La zona deestudio cuenta con algunos de los mejores ejemplos de valles de origen glaciar detodo el Pirineo, especialmente los del Aragón Subordán, Aragón y Gállego.

Los fenómenos glaciares han sido repetidamente estudiados en los valles delAragón y del Gállego debido no sólo a la nitidez de sus formas, sino sobre todo a lapresencia de depósitos laterales y frontales que han permitido discutir sobre elnúmero y edad de las fases glaciares (Penck, 1883; Panzer, 1926; Llopis-Lladó, 1947;Barrère, 1963; Martí-Bono, 1973 y 1996; Martí-Bono y García-Ruiz, 1996; Chueca etal., 1998; Serrano, 1998; Peña-Monné et al., 1998 y 2004; García-Ruiz et al., 2003;González-Sampériz et al., 2007). Los glaciares al oeste del Aragón han sido, en


cambio, mucho menos estudiados. El estudio más importante corresponde aNussbaum (1949), centrado en el valle del Aragón Subordán. Posteriormente, latesis doctoral de Martí Bono (1996) hace también extensa referencia a todos losglaciares de los valles afluentes del río Aragón. Más recientemente, García-Ruiz yMartí-Bono (en prensa a) han actualizado la localización e interpretación de losdiferentes depósitos glaciares en el valle del Aragón Subordán. En la actualidad, lainformación disponible es muy rica, como lo sugiere la abundancia de depósitosdispersos por todos los valles de la zona de estudio, y ello permite plantear unasecuencia compleja del fenómeno glaciar en el Alto Aragón occidental.

Por encima de 2000 m s.n.m. las divisorias se hallan festoneadas por unasucesión de circos que dejan entre sí afiladas crestas. Así sucede especialmente en elmacizo de Panticosa, donde las divisorias quedan reducidas a una estrecha línea deperfil dentado (Foto 10). Los circos, formando amplios recuencos donde seacumulaba el hielo, aparecen a veces sobreexcavados y con la correspondientelaguna o ibón. En torno al Balaitus y los Arrieles se desarrolla otra serie continua decircos. Y lo mismo en la cara norte de las Sierras Interiores, a veces con circos degrandes dimensiones, como es el caso del valle de Ip, en el que pueden subdividirseotros pequeños recuencos, siempre dominados por grandes paredes calcáreas. En lacara sur de las Sierras Interiores el glaciarismo fue mucho más modesto, a sotavento


Foto 10. El macizo granítico de Panticosa, con sus crestas afiladas, y los escarpes verticales que delimitancircos glaciares. (Foto: J. Latron).

de las masas de aire húmedo del norte y noroeste y en una exposición claramentefavorable a la ablación; por eso los circos glaciares aparecen de manera menoscontinua y con formas peor definidas a la vez que menos sobreexcavadas. Lacabecera del Aragón y la vertiente norte del Anayet constituyen otro importantesector con circos glaciares. Es importante tener en cuenta que aunque la altitudgeneral del área de estudio tiende a disminuir hacia el oeste, se ve compensada porel hecho de que los valles más occidentales son los que reciben más de lleno el pasode los frentes cargados de precipitaciones. En un estudio sobre la influenciahidrológica de la nieve en el Pirineo Central español, García-Ruiz et al. (1986)demostraron que la nieve retenida por encima de 2000 m s.n.m. y por kilómetrocuadrado era mucho mayor en la cuenca del Aragón Subordán que en cualquier otrovalle pirenaico.

Los circos glaciares muestran una gran variedad de formas y tamaños. Esavariedad está relacionada sobre todo con la altitud, la exposición, la litología y laestructura geológica (presencia o no de fallas) (García-Ruiz et al., 2000a). Así, esimportante tener en cuenta el papel que juega la exposición. Por debajo de 2800 m,los circos expuestos al sur son menos frecuentes que los expuestos al norte y, pordebajo de 2300 m las vertientes meridionales se ven libres de huellas de antiguoscircos y, a lo sumo, soportan pequeños retoques que tienden hacia nichos denivación. En general, los circos situados a mayor altitud tienden a ser más largosque anchos. La litología es, desde luego, muy importante para explicar la forma ytamaño de los circos: así, los circos en granito son los de mayores dimensiones, muyredondeados, generalmente sobreexcavados, mientras que en el flysch sonpequeños y cortos y comparativamente más largos, en lo cual también debe influirla baja altitud a la que se localizan todos los circos en flysch. Es decir, cuanta menores la altitud, menor es el tiempo que ha durando la presencia de hielo y por ello lasformas no alcanzan la madurez de los circos situados a mayores altitudes (García-Ruiz et al., 2000a). La influencia directa de las fracturas parece decisiva en el grancirco complejo de Piedrafita (cabecera del río Aguas Limpias), con fallas en sentidonorte-sur y oeste-este que se manifiestan en el relieve a escala local. Por suvinculación estructural, llama la atención la cubeta de la Esclusera, al sureste delBalaitus, estrechamente ligada a una fractura norte-sur. El macizo granítico dePanticosa es el sector donde la estructura parece jugar un papel más relevante:cubetas de sobreexcavación e ibones tienden a formarse allí donde se entrecruzanvarias líneas de falla (ibones de Brazato y Bachimaña). Por otro lado, la acciónerosiva de los glaciares no ha conseguido ocultar las diferencias de resistencialitológica, pues en el interior de los circos es habitual la presencia de escarpes amedia ladera o de relieves accidentados en los fondos.

A la salida de los circos glaciares existen numerosos ejemplos de umbrales queson resultado de la sobreexcavación de los fondos de circo y, en algún caso, de laerosión diferencial. Los mejores ejemplos se conservan en el granito, donde también


se han desarrollado excelentes cubetas de sobreexcavación que se suceden a lo largodel perfil longitudinal de varios valles glaciares (entre los ibones Azules y elBalneario de Panticosa). Algunas de estas cubetas se localizan en la confluencia dedos lenguas glaciares, con el consiguiente incremento de la capacidad erosiva. Así,la cubeta de los lagos de Bachimaña es una consecuencia de la unión del glaciarprocedente del Pico del Infierno y del de Bramatuero. Las formas erosivas de detalletambién se han conservado mejor en los granitos, pues los fenómenos de disoluciónsobre las calizas dificultan una prolongada conservación. De ahí que las rocasaborregadas estén mejor definidas en el macizo de Panticosa y en los alrededoresdel Balaitus. Además, aparecen numerosos ejemplos de pulimentos y estrías que,lógicamente, no han podido representarse en el mapa geomorfológico de Sallent(Hoja 145).

Los valles glaciares están bien representados. Son especialmente claras lasartesas elaboradas en el macizo de Panticosa, donde los perfiles en U se hanconservado muy bien, con laderas muy pendientes que se suavizan hacia el fondodel valle. Pero también aparecen en cualquier otro tipo de materiales: (i)Paleozoicos, a condición de que el sustrato rocoso sea resistente, como en los vallesde Canal Roya y Astún y también en la cabecera del Aragón Subordán, tanto en eltramo de Guarrinza como en el de Aguas Tuertas. Si los materiales son menosresistentes, entonces los valles son más amplios y de laderas tendidas, y apenasguardan restos de las antiguas artesas glaciares, sobre todo por la evolución en masade las laderas (cabecera del río Gállego). (ii) Mesozoicos y Cenozoicos, como el pasode los ríos Aragón y Aragón Subordán por las Sierras Interiores (gargantas deVillanúa y Boca del Infierno, respectivamente). (iii) En el contacto entre el Pirineoalpino y el paleozoico, como en el Valle de Izas (cuenca del Aragón).

En todo caso, los valles glaciares muestras rasgos inequívocos de la actividadselectiva de la erosión glaciar, de manera que tanto el perfil transversal como ellongitudinal de tales valles muestran notables contrastes que están relacionados conla diferente resistencia del roquedo. Así, la cabecera del valle glaciar del AragónSubordán se compone de un tramo muy poco pendiente y amplio en Aguas Tuertas,coincidiendo con un antiguo lago glaciar que posteriormente se rellenó desedimento, e inmediatamente aguas abajo un umbral transversal formado por elafloramiento de un dique andesítico que estrecha el valle, para de nuevo pasar a unaamplia artesa glaciar que se ve interrumpida por la presencia de olistolitos queatraviesan el valle y que han resistido bien a la erosión. Después, el AragónSubordán pasa por un estrechamiento provocado por la presencia de cuarcitas,suaviza su pendiente longitudinal en la Selva de Oza y de nuevo tiene que superarotro umbral al atravesar las Sierras Interiores. Estos cambios en el perfillongitudinal, que aparecen también en el valle del Aragón y del Gállego, sonigualmente notables en el perfil transversal: así, el paso por materiales resistentes setraduce siempre en la formación de artesas en U bien marcadas, generalmente


estrechas, mientras que el paso por materiales blandos amplía notablemente laanchura del valle, y las pendientes de las laderas pasan a ser más tendidas. Por estarazón, Llopis-Lladó (1947) define a la cabecera del valle del Aragón como un “valleganglionar” por la alternancia de calizas devónicas y pizarras.

Los afluentes principales y algunos secundarios han dado lugar a magníficosvalles glaciares colgados. Son más frecuentes en el granito, pero también haynotables ejemplos en el resto de la zona de estudio, como en los valles de Ip, Izas yCanal Roya (cabecera del Aragón) (Foto 11), separados del fondo del valle principalpor un salto de varios centenares de metros.

Otros rasgos importantes del relieve glaciar son los antiguos ibones rellenos desedimentos y las gargantas subglaciares. De los primeros hay varios ejemplos en losmapas geomorfológicos, mientras los segundos pueden identificarse másdifícilmente. Los ibones rellenos corresponden a antiguos lagos, generalmente enlos valles principales, con orígenes diversos.

El de Aguas Tuertas, en la cabecera del Aragón Subordán, es una antigua cubetade sobreexcavación sobre materiales más blandos y que se convirtió en un lago de


Foto 11. Valle glaciar colgado de Ip, en el Valle del Aragón. El valle de Ip, en la cara norte del Collarada,desarrolla una espectacular artesa glaciar que queda unos 500 m por encima del fondo actual del valle

del Aragón. (Foto: J.M. García Ruiz).

notables dimensiones en el momento en que el glaciar retrocedió a posiciones decabecera. Las aguas de fusión del glaciar, probablemente cargadas de sedimentospor la erosión de materiales pérmicos, fueron las responsables del rellenorelativamente rápido de la cubeta, hoy convertida en una superficie llana recorridapor los tortuosos meandros del río Aragón Subordán (Foto 12). Por su posición muypróxima a la cabecera, cabe deducir que la zona quedó muy tardíamente libre de loshielos, sin duda en algún momento durante el Tardiglaciar.

El antiguo lago de Biescas-Senegüé tiene un origen muy diferente: la cubeta,ligeramente sobreexcavada en el flysch, fue cerrada además por la construcción deuna gran morrena frontal que atraviesa el valle del Gállego a la altura de Senegüé.La retirada del hielo hacia aguas arriba, probablemente en torno a 30,000 años BP,como se señalará más adelante, causó la formación de un lago y su relleno,probablemente muy rápido, por las aguas de fusión glaciar. El relleno tiene unapotencia aproximada de 96 metros, según sugieren las prospecciones geofísicas ygeomecánicas efectuadas en la denominada cubeta de Oliván (Turu et al., 2007a, b),en la que seguramente estén representadas al menos dos ciclos glaciares, con unageometría similar a las descritas por sondeos mecánicos en la cubeta de Andorra.

Varios antiguos lagos ya rellenados de sedimentos se localizan cerca de ladesembocadura de valles afluentes (Martí-Bono y García-Ruiz, 1995). Así sucede,


Foto 12. En la cabecera del Aragón Subordán la cubeta de Aguas Tuertas es un antiguo lago de origenglaciar que se rellenó de sedimentos. Actualmente está recorrida por el trazado ameandrado del río

Aragón Subordán. (Foto: J.M. García Ruiz).

sobre todo, en los valles del Aragón Subordán, Estarrún, Aragón y Gállego. En todoslos casos el proceso de formación ha sido semejante: la morrena lateral bloquea lasalida del valle afluente, formando un dique o presa que crea un lago.Posteriormente es rellenado con sedimentos aportados por las aguas yuxtaglaciaresy por el torrente, de manera que en el depósito pueden distinguirse zonastípicamente glaciolacustres, con predominio de materiales muy finos e incipientesritmitas, y zonas de depósito más torrencial, con clastos heterométricos. Destaca porsu extensión el llano del Barranco del Hospital (o de la Reclusa) en el valle delAragón Subordán, junto a los de Escarrón y Bernaza. En el valle del Gállego todoslos ejemplos de obturación lateral se desarrollaron en la cubeta terminal de Senegüé,destacando los dos lagos escalonados de Aso de Sobremonte y Yosa. En el valle delAragón el ejemplo más significativo es el del Barranco de Villanúa. El interés de losdepósitos acumulados en estos lagos es múltiple, pues permiten estudiar en detallelos procesos de relleno e inferir diferentes aspectos paleoambientales, así comodatar restos de materia orgánica.

Otros lagos glaciares menores también han sido rellenados, convertidos ahora enturberas, como en la cabecera del río Gállego, algunas de las cuales han sidoanalizadas para estudiar la evolución reciente del clima y la vegetación en el Pirineo(González-Sampériz, 2006).

Respecto a las gargantas subglaciares, poco puede decirse que no seaespeculativo. Hay varios ejemplos que inducen a pensar que la garganta se formómientras el valle estuvo ocupado por el hielo glaciar: las gargantas de Santa Elena,Boca del Infierno y Villanúa. En Santa Elena el río Gállego atraviesa las SierrasInteriores por un corto desfiladero. Por encima del mismo, la artesa glaciar está bienmarcada, pero lo peculiar es que la incisión de la garganta no coincide con la partemás baja de la artesa. Según Martí-Bono (1996), eso sugiere que las aguassubglaciares estarían excavando la garganta mientras el hielo ocupaba la mayorparte de la artesa. En el caso de la Boca del Infierno, el río Aragón atraviesa lasSierras Interiores formando una amplia artesa que aparece profundamente incididapor una estrechísima garganta que originalmente debió empezar siendo subglaciary luego fluvial (Foto 13). Un ejemplo similar es el de la garganta de Villanúa, aunqueno tan acentuado porque aquí la incisión no es tan profunda.

Todos los valles glaciares principales llegaron en su zona terminal hasta el flysche incluso, como en el caso del Gállego, hasta las margas de la Depresión Media. Sinembargo, sólo en tres casos se llegaron a desarrollar auténticas cubetas terminales:Aragón Subordán, Aragón y Gállego. Son las llamadas cubetas de Hecho, Villanúay Senegüé, respectivamente. Sus glaciares tuvieron suficiente potencia como parapenetrar claramente en el sector del flysch y ampliar lateralmente las dimensionesde los valles, coincidiendo con una menor resistencia del roquedo. En los demásvalles la entrada del glaciar en el sector del flysch produjo un ligero ensanchamientodel valle a modo de retoque erosivo, como se aprecia sobre todo en el valle de


Aragüés y, en menor medida, en el valle del Aurín, menos aún en los del Veral yEstarrún.

En las hojas de Ansó (144), Sallent (145) y Sabiñánigo (177) son frecuentes losrestos de depósitos glaciares, algunos con notable continuidad y significación. Talesdepósitos permiten deducir el espesor del hielo y la máxima extensión alcanzadapor los glaciares, así como, en los mejores casos, distinguir posibles fases glaciaresdiferentes.

(i) La cubeta de Villanúa está flanqueada por depósitos morrénicos laterales quereflejan un rápido adelgazamiento de la lengua de hielo desde el momento en queel glaciar sale de las Sierras Interiores hasta que finaliza en las morrenas frontales.Justo a la salida de las Sierras Interiores el hielo debió tener un espesor de 500 m,similar al de otros grandes valles glaciares pirenaicos. Al entrar en la cubeta deVillanúa el adelgazamiento del hielo se relaciona, en primer lugar, con elensanchamiento de la cubeta y, en segundo lugar, con la aceleración de los procesosde fusión en un ambiente mucho más soleado y meridional.


Foto 13. El paso de la red fluvial a través de las Sierras Interiores se produce mediante profundas yestrechas gargantas subglaciares y postglaciares que se encajan por debajo de la artesa glaciar. En la

imagen, la Boca del Infierno y el río Aragón Subordán. (Foto: J.M. García Ruiz).

En la margen derecha, a la altura de la localidad de Aratorés, se han identificadotres cordones, de los que dos, muy próximos entre sí, tienen una clara manifestacióntopográfica, llegando a bloquear la salida de un barranco afluente, donde seformaría un pequeño lago de obturación ahora relleno de sedimentos. El tercercordón sólo puede apreciarse en el campo por la presencia de bloques morrénicosdispersos adosados a la pared del valle. En la margen izquierda también se hancartografiado tres cordones laterales, pero uno de ellos destaca por sus grandesdimensiones, formando una colina alargada que finalmente gira hacia el sureste,como queriendo enlazar con los depósitos frontales que, en número de seis arcosmorrénicos, se disponen transversalmente a la dirección del valle. Estos arcos yafueron identificados por Panzer (1926) y luego por Llopis-Lladó (1947). Este últimofue el que diferenció entre grandes (M1, M2) y pequeños arcos frontales (m1, m2, m3y m4). El arco más externo (M1), que forma una gran colina transversal de unos 80m de altura, coincide topográficamente con la terraza de 60 m del río Aragón. Elsegundo arco (m1) apenas destaca sobre la terraza de 15-20 m del río Aragón. Eltercer arco (M2) es otra colina de dimensiones similares a M1 y cierracompletamente el valle del Aragón, excepto por el sector en que es atravesada porel río. Este arco conecta sin duda con la terraza de 15-20 m del río Aragón. Aguasarriba aún se dispersan otros arcos menores (m2, m3 y m4), que enlazan con laterraza de 7-8 m (Foto 14). Los enlaces entre morrenas frontales y cordones lateralesno están muy claros, aunque parece que el arco frontal más externo (M1) serelaciona con los restos dispersos en las paredes del valle, mientras la morrenafrontal M2 se relacionaría con la gran morrena lateral de la margen izquierda. Haciaaguas arriba, los cordones laterales continúan a ambos lados del valle. En la margenderecha, en la confluencia con el barranco de Lierde, hay una potente morrena queobliga a girar hacia el sur al barranco de Lierde y cuya erosión explica la formaciónde un abanico aluvial. Esta morrena lateral vuelve a aparecer sobre un rellanoestructural calizo en la confluencia con el barranco de Lecherines, donde puedendistinguirse al menos dos cordones. Por la margen izquierda la morrena lateralreaparece en la confluencia del barranco de Villanúa, donde formó un lago deobturación.

La existencia de varios arcos frontales en la cubeta de Villanúa ha sido objeto denotables controversias entre los geomorfólogos acerca del número de glaciacionesque se hallan representadas. Para Panzer (1926) cabe hablar de dos glaciaciones, unabien representada por la morrena M1, que enlazaría con la terraza de 60 m, y la otrarepresentada por la morrena M2 que enlaza con la terraza de 15-20 m. Por su parte,Barrère (1963) consideró que sólo puede hablarse de una fase glaciar, porque enrealidad la morrena M1 no enlaza con la terraza de 60 m sino que ésta ya se habíainstalado en el valle del Aragón cuando M1 vino a empotrarse en ella. Ciertamente,no es posible discernir la conexión entre M1 y la terraza de 60 m, puesto que toda laladera se halla tapizada de vegetación y recubierta de material morrénico


derrubiado. Además, Barrère (1963) se apoya en el hecho de que en el vecino valledel Gállego la terraza de 60 m se halla completamente desconectada de los depósitosglaciares. Las dataciones efectuadas recientemente mediante OSL (García-Ruiz et al.,enviado) han aclarado el problema: la morrena M1 se ha datado en 171,000 ± 22,000años BP (OIS 6), mientras la morrena M2 se ha datado en 68,000 ± 7,000 años BP (OIS4), edad que sería válida también para m1. La morrena m2 se ha datado en 51,000 ±4,000 años BP, por lo que puede considerarse, al igual que m3 y m4, como un estadiomenor de reavance dentro de la fase de M2. Estas dataciones permiten hablar, pues,de dos fases glaciares en el valle del Aragón, Saale y Weischel, o Riss y Würm segúnla terminología alpina. Pero no sólo eso: se dató también la terraza de 60 m en elcurso inferior del río Aragón Subordán y se obtuvo la fecha de 263,000 ± 21,000 añosBP, reflejando que existe una notable diferencia de edad entre la terraza de 60 m yM1, lo que sugiere que aquella corresponde a una fase glaciar más antigua. Que esaterraza está relacionada con un ciclo glaciar parece claro no sólo por la edad sinosobre todo por sus características sedimentológicas: claramente fluviales en su parteinferior y progresivamente fluvioglaciares hacia el techo de la sedimentación. Esto


Foto 14. Cubeta glaciar de Villanúa, con los arcos morrénicos frontales m2, m3 y m4 formando pequeñascolinas transversales a la dirección del valle. También se aprecia la morrena lateral izquierda y elcontraste entre el relieve del flysch y el de las Sierras Interiores, dominadas aquí por el Pico Collarada.

(Foto: J.L. Peña).

indica que la terraza se formó durante un periodo de progresión del glaciar, demanera que al principio el glaciar estaba lejos aguas arriba, dando lugar asedimentación fluvial, y a medida que avanzó hacia el sur el tamaño de las gravasaumentó significativamente, pudiéndose hablar de rasgos fluvioglaciares, tal comoseñalan Höllermann (1971) y Martí-Bono (1973).

El valle del Aragón tiene otros depósitos glaciares de menor relevancia, aunquemuy voluminosos, en la cabecera del valle de Izas y en el entorno de los Lecherines.También tienen mucho interés los procedentes de la cara sur de Collarada, queconfiguran cordones muy pendientes y marcados, reflejando la vertiginosa caída encascada de seracs de la lengua de hielo hacia la cubeta de Villanúa, donde no existenevidencias de que se produjera conexión con el glaciar del valle principal.

(ii) La cubeta terminal del glaciar del Gállego también contiene muchainformación (Foto 15). La Hoja de Sabiñánigo muestra la presencia de una serie decordones morrénicos laterales, que se localizan sobre todo en la confluencia con losafluentes, donde la masa de hielo penetraba lateralmente, permitiendo alcanzaranchuras del glaciar superiores a los 5 km, como ocurre en Biescas al entrar en los


Foto 15. La imagen muestra la cubeta terminal del glaciar del Gállego o Ribera de Biescas, con marcadaforma de artesa, recorrida por el río Gállego, el magnífico soto fluvial y los conos de deyección de losbarrancos afluentes. También se aprecian las laderas de cumbres suaves y homogéneas del flysch y, alfondo, el relieve enérgico y contrastado de las Sierras Interiores, sobre calizas y areniscas. En un últimoplano, en la parte central, se asoman los relieves más elevados del macizo de Panticosa, ya en el Pirineo

Axial. (Foto: J.L. Peña).

valles de Aso y de Gavín. La disposición más compleja y completa aparece en eltramo final del barranco de Aso, en la margen derecha, donde se han distinguidotres cordones morrénicos. El más externo y antiguo se encuentra adosado a lasparedes del valle y no llega a tener significación topográfica. En cambio, los otrosdos forman un relieve bien destacado a modo de grandes cordones situados adiferente altitud. El más alto cierra el valle de Aso de Sobremonte y creó un lago deobturación lateral que ahora aparece relleno de sedimentos. Más abajo otro cordónlateral, que representa un menor espesor del hielo, cerró de nuevo el valle aguasabajo del pueblo de Yosa, con el consiguiente lago de obturación también colmatadode sedimentos. Así, pues, el complejo morrénico lateral de Aso informa sobre laexistencia de tres fases y de la presencia escalonada de dos rellanos de obturaciónlateral, indicando la progresiva disminución del espesor del hielo. Aguas abajo, enla misma margen derecha, la confluencia del valle de Escuer también estuvo cerradapor un cordón lateral, con un nuevo rellano de obturación ahora muy deterioradopor la incisión fluvial (Foto 16). Otros restos morrénicos ya no son visibles hasta la


Foto 16. Los glaciares dejaron importantes cordones laterales que represaron pequeños lagos actualmenterellenos de sedimentos, que quedan colgados entre 200 y 400 m por encima del cauce actual. La erosiónposterior favoreció el desarrollo de conos de deyección al pie. En la imagen, la morrena lateral de Escuer,

la incisión del barranco y el correspondiente cono de deyección. (Foto: J.L. Peña).

zona terminal, dado que la topografía no es favorable para su conservación, ademásde que toda la ladera se halla muy afectada por grandes movimientos en masa.

En la margen izquierda, las morrenas laterales están bien representadas en Gavín(confluencia con el valle de La Sía), donde de nuevo se pueden distinguir tresdepósitos, en Orós y en Oliván, en estos casos con grandes cordones bien marcadostopográficamente. Como en el caso del valle del Aragón, la altura de estos depósitosrespecto al fondo del valle desciende rápidamente después de que el glaciar dejóatrás las Sierras Interiores. Cerca ya de su zona terminal aún quedan pequeñosrestos glaciares en la margen izquierda, aunque la entidad de los cordones es cadavez menor y no llegan a formar importantes volúmenes de sedimento. Esinteresante constatar que después de Lárrede un apéndice o lengua de hielo creóuna difluencia por encima de las cuestas de Javierre del Obispo, penetrando unkilómetro en el barranco de Vallés, donde terminaba a 850 m de altitud. Igualmentehay restos conservados en posición sobreelevada frente a la desembocadura delAurín, formando el complejo frontolateral de Latás, desmantelado parcialmentepara la construcción de la urbanización de Las Margas. Este conjunto de grandesbloques forma todavía un cordón sobreelevado con respecto a la llanura de Latás,hacia donde descenderían las aguas de fusión. En las cartografías anteriores a 2004en esta zona se representaba una terraza fluvial, que es inexistente.

Los depósitos terminales del glaciar del Gállego se limitan a un gran arco frontalen Senegüé (Foto 17), y dos pequeños restos con escaso relieve topográfico unos doskilómetros aguas abajo (junto a la desembocadura del río Aurín), constituyendo lamorrena de Aurín (Foto 18). Finalmente, hay que destacar la presencia de ampliasllanadas correspondientes a las terrazas fluvioglaciares en la zona de Sabiñánigo(polígono industrial y campo de fútbol), así como el resto de una terraza antigua,también fluvioglaciar, que queda colgada entre Sabiñánigo Alto y el Puente deSabiñánigo y que contiene cantos y bloques con estrías, mostrando una posiciónmuy cercana a la zona de fusión glaciar (outwash plain) (Peña et al., 2004).

La edad de estos depósitos glaciares y fluvioglaciares ha sido establecidamediante dataciones OSL de tills glaciares y terrazas fluvioglaciares del Gállego(Peña et al., 2004) y correlaciones con las dataciones de depósitos similares del valledel Cinca (Peña et al., 2003; Sancho et al., 2004; Lewis et al., 2009), mostrando unabuena conexión entre fases glaciares y etapas de aluvionamiento de terrazas(Sancho et al., 2005, 2007, 2008). Los datos obtenidos han sido confirmados con elestudio de desarrollo de suelos sobre estos depósitos (Lewis et al., 2009). La etapamás importante, que coincidiría con el Máximo Glaciar, se sitúa en 68,000 ± 7,000 –61,000 ± 4,000 años BP, representado en la zona de Sabiñánigo por la terrazafluvioglaciar y en el Cinca-Cinqueta por la morrena y depósito fluvioglaciar deSalinas de Sin. Esta etapa corresponde al OIS4 y Heinrich6, equivalente a las fechasindicadas para la morrena M2 del Aragón en Villanúa. Esta fase pertenecería al cicloglaciar Würm-Weischel, que se completa con otros avances glaciares en los 85,000 ±


5,000 años BP representados por la morrena de Aurín y los 36,000 ± 3,000 años BPde la morrena de Senegüé. Como en el valle del Aragón, también está representadoel ciclo Saale-Riss, con la terraza fluvioglaciar de Sabiñánigo Alto, en 151,000 ±11,000 años (OIS 6), que se aproxima a las fechas citadas para la morrena M1.Finalmente, aunque no se ha detectado una fase glaciar coincidente con el últimomáximo glaciar global, sí que existe en los depósitos aluviales, aguas abajo de lazona de estudio, una fase de 20,000 ± 3,000 años BP que podría ser el testimonio deuna fase fría. También la morrena m2 del Aragón tiene representación fluvial(terrazas) en el Gállego-Cinca con fechas de 45,000 ± 3,000 y 47,000 ± 4,000 años BP.

Hacia aguas arriba de la cubeta de Senegüé, el valle del Gállego contiene muchosotros restos de depósitos glaciares, especialmente (i) en la confluencia con elbarranco del Puerto, donde se distinguen bien al menos dos cordones ; (ii) losdepósitos más o menos derrubiados, pero en todo caso muy potentes, de Hoz deJaca, en la margen izquierda del valle; (iii) el valle de Caldarés, con grandesdepósitos morrénicos en la Montaña del Verde (al norte de Panticosa) y en suafluente, el valle de Bolatica; (iv) los cordones de Piedrafita, que forman una enormecolina desdoblada en dos alineaciones paralelas en cuya formación ha intervenido


Foto 17. La morrena de Senegüé, que forma un marcado arco transversal en el valle del Gállego,constituye uno de los mejores ejemplos de morrenas frontales en el Pirineo. A su pie se extienden las

terrazasfluvioglaciares del río Gállego (Foto: J.L. Peña).

muy probablemente el hielo procedente del valle de Lana Mayor y del circo deTelera; y (v) las morrenas del valle de Escarra y más secundariamente del valle deLana Mayor, que forman el complejo morrénico más desarrollado de todo el valle yuno de los mejores del Pirineo.

Los dos valles, el de Escarra y el de Lana Mayor estuvieron ocupados porglaciares de valle que fluían hacia el glaciar del Gállego y que a su vez estabanconectados entre sí a través del collado de Tramacastilla. Del paso del hielo por elcollado queda la huella de una sobreexcavación glaciar donde se aloja el ibón deTramacastilla. Un testigo del sedimento acumulado en el ibón permitió la dataciónde la base del mismo en 29,400 ± 600 años BP, momento a partir del cual el lagoquedó libre de hielo glaciar y, por lo tanto, dejó de haber difluencia entre los dosvalles (Montserrat, 1992). Lo importante es que muy por encima (al menos 100 m)del collado de Tramacastilla aparecen importantes depósitos morrénicos laterales,indicando que el máximo glaciar es muy anterior a la fecha citada. Otro aspectoimportante es que, dentro del valle de Escarra, es posible identificar toda una seriede depósitos morrénicos que traducen las diferentes posiciones del frente glaciar(Martínez de Pisón y Serrano, 1998; García-Ruiz et al., 2003). Un momento


Foto 18. Pequeño resto de la morrena de Aurín, uno de los tills más externos en el frente del antiguoglaciar del Gállego. (Foto: J.L. Peña).

interesante es la formación de glaciares cubiertos, tanto en el valle del Escarra comoen el de Lana Mayor, que se caracterizan por la presencia de acumulaciones degrandes bloques de calizas y de areniscas delimitadas en su frente por uno o dosarcos morrénicos. Más al interior de ambos valles, al pie de escarpadas paredes, sedesarrollaron los últimos vestigios glaciares, que se manifiestan en una serie dearcos muy potentes, especialmente en el valle de Lana Mayor, al pie de la Sierra deTelera. Complejos similares a estos son posibles en otros lugares de la zona deestudio, como por ejemplo en torno al pico de Anayet y en el valle de Izas. Lacabecera del Gállego (zona de El Formigal-El Portalet) presenta importantesdificultades para la conservación de depósitos morrénicos, debido a la ocurrencia degrandes movimientos en masa. Se han conservado dos pequeños cordones junto ala Urbanización de El Formigal, probablemente formados por la penetración delglaciar del valle de Aguas Limpias hacia el valle del Gállego, en un momento en queéste habría retrocedido o desaparecido. Los mejores lugares para encontrardepósitos glaciares en este sector de cabecera son algunos valles afluentes,destacando el de Culibillas en la margen derecha y el de Arrigal en la izquierda. Elprimero guarda, cerca del ibón de Culibillas, varios arcos laterales y alguno frontalprocedente de circos próximos (Serrano Cañadas y Cuchí Oterino, 2005). El segundoencierra restos de varias fases, formando cordones sucesivamente encajados unos enotros. En todo caso, parece claro que la cabecera del Gállego (entre El Formigal y ElPortalet) experimentó una temprana deglaciación, debido a la baja altitud de loscircos de cabecera y a la notable anchura del valle, que favorecería una mayorinsolación, frente a la mayor potencia y persistencia del glaciar procedente del vallede Aguas Limpias. Esta deglaciación temprana fue ya sugerida por García-Ruiz etal. (2003), Serrano Cañadas y Cuchí Oterino (2005) y González-Sampériz et al. (2006).

El abundante registro morrénico del valle del Gállego ha permitido establecer lacompleja sucesión de etapas glaciares durante el último ciclo glaciar (Würm-Weischel). Así, Serrano (1991 y 1998) y Serrano Cañadas y Cuchí Oterino (2005)aluden a tres pulsaciones en torno al máximo: (a) Fase de Sabiñánigo, que estáregistrada en las morrenas más externas de la Riberra de Biescas, por los restos quequedan muy por encima de Lanuza y por las acumulaciones dispersas, ya informes,de Sabiñánigo. (b) Fase de Aurín, representada por las morrenas lateralesintermedias de la Ribera de Biescas y dos pequeños restos frontales junto a ladesembocadura del río Aurín. (c) Fase de Senegüé, cuyos mejores exponentes sonlas morrenas laterales internas de la Ribera de Biescas y la gran morrena frontal deSenegüé. Durante estos tres episodios del máximo, todas las lenguas principales delvalle del Gállego estaban conectadas. En fases posteriores, los depósitosconservados del glaciar del Gállego muestran la ocurrencia de una notableretracción, de manera que en la llamada Fase de Búbal los glaciares de Escarra (quellegaría hasta el actual embalse del mismo nombre) y Lana Mayor ya no conectabancon el glaciar principal, y tampoco lo haría el glaciar de la cabecera del Gállego.


Durante la Fase de Disyunción (llamada así por Barrère, 1963) las lenguas de AguasLimpias y Caldarés (valle de Panticosa) estaban ya separadas, pues el glaciar deAguas Limpias finalizaba a la altura de la actual presa de Lanuza, mientras el restode los glaciares estaban formados por masas de hielo de pequeña entidad, tal comorefleja la secuencia de los valles de Escarra, Lana Mayor y Arrigal.

(iii) El tercero de los grandes valles glaciares del Alto Aragón Occidental, el valledel Aragón Subordán, guarda también notables depósitos morrénicos en su cubetaterminal. Los depósitos más externos localizados están unos 800 m aguas abajo dela localidad de Hecho, adosados a una colina transversal de areniscas del flysch, aunos 830 m s.n.m. Este resto ya fue identificado por Nussbaum (1949). Más hacia elsur ya no se han encontrado otros restos. La morrena frontal está relacionada con laterraza de 15-20 m del río Aragón Subordán. Otro depósito frontal se localiza juntoal pueblo de Hecho, a ambos lados de una barra subvertical caliza intercalada en elflysch, formando un umbral con pulimento y estrías de origen inequívocamenteglaciar. Este último depósito no parece tener ninguna significación geomorfológicao geocronológica. Se formaría durante el máximo glaciar o alguna fase de retrocesoinmediata, favorecido por el obstáculo que representa la capa dura.

Desde esta zona terminal hacia aguas arriba son frecuentes los depósitosmorrénicos laterales que flanquean a media altura la artesa glaciar del AragónSubordán. Por la margen derecha de la cubeta terminal hay dos sectoresimportantes. Uno corresponde a la intersección con el barranco Hospital o LaReclusa, a la altura de Siresa, y otro en los Llanos de Lenito (confluencia con elbarranco de Lenito). En Siresa se conserva un magnífico resto de morrena lateral,situado a 1070 m y elevado unos 230 m sobre el fondo del valle. Esta morrena formauna cuerda topográfica bien destacada, que ha sido cortada por la erosiónpostglaciar del barranco Hospital, llegando la incisión a profundizar en el flysch. Lapotencia de la morrena represó el barranco Hospital en el momento del máximo yformó un lago de notables dimensiones, rellenado posteriormente con depósitosglaciolacustres y torrenciales. Otros depósitos adosados a la pared del valleaparecen a menor altura. En los Llanos de Lenito existe una banqueta lateralcompuesta fundamentalmente por materiales cretácicos y eocenos, procedentes dela zona de Peña Forca. De hecho, sobre la banqueta se asientan dos morrenasfrontolaterales de gran envergadura cuyo origen está en una masa de hielo en lacara sur de Peña Forca. Entre la morrena lateral del valle principal y estasfrontolaterales se localizó un pequeño lago de obturación rellenado por arcillasglaciolacustres. En este punto la morrena lateral del Aragón Subordán culmina a1345 m, es decir, unos 470 m sobre el fondo del valle.

En la margen izquierda la acumulación de mayor envergadura está en laconfluencia entre el valle glaciar del Aragón Subordán y el barranco de Agüerri. Setrata de un depósito de grandes proporciones cuya cuerda más elevada tiene undesnivel de 470 m sobre el fondo de la artesa glaciar, coincidiendo con el de la


morrena lateral de los Llanos de Lenito. Como en esta última, aparecen abundantescantos y bloques del Pérmico en la parte baja. Pero conforme se asciende hacia laparte alta del depósito los cantos de Pérmico desaparecen por completo. En lacumbre del depósito se localiza una cresta morrénica de dirección casi paralela alvalle principal, que sólo contiene cantos y bloques cretácicos y del flysch, por lo queno viene de cabecera, sino de un glaciar afluente que fluyó por el valle de Agüerri yque procedía de Bisaurín, Secús, Agüerri y La Cuta, es decir, algunos de los relievesmás elevados de la cuenca. Desde esta cresta se accede a otra más baja, paralela a ladirección del valle de Agüerri, ambas dominando un rellano amplio quecorresponde a la gran masa morrénica.

La descripción anterior asegura que hay al menos tres estadios en la formaciónde este depósito lateral: el más alto y externo culmina a 1370 m; el intermedio, a 1325m, y el inferior a 1200 m. Los dos primeros proceden claramente de la cara sur delas Sierras Interiores por el valle de Agüerri y se convierten en morrenas lateralesdel valle del Aragón Subordán cuando existía clara conexión entre el valle principaly el tributario. En cambio la tercera morrena ha sido formada parcial o totalmentepor el glaciar principal, al menos en su tramo más externo, reflejando que el glaciarde Agüerri no enlazaba ya con el del Aragón Subordán. Una explicación similarpuede darse a la morrena de los Llanos de Lenito.

Hay también depósitos laterales en el paso por las Sierras Interiores y en la grancubeta de Oza, a más de 500 m sobre el fondo del valle. Aguas arriba de Oza, losdepósitos más interesantes se localizan en la confluencia con el valle de Acherito yen los cordones que, de forma casi continua, tapizan la ladera izquierda en la artesade Guarrinza. En la confluencia de Acherito se localizan una morrena lateral delvalle principal, localizada a unos 110 m de altura sobre el fondo del valle, y varioscordones bien marcados correspondientes al valle de Acherito que, por otra parte,cuenta con numerosos restos frontales y laterales hacia la cabecera, en una esquemamuy parecido a lo que se observa en el valle de Escarra. En todo caso, cuando sedepositó la morrena lateral de 110 m el glaciar del Aragón Subordán habíadisminuido mucho en espesor y longitud, y el glaciar de Acherito ya no confluía conél. Dada la escasa potencia del hielo en ese momento, lo más probable es que elfrente glaciar estuviera muy próximo, quizás en la cubeta de Oza, en cuyo fondoexisten depósitos morrénicos ya citados por Nussbaum (1949) y Martí-Bono (1977).

Hacia aguas arriba, la vertiente izquierda mantiene un depósito lateral muycontinuo y marcado por un rellano a media ladera. Se trata, con toda probabilidad,del mismo nivel de 110 m descrito en la confluencia con el valle de Acherito. Seformó en un momento en que ya no había conexión entre el valle principal y lapequeña lengua procedente de la cara norte del Castillo de Acher, pues dichamorrena lateral no está afectada por el paso del hielo glaciar afluente sino sólocortada por el torrente.

Algunos de los valles afluentes tienen magníficos ejemplos de morrenas tardías.Ya se ha citado el caso del valle de Acherito, pero conviene añadir el barranco


Hospital, que en su cabecera (cara sur de Peña Forca y Alano) dispuso de dospequeños glaciares que depositaron potentes acumulaciones morrénicas. En la caranorte del Castillo de Acher, los valles de Campanil y del Barcal fueron refugio depequeños glaciares tardíos, con magníficas morrenas frontales (Foto 19). Un últimoarco bien marcado topográficamente se formó al pie de la muralla caliza del Castillode Acher (Foto 20).

(iv) Los restantes valles del Alto Aragón Occidental desarrollaron tambiénlenguas glaciares de diversa entidad, en todo caso menores que las descritas para losvalles del Gállego, Aragón y Aragón Subordán, cuya longitud estaba en torno a los30 km y alcanzaban altitudes hacia 830 m (Aragón Subordán) y 780 m (Gállego) oentre 850 y 870 m (Aragón). El glaciar del Gállego sería, junto con el del Valira, elque alcanzó la posición más baja. En todos ellos los depósitos más externos, casisiempre muy dispersos y topográficamente indefinidos después de haber sidoerosionados por las aguas de fusión glaciar, se localizan dentro del sector del flysch,es decir, que superaron la barrera de las Sierras Interiores.

El glaciar del valle del Veral (Valle de Ansó) es el que cuenta con menos restosmorrénicos, llegando los más bajos hasta poco después de la incorporación delbarranco de Marcón, a 950 m s.n.m. (Martí-Bono, 1996). Este glaciar se debió verdesfavorecido por la baja altitud de las cumbres de cabecera y por una difluencia


Foto 19. Cierre morrénico en el valle del Barcal, que desciende desde la cara norte del Castillo de Acher.Aguas arriba se aprecia un rellano que corresponde a la colmatación de un antiguo ibón represado por

la morrena. (Foto: J.L. Peña).

hacia el valle del Roncal por el collado de Belabarce. Los mejores depósitosmorrénicos se localizan en la garganta de Escaurri, que ya Nussbaum (1949)señalaba como morrena terminal.

En el valle del río Osia (Valle de Aragüés) la cabecera cuenta con relieveselevados (Bisaurín, 2670 m), aunque en una superficie relativamente reducida,partiendo los hielos del gran circo de Bernera y de la difluencia que le llegaba desdeel Valle de los Sarrios. El glaciar superaba varios umbrales calizos correspondientesa sucesivos frentes de cabalgamiento, donde se localizan sucesivamente las cubetasglaciolacustres escalonadas de Napazal y Lizara, rellenas de sedimentos fluviales yglaciolacustres. Los depósitos más externos llegaron hasta la zona de Labati, yadentro del Sector del Flysch, hasta una altitud de 1100 m s.n.m., 4.5 km aguas arribade Aragüés del Puerto, con una longitud total de 7 kilómetros. En su confluencia conel barranco del Bosque dejó un importante cordón morrénico con la consiguienteobturación glaciolacustre (Bordas de Vetal).

En el valle del Estarrún (Valle de Aísa) el glaciar descendía desde las cumbres dela Sierra de Aísa, por encima de 2600 m. Como en los casos anteriores, no se hapodido encontrar la morrena términal del máximo. Los bloques morrénicos másbajos se sitúan a 1100 m s.n.m., unos 500 m aguas abajo desde la confluencia con elbarranco de la Pardina y 2.5 km aguas arriba de la localidad de Aísa, alcanzando un


Foto 20. Bajo la impresionante muralla calcárea de la cara norte del Castillo de Acher se localiza unapotente morrena del último estadio glaciar. (Foto: J.M. García Ruiz).

recorrido de unos 10 km. Martí-Bono (1996) señala la existencia de la zona terminalgracias a un corte que permite ver un depósito morrénico de color grisáceo que pasalateralmente a depósito fluvioglaciar de color pardo, y continúa hacia aguas abajocomo terraza fluvioglaciar, a unos 15 m sobre el cauce actual. Desde esta zonafrontal hacia aguas arriba, en todo el tramo del flysch, el glaciar dejó abundantesrestos morrénicos laterales que formaron sus correspondientes lagos de obturaciónrellenos de sedimentos glacio-torrenciales.

Por último, el valle de Aurín estuvo favorecido por una cabecera muy elevada yrelativamente abrigada en el circo de Bucuesa, aunque parte del hielo de cabecerafluía hacia el valle glaciar de Lana Mayor. Superado el umbral de las SierrasInteriores, aún recibía tributarios por la derecha y por la izquierda, lo que lepermitió llegar en su frente hasta 1130 m s.n.m. (Martí-Bono, 1996) y formar grandesdepósitos laterales, pudiendo distinguirse incluso al menos dos etapas. En elmomento del máximo llegó a tener unos 9 km de longitud.

Lamentablemente, no existen dataciones que permitan situar cronológicamentelos eventos glaciares más importantes del valle del Aragón Subordán ni de los vallesmenores. Sin embargo, la localización y altitud de los diferentes depósitos permiteestablecer una secuencia de episodios glaciares por comparación con los valles delAragón y del Gállego, que son lo que sirven de guía para fijar los eventos másdestacados. La información disponible, tanto por dataciones como porobservaciones de campo y cartografía geomorfológica, permiten distinguir, por unlado glaciaciones antiguas y, por otro, los depósitos atribuibles, en general, a la faseWeischel/Würm.

(A) Respecto a las glaciaciones antiguas, existen evidencias de su ocurrencia enel valle del Aragón, donde la morrena más externa M1 de la cubeta de Villanúa seríarissiense, mientras la terraza de 60 m, que en Castiello de Jaca presenta rasgosindudablemente fluvioglaciares, sería aún más antigua. La terraza de 60 m delGállego también corresponde a una etapa antigua rissiense. Además, Serrano (1992)encontró en el barranco de La Sía, a unos 7-8 km de distancia del glaciar del Gállego,unos depósitos glaciares que tuvieron que pertenecer a una etapa antigua de muydifícil adscripción cronológica.

(B) Todos los demás depósitos cartografiados en la zona de estudiocorresponden a la fase Weischel/Würm, es decir, el último gran ciclo glaciar,incluyendo algunos restos coincidentes con la máxima expansión de los hielos yotros de diferentes etapas tardías. Estos depósitos están presentes de forma muyabundante en las hojas de Ansó y Sallent, pudiendo distinguirse diferentes etapas:

(i) Las dataciones existentes permiten concluir que los glaciares de esta zonaalcanzan su máxima expansión más tempranamente (entre 60,000 y 80,000años BP) que el gran campo de hielo escandinavo (que lo hace en torno a20,000-18,000 años BP). Todas las morrenas terminales de la cubeta deVillanúa (excepto M1) corresponden a la máxima expansión wurmiense,


como también los restos más externos del Valle del Gállego y del AragónSubordán, y los de los restantes valles pirenaicos. El momento del máximofue seguramente un periodo bastante largo, con fluctuaciones internas quedejaron en muchos sitios tres cordones laterales a diferente altura respectoal fondo del valle. Así lo indica la cartografía geomorfológica de las cubetasde Senegüé y Villanúa, como también el gran depósito de la confluenciaentre el Aragón Subordán y su tributario el Agüerri. En otros vallespirenaicos esto se aprecia también de manera muy clara, como en el valle delÉsera (García-Ruiz et al., 1992) o en el valle del Ara (García-Ruiz y Martí-Bono, 2002).

(ii) Hacia 20,000 años BP los glaciares pirenaicos tuvieron que reaccionarpositivamente frente a un marcado descenso de las temperaturas, aunqueesa expansión es menor que la anterior debido muy probablemente a lasequedad atmosférica. Así se deduce, por ejemplo, de la informaciónobtenida de la turbera de El Portalet (González-Sampériz et al., 2006) en lacabecera del Gállego. Aunque no existen dataciones directas, es muyprobable que este nuevo empuje fuera responsable de la construcción demorrenas laterales muy nítidas, aunque en muchos casos desconectadas deglaciares tributarios: es el caso de la morrena lateral del Aragón Subordán enGuarrinza o los cordones que delimitan el valle de Escarra cuando éste yano enlazaba con el glaciar del Gállego ni formaba difluencia hacia el valle deLana Mayor.

(iii) Posteriormente, en todos los valles hay una sucesión de arcos frontales ycordones laterales que están relacionados con pequeños reavances dentro deun proceso de deglaciación general (Serrano y Agudo, 1988; Martínez dePisón y Serrano, 1998; García-Ruiz et al., 2003). En el valle de Escarra puedenseguirse muy bien las diferentes etapas, pues la lengua glaciar dejó restosmorrénicos bien diferenciados no sólo por su posición más o menos alejadadel circo, sino también por su composición litológica. Así, unos 3 kilómetrosaguas arriba del frente correspondiente a 20,000 años BP hay tres arcosfrontales con sus correspondientes cordones laterales, que seríanconstruidos en torno a 15,000 años BP. Aguas arriba se estableció un glaciarcubierto con una potencia de hielo en torno a 80-100 m y una longitud deunos 2 km, formado en un momento de especial actividad de avalanchas derocas y gran crioclastia en las paredes del circo, en torno a 13,000 años B.P.Por último, muy próximo al circo se desarrolló una gran morrena de bloquesangulosos y escasa matriz fina, que tiene su correlación con muchos otrosdepósitos similares en la zona de estudio, probablemente correspondiente a11,000 años BP. Estas últimas fechas, en todo caso, son supuestas, en funciónde la cronología más generalmente admitida para los últimos 15,000-17,000años.


La Hoja de Sallent incluye pequeños glaciares residuales en la cara norte delmacizo del Infierno, cuya divisoria supera los 3000 m s.n.m. En el Infierno queda unpequeño glaciar muy biselado y un helero que hasta hace poco aún se considerabaglaciar (Foto 21). La superficie que ocupan estas masas de hielo es de 5.83 y 1.13 ha,según los datos más recientes aportados por Chueca y Julián (2006). Estos autoresseñalan que el Balaitus puede considerarse ya como un macizo recientementedeglaciado, después de que mantuviera glaciares y heleros hasta hace sólo unadécada (Chueca y Lampre, 1994; Chueca et al., 2002; Julián et al., 2004). Uno de ellos,el de Frondillas, fue estudiado en detalle por Chueca y Julián (1995). Todos ellos,como los de otros macizos pirenaicos, estaban a finales del siglo pasado en contactocon sus más recientes y potentes morrenas frontales. Aunque anecdóticos por suextensión, los heleros de la cara norte del Tendeñera representan también los restosde la Pequeña Edad del Hielo, acogidos a una topografía muy umbría y a la funciónsobrealimentadora de las avalanchas. Son tres en total y representan los restos delglaciarismo residual localizado a menor altitud de todo el Pirineo (en torno a 2400m s.n.m.) (Foto 22).


Foto 21. En la cara norte del macizo de los Infiernos se conservan pequeños restos glaciares en claroretroceso, algunos, como el de la izquierda de la imagen, convertidos ya en heleros residuales. (Foto: J.

Latron).

5.5. Los glaciares rocosos y los fenómenos crionivales

La zona de estudio supera frecuentemente en sus partes más altas los 2000 m yla roca aparece expuesta al desnudo allí donde el sustrato es muy resistente yevoluciona más por procesos mecánicos que biológicos o químicos. Es el caso detodas las Sierras Interiores, del macizo granítico de Panticosa y de los escarpes ycrestas de calizas, cuarcitas y areniscas del Paleozoico en la Hoja de Sallent. Estosrelieves elevados y abruptos son el mejor ambiente posible para que actúen losprocesos crionivales y para que se formen glaciares rocosos. Podría hablarse, por lotanto, de un territorio con moderada actividad periglaciar en la que la presenciaestacional o permanente del hielo en la roca incentiva la meteorización física delsustrato y su evolución relativamente rápida.

Todos los escarpes en roca dura están afectados por fenómenos de crioclastiadurante la estación fría, que aquí se prolonga desde octubre a mayo, aunque lasheladas son posibles en cualquier momento del año. La densa red de diaclasas y la


Foto 22. El macizo de Tendeñera aún guarda pequeños heleros bien protegidos bajo la espectacular paredvertical de la cara norte y alimentados por aludes. (Foto: J.M. García Ruiz).

esquistosidad de algunos materiales favorecen la penetración del agua y suposterior congelación, lo que da lugar a la ruptura de la coherencia de la roca porhielo-deshielo y su evolución en clastos menores. Estos clastos se acumulan, porefecto de la gravedad, en taludes de derrubios. Se localizan siempre al pie de unavertiente rocosa, a veces formando grandes taludes, como sucede, por ejemplo, enla vertiente norte de la Sierra de Telera, donde alcanzan su mejor manifestación, oal pie de algunos de los escarpes que delimitan las altas cumbres de los Aspes, elBisuarín o el Collarada, sobre todo en su vertiente septentrional y mejor aúnalojados en las paredes de los circos, próximos a las divisorias, donde la intensidadde las heladas puede ser mayor (Foto 23). Al pie de las crestas divisorias del macizode Panticosa también son frecuentes, llegando a cubrir parte de las paredes de losantiguos circos glaciares. En el campo y en fotografía aérea puede observarse,además, que muchos de estos taludes forman auténticos conos muy pendientes alpie de zonas particularmente fracturadas, lo que significa que la crioclastia explotamejor las zonas de debilidad estructural, donde la presencia de fisuras es mayor delo habitual.


Foto 23. Los escarpes calizos de las Sierras Interiores son propensos al desarrollo de taludes de derrubios,a veces relacionados con la presencia de fracturas. En la imagen, canchal en el macizo de Los Lecherines.

(Foto: J.M. García Ruiz).

Cerca de las líneas de cumbres estos depósitos aparecen frescos, con signos deplena actividad y ausencia de vegetación. A menor altitud también los hay, perocorresponden a periodos fríos del Pleistoceno Superior. Actualmente no sonfuncionales y, en general, aparecen parcialmente cubiertos de vegetación. Algunosde ellos, cuando han sido abiertos por movimientos en masa o para extracción deáridos, muestran su estructura interna en bandas ordenadas por el distinto tamañode los clastos o la mayor o menor abundancia de matriz fina. Son derrubiosestratificados, típicos de un periglaciarismo mitigado que está muy bienrepresentado en la zona de estudio y, en general, en todo el Pirineo. Pueden citarse,así, la brecha de la Boca del Infierno (Valle del Aragón Subordán) estudiada porMartí-Bono (1977), o la de Santa Elena (en el Valle del Gállego), ya casi desaparecidapor extracción de áridos (Martí-Bono, 1996). La brecha de la Boca del Infierno selocaliza en una garganta subglaciar, siendo por tanto posterior a la retirada delglaciar del valle del Aragón Subordán.

Otro derrubio ordenado muy típico es el que se localiza al pie del fortín de SantaElena, en el valle del Gállego, a una altitud de 1000 m y orientación sur. Se trata deuna alternancia de capas formadas por crioclastos con estructura abierta y gravas ycantos empastados en un cemento detrítico más o menos fino. El depósito tiene unapotencia de unos 10 m y fosiliza un material anterior de tipo till con alto porcentajede cantos rodados y estructuras de corriente deformadas; teniendo en cuenta sulocalización, al pie de un escarpe subvertical, parece claro que este materialfosilizado se trata de un lee-side till depositado en una oquedad entre el hielo y lapared rocosa (Martí-Bono, 1996).

En la falda septentrional de Oroel y San Juan de la Peña también aparecenderrubios estratificados, con clastos rodados y angulosos, producto del predominiode conglomerados afectados por procesos de gelifracción, alternando con nivelesmás finos localmente encostrados por carbonatos (Peña et al., 1998).

La mayoría de las paredes rocosas se hallan afectadas en mayor o menor medidapor canales de aludes. Los más espectaculares se concentran en las SierrasInteriores, sobre todo en su vertiente norte, dado el gran desarrollo de sus escarpes.También son frecuentes en el macizo granítico de Panticosa, pero su recorrido sueleser más breve. En muchos casos, los canales de aludes, que forman una vía bastanterectilínea libre de sedimentos y de árboles, aprovechan líneas de fractura másdébiles. Todos los canales cartografiados pueden considerarse funcionales en laactualidad, con un periodo de retorno más o menos largo. En gran parte de los casosforman a su pie un cono de derrubios, muy pendiente y relativamente clasificado ensentido longitudinal, pues por estar muy afectado por procesos de gravedad losbloques mayores se asientan en el extremo distal. Es frecuente, además, que sobrelos conos de derrubios se instalen flujos de derrubios (debris flows) con sus típicoslevees laterales, formados en periodo de lluvias. El sector más conocidotradicionalmente por la actividad de aludes está en las paredes que dominan


Canfranc-Estación, donde en los años veinte se construyeron importantes obras decontrol (presas para retener nieve y sedimentos y para frenar la velocidad de losaludes).

En la zona de estudio no ha sido posible, sin embargo, observar la presencia desuelos estructurados u ordenados, en forma de polígonos o estrías, representativosde ambientes periglaciares más duros y de determinadas condiciones del regolito.Algunos rellanos en torno a Tendeñera sugieren algunos intentos de formación desuelos estructurados o formas que pudieran ser la herencia de periodos más fríosdel pasado, pero son tan poco marcados que no ha sido aconsejable su cartografía.Julián y Chueca (2004) señalan, mediante la aplicación de sondeos eléctricosverticales y medición de temperatura basal, la existencia en la actualidad en la Sierrade Telera de permafrost en torno a los 2000 m aunque con un carácter muyesporádico.

Sí se han señalado, en cambio, algunos protalus ramparts, en aparienciaescasamente funcionales. Se localizan a altitudes elevadas, cerca de la línea decumbres, al pie de escarpes rocosos y en vertiente umbría, acompañando a taludesde derrubios. Los protalus ramparts, también llamados morrenas de nevero,constituyen acumulaciones muy heterométricas con ligera forma de arco, muypegadas a la ladera. Por ello, aunque puedan, en un principio, parecer morrenasfrontales, no lo son, pues no han sido formadas por el movimiento de una masa dehielo, sino por la presencia de una placa de nevero sobre las que han resbalado losclastos caídos por gravedad desde el escarpe dominante, y acumulados al piemismo de la placa de nevero. Son frecuentes en toda la zona de estudio, siempre depequeñas dimensiones (100 o 150 m de longitud como mucho, por 10 a 20 m deanchura), dibujando pequeños resaltes sobre el talud de derrubios.

Con cierta frecuencia aparecen también glaciares rocosos. Requieren una granproducción de bloques a partir de un sustrato fácilmente desagregable, y de unambiente abrigado, que permita prolongar la pervivencia de un núcleo de hielo –ode hielo intersticial– bajo el escombrado de bloques. Apenas se ha localizado algunoal oeste del curso del río Aragón (excepto uno en el mismo valle del Aragón, en lazona de Los Lecherines) y son, en cambio, progresivamente más abundantes haciael este. Son relativamente frecuentes en el macizo granítico, aunque los mejoresejemplos se localizan en el fondo de antiguos circos sobre materiales paleozoicos, ymás aún en la orla de materiales metamórficos alrededor del macizo granítico. Elejemplo más interesante es el glaciar rocoso de Argualas. Situado a 2600 m s.n.m. yorientado al noroeste, por su aspecto externo puede deducirse que se trata de unfenómeno aún activo, pues cuenta con bordes muy netos y pendientes, propios deuna masa que se desplaza, aunque sea lentamente, y con los típicos surcostransversales y longitudinales, prueba del movimiento viscoso. Las medidastomadas por Serrano et al. (1995) reflejan un desplazamiento variable, másimportante cerca del frente, del orden de 30 cm al año. En su parte de aguas arriba,


el glaciar rocoso conecta con un nevero que desaparece en años muy cálidos, sobreel que resbalan los flujos de derrubios que constituyen su principal fuente dealimentación. Aunque no hay ningún tipo de datación, es más que probable que esteglaciar rocoso se haya formado –o reactivado– durante la Pequeña Edad del Hielo.El resto de los glaciares rocosos de la zona de estudio, concentrados en la Hoja deSallent, son inactivos, anteriores incluso a la Pequeña Edad del Hielo, contando enalgún caso con incipiente colonización vegetal. En otras áreas del Pirineo se hanatribuido al recrudecimiento frío del Tardiglaciar, aunque su adscripcióncronológica sigue siendo muy dudosa (Gutiérrez-Elorza y Peña, 1981). Chueca(1989) señala la existencia de al menos dos generaciones de glaciares rocosos: laprimera de ellas correspondería al Tardiglaciar, mientras que la segunda serelacionaría con la Pequeña Edad del Hielo. Serrano (1998) alude a dos etapastardiglaciares en la génesis de glaciares rocosos (Dryas Antiguo y Reciente), ademásde la Pequeña Edad del Hielo.

En un trabajo anterior (García-Ruiz, 1989) se cita como glaciar rocoso a la granmasa de bloques que aparece en la vertiente oriental de Punta Cochata, junto alembalse de Escarra. Un estudio de campo más detallado revela que se trata de unagran avalancha de rocas que surge de una pared rocosa muy inestable (Foto 24). No


Foto 24. Las areniscas paleozoicas de la zona de Escarrilla están intensamente fracturadas yocasionalmente producen avalanchas de rocas como la de Punta Cochata. (Foto: J.L. Peña).

obstante, inmediatamente al pie de Punta Cochata, en su vertiente derecha, hay unacuerda con material heterométrico (incluyendo grandes bloques angulosos) quepudiera corresponder al resto de un antiguo glaciar rocoso que pudiera haberseconvertido en el origen de esa avalancha de rocas.

5.6. La evolución de vertientes

La evolución de vertientes muestra la enorme variedad de procesosgeomorfológicos que actúan a diferentes escalas espaciales y temporales. Ya se hacomentado que por encima de 2400 m de altitud el área de estudio funciona sobretodo por procedimientos mecánicos y con intervención decisiva de la gravedad. Esel caso de los procesos de crioclastia y la consiguiente formación de taludes dederrubios o de los canales de aludes que dejan una clara huella en las paredesrocosas y conos de derrubios al pie. En los macizos calcáreos, además, losfenómenos de karstificación son todavía muy activos, tanto en superficie como enprofundidad. Por debajo de ese umbral altitudinal, el dominio morfogenéticocambia totalmente y, aunque los procesos anteriores son localmente posibles encondiciones favorables, lo normal es que las laderas se hallen más controladas porla forma en que circula el agua y por la influencia de algunos aspectos estructuralesen el desarrollo de movimientos en masa.

Dos son los sectores en los que la dinámica de laderas es especialmente activa:en primer lugar la cabecera del Gállego, entre la frontera francesa y las SierrasInteriores, es decir en las pizarras y esquistos del Pirineo Axial (García Ruiz, 1989;Julián et al., 2000), y en segundo lugar, en las sierras del flysch, inmediatamente alsur de las Sierras Interiores (Hojas 177 y 178). La Depresión Interior Altoaragonesatambién cuenta con ejemplos espectaculares de evolución de vertientes. En el casode las Sierras Interiores, la evolución de las vertientes está, como se ha visto,controlada por la dureza del roquedo y la presencia de escarpes verticales, quepropician la crioclastia, la instalación de cabeceras y canales de aludes y laformación de taludes de derrubios. No obstante, algunos afloramientos de calizasmargosas han favorecido el desarrollo de suelos profundos que tienden haciadeslizamientos superficiales, lóbulos de solifluxión y ploughing blocks. Cuando partedel suelo ha sido desmantelada pueden aparecer stone-banked lobes y terracillas degeli-solifluxión (Del Barrio y Puigdefábregas, 1987).

En la cuenca superior del río Gállego las características de algunos materialesfavorecen el desencadenamiento de una gama variada de movimientos en masa.Los más espectaculares son las grandes lenguas de despegue, que dejan en cabecerauna cicatriz o nicho de arranque. Son profundos y afectan al sustrato, a favor no sólode la plasticidad de los materiales sino también de su intensa tectonización, lo quepermite una fácil meteorización en profundidad. Las pizarras del Devónico Inferior


y, sobre todo, del Carbonífero son los materiales más intensamente afectados por losdeslizamientos, que en ocasiones pueden implicar a calizas, en cuyo caso se formancaos de bloques en forma de avalancha de rocas, como sucede en el deslizamientode El Portalet (Herrera et al., 2009). En algún caso el dispositivo de los estratosconstituye un factor de inestabilidad adicional; así sucede al oeste del embalse deLanuza. En no pocos casos la longitud de la lengua de despegue tiene más de unkilómetro de longitud y muestra el típico corrugamiento interno como consecuenciadel desplazamiento. La mayor densidad se alcanza en torno a la estación de esquíde El Formigal y en la vertiente suroccidental de Peña Foratata. Otro sector muyactivo es el situado en torno al ibón de Tramacastilla y el embalse de Escarra. Perohay otros ejemplos también muy destacados: el gran despegue de Lanuza (vertientederecha del río Gallego), o los que se han desarrollado al norte de Sallent, en lavertiente izquierda del río Aguas Limpias, donde la masa desplazada afecta a todala vertiente (Fotos 25 y 26).

Muchos de estos grandes movimientos en masa parecen poco activos, pero enotros casos no cabe duda de que sigue habiendo pequeños movimientos yreactivaciones locales. Así, el deslizamiento de Lanuza ha experimentado una


Foto 25. Panorámica del valle alto del Gállego en el sector de Lanuza. La lengua de uno de losdeslizamientos más espectaculares del Pirineo desciende hacia el embalse de Lanuza, con una perfectacicatriz en cabecera. Al fondo, la zona Axial Pirenaica, destacando los relieves del Midi d´Ossau y de Peña

Foratata. (Foto: J.L. Peña).

reactivación reciente, incluyendo la formación de grietas en cabecera, todo ellofavorecido muy probablemente porque el embalse ha elevado el nivel freático localy ha empapado el frente. Entre El Formigal y el puerto del Portalet la carreteranacional se enfrenta también a numerosos problemas, precisamente por lamovilidad de antiguas lenguas de despegue. Los socavamientos producidos por eldesplazamiento lateral del río Gallego crean nuevas expectativas de inestabilidad.Herrera et al. (2009) han medido desplazamientos de varios mm año-1 en eldeslizamiento de El Portalet entre 1995 y 2007. Estos autores también han registradopequeños movimientos actuales en el deslizamiento de El Formigal.

Hay todavía muy poca información sobre la edad de estos deslizamientosprofundos. Son posteriores a la deglaciación, pero es difícil situarloscronológicamente de forma precisa. Un deslizamiento situado al oeste del ibón deTramacastilla se ha datado en torno a 20,000 años BP, coincidiendo con una capturafluvial y un cambio en las condiciones sedimentarias en el ibón (García-Ruiz et al.,


Foto 26. Las pizarras devónicas y carboníferas de la zona de El Formigal-El Portalet han propiciado endesarrollo de numerosos deslizamientos profundos de diversa magnitud. En la imagen, al pie de losmateriales volcánicos de Campo de Troya, se aprecia la existencia de varios deslizamientos, uno de los

cuales se halla recubierto por una avalancha de rocas. (Foto: J.M. García Ruiz).

2003). En la zona de El Portalet, un gran deslizamiento llegó a bloqueartemporalmente al río Gállego, originando un pequeño lago cuyos sedimentos sedatado en 20,150 ± 150 años BP (García-Ruiz et al., 2003). Inmediatamente aguasabajo, otro deslizamiento causó un nuevo represamiento en el Gállego, con depósitode una potente terraza (18-20 m de potencia), cuya edad no ha sido establecida aún.

En la misma zona están muy extendidos los procesos de solifluxión, que danlugar a pequeños lóbulos, generalmente en la base de vertientes o en concavidadesrellenas de suelos más potentes (Del Barrio y Puigdefábregas, 1987). Creus y García-Ruiz (1977) estudiaron la movilidad de los lóbulos de solifluxión en El Formigal ycomprobaron que las diferencias de desplazamiento, siempre del orden demilímetros al año, se debían a la pendiente y al contenido en arcillas. Se distribuyenallí donde hay suelo profundo, lo que los excluye de los granitos y de la casitotalidad de las calizas de las Sierras Interiores.

En resumen, los afloramientos de pizarras y esquistos de la cabecera del Gállego(y también un sector menos extenso de la cabecera del Aragón) se caracterizan porel predominio de los movimientos en masa profundos y superficiales (solifluxión) adiferentes altitudes y exposiciones, afectando frecuentemente al trazado de la redfluvial secundaria. Menor importancia tienen los fenómenos de arroyamientosuperficial, aunque los afloramientos de arcillas y areniscas rojas del Pérmico danlugar a la formación de cárcavas que contribuyen notablemente a la carga desedimento en suspensión en el río Aragón Subordán. Las áreas acarcavadas másextensas se localizan en las vertientes del Castillo de Acher. También el valle deCanal Roya, en la cabecera de la cuenca del río Aragón se enfrenta a problemassimilares. Las áreas acarcavadas son igualmente espectaculares en las pizarras de lavertiente meridional de Peña Foratata, al oeste de El Formigal.

En las sierras del flysch la evolución de vertientes muestra una mayorcomplejidad, aunque los procesos no se presentan, en general, con tantaespectacularidad. De entrada, el importante rango altitudinal entre las divisoriasmás elevadas y el contacto con la Depresión Interior Altoaragonesa (unos 1400 m entotal) cubre varios pisos morfodinámicos y biogeográficos, además de diferentesintensidades de presión humana, lo que aumenta la diversidad de procesos. Dehecho, las sierras del flysch se extienden desde la alta montaña (casi en contacto conel piso nival) hasta ambientes submediterráneos subhúmedos con veranos cálidos yrelativamente fríos, de manera que en las partes más elevadas la nieve cumple unaimportante función hidrológica y geomorfológica, mientras en la parte baja no tieneninguna trascendencia más allá de su presencia unos pocos días al año. Por otrolado, las sierras del flysch han sido las más intensamente alteradas por lasactividades humanas, con deforestaciones, frecuentes incendios más o menoscontrolados, pastoreo y cultivos. Esto ha introducido importantes cambios en elfuncionamiento hidromorfológico de las laderas. Debe tenerse en cuenta, porejemplo, que el piso superior del bosque, por encima de 1600 m aproximadamente,


fue quemado desde la Edad Media (Montserrat, 1992) para ampliar la superficie depastos supraforestales, o que gran parte de las laderas en exposición solana pordebajo de 1500-1600 m fueron cultivadas, a veces sin ninguna prácticaconservacionista. La consecuencia es que el Sector del Flysch soporta numerososprocesos relacionados con los movimientos en masa o con la escorrentía superficial.

Conviene precisar, antes de entrar en mayores detalles, que las laderas del flyschestuvieron regularizadas de manera general en algún momento relativamentereciente. De hecho, sobre todo cerca de las divisorias, las laderas poseen un perfilconstantemente rectilíneo que en algunos casos muestra evidencias de degradación,al instalarse barrancos que alcanzan la parte superior por erosión remontante. Enalgunos casos, incluso, se produce un cambio de pendiente a media ladera, conmayor inclinación en la parte baja. En los mapas de Jaca y Sabiñánigo se hancartografiado bastantes ejemplos. La regularización se ha visto beneficiada por laausencia de importantes contrastes de resistencia litológica en el flysch y por elcubrimiento de las laderas por un coluvión de 1 a 2 m de potencia, cuyo origen nose ha estudiado, pero que probablemente estuvo ligado a flujos de gelifluxión enperiodos fríos, en todo caso en ausencia de cubierta forestal.

En las zonas más elevadas (piso subalpino), donde el bosque se eliminótempranamente, predominan los deslizamientos superficiales, acompañadosocasionalmente por lóbulos de solifluxión. Los deslizamientos superficiales (Foto27) forman cicatrices semicirculares con una anchura media entre 10 y 15 m (GarcíaRuiz et al., en prensa b), con una lengua al pie. El plano de deslizamiento coincidecon la zona de contacto entre el horizonte C del suelo y el sustrato rocoso. Selocalizan preferentemente entre 1900 y 2000 m, aunque se extienden desde 1500 a2200 m, en pendientes entre 13 y 25º (pendiente media, 18.8º). Son muy frecuentesen las hojas de Ansó y de Sabiñánigo, donde ocupan importantes extensiones cercade las divisorias. No cabe duda de que su actividad está relacionada con la rápidadeforestación del piso subalpino, puesto que no se desarrollan en zonas forestalesadyacentes con pendientes y suelos similares. Curiosamente, la mayor frecuencia dedeslizamientos superficiales se da cerca de las divisorias, donde tiene lugar lamáxima acumulación de nieve, aunque las lluvias torrenciales contribuyen a sudesencadenamiento, como demostraron Martí-Bono y Puigdefábregas (1983)durante las lluvias de noviembre de 1982. Puigdefábregas y García-Ruiz (1983 y1984) estimaron que las laderas con pendiente superior a 30º presentan riesgo deformación de deslizamientos superficiales incluso con regolito seco, mientras quelas laderas con una pendiente inferior a 15º son estables incluso con regolitosaturado. Esto significa que las laderas más pendientes vieron perder muy prontosu suelo después de la deforestación del piso subalpino. Por el contrario, las laderasentre 15 y 30º conservan buena parte del suelo, que se ve afectado pordeslizamientos superficiales en momentos de lluvias de baja frecuencia. Enconsecuencia, los pies de ladera presentan, por lo general, grandes acumulaciones


de regolito, que evolucionan hacia lóbulos de solifluxión activos (Del Barrio yPuigdefábregas, 1987), algunos de grandes dimensiones (por ejemplo, en AguasTuertas, valle del Aragón Subordán). Sobre suelos delgados, más bien sobre elhorizonte C, como consecuencia de la actividad de deslizamientos superficiales, ysobre pendientes de más de 25º, se instalan terracillas de geli-solifluxión, con unadensidad media de cubierta de cubierta vegetal del 34% (Del Barrio yPuigdefábregas, 1987).

Otro tipo de deslizamientos superficiales también ocurre a menor altitud, enambientes de matorrales más o menos densos o en repoblaciones forestales,coincidiendo con lugares afectados históricamente por incendios frecuentes,sobrepastoreo y agricultura nómada. Son los flujos de derrubios o debris flows, queafectan sólo al regolito o a un coluvión poco potente que cubre buena parte de lasladeras del flysch (Lorente et al., 2002 y 2003). Forman también una cicatriz enorigen, pero luego la lengua tiene un recorrido mayor, delimitada por leveeslaterales, con una lengua frontal peor delimitada que en los deslizamientos de alta


Foto 27. Sobre los suelos profundos del flysch se forman frecuentes deslizamientos superficiales oplanares que dejan pequeñas cicatrices, a veces escalonadas, como las que aparecen en el Collado de la

Magdalena. (Foto: J.M. García Ruiz).

montaña. La longitud media del deslizamiento es 51 m, siendo la longitud de laparte correspondiente al depósito (runout) de 22 m (Foto 28). La pendiente media ala que se forma la cicatriz es de 33º y la sedimentación comienza con una pendientede 17º (Lorente et al., 2003). Beguería (2006) confirmó la estrecha relación entre losflujos de derrubios y los ambientes degradados en pendientes relativamente fuertes,como si la eliminación del bosque hubiera reducido la capacidad de resistencia delcoluvión, de forma que la reforestación no ha sido capaz de restaurar lascondiciones de partida. Este autor demostró que la tasa anual de formación denuevos flujos de derrubios no ha cambiado en los últimos 50 años. Su presenciaaparece bien distribuida por todo el Sector del Flysch por debajo de 1400-1500 m,pero es especialmente activa en la vertiente de contacto con la Depresión InteriorAltoaragonesa, como puede observarse en la Hoja de Jaca. Es probable que laintensa fracturación que afecta a esa zona (afectada por el cabalgamiento del flyschsobre las margas) favorezca más su desarrollo, aprovechando algunas zonas de


Foto 28. Las laderas del fysch que han sido intensamente perturbadas por la acción humana muestran lapresencia de flujos de derrubios (debris flows) que dejan cicatrices, canales de deslizamiento y lenguas deacumulación. A pesar de su espectacularidad, no contribuyen mucho a la carga de sedimento en

suspensión en la red fluvial principal. (Foto: J.M. García Ruiz).

debilidad en cicatrices de grandes slumps. De acuerdo con Bathurst et al. (2007) estosflujos de derrubios contribuyen relativamente poco (alrededor del 13%) a laproducción total de sedimento exportada por los ríos, dada la desconexión de lamayoría de ellos respecto a la red fluvial.

Algunos de los flujos de derrubios observados en la zona de estudio tienenmayores dimensiones de las habituales, de manera que han llegado a ocupar unfondo de valle, rellenándolo por completo. Es el caso del que afectó al Monasteriode San Adrián de Sasave, que quedó casi completamente tapado por dos flujos dederrubios, uno de primeros de siglo XIII y otro de mediados del siglo XVIII (Martí-Bono et al. 1997). El depósito, que tiene varios metros de potencia, está formado poruna mezcla de bloques no rodados y de matriz fina. Este flujo sólo pudo formarseen un momento en que la cuenca estuvo deforestada; de hecho todas las laderasindican la presencia de antiguos campos de cultivo ya colonizados por un bosquedenso. En la localidad de Espuéndolas se formó otro gran flujo de derrubios querellena el fondo de un valle. Se reactivó con posterioridad a 1956, tal como se deducede la fotografía aérea.

En el Sector del Flysch son menos frecuentes y espectaculares los movimientosen masa profundos, aunque no quedan excluidos. Las hojas de Jaca y Sabiñánigopresentan numerosos ejemplos de cicatrices en cualquier parte de la ladera, a vecesdesarrollando una lengua relativamente grande y aparentemente distribuidos alazar. En su evolución no ha intervenido la deforestación, pues su plano dedeslizamiento queda muy por debajo del nivel que pueden alcanzar las raíces de losárboles. En la Hoja de Jaca algunos grandes deslizamientos se ubican en la zona decontacto con las margas, probablemente relacionados con la intensa fracturación delsector. De todas formas, el ejemplo más característico es el que se forma en lamargen derecha del valle del Gállego, entre Senegüé y Biescas (Foto 29). La cicatrizforma un escarpe continuo, con una extensa lengua pegada al pie. Un estudiodetallado de la misma muestra que se trata de un slump complejo, es decir, undeslizamiento parcialmente rotacional que ha dejado alguna depresión en la partealta con pequeñas lagunas que han sido rellenadas de sedimento. El análisispolínico de ese sedimento revela que el deslizamiento se formó o reactivó amediados del Holoceno (García-Ruiz et al., 2002b). Algunos son, en todo caso,antiguos, dado su escaso reflejo en el relieve actual, de manera que han sidocartografiados como cicatrices de deslizamientos supuestos.

También el arroyamiento superficial muestra una gran actividad en las laderasdel flysch. En las hojas de Jaca y Sabiñánigo puede observarse la presencia dedensas redes de incisiones paralelas que se ciñen sobre todo a las vertientes máselevadas. Es casi seguro que la deforestación del piso superior del bosque tiene unagran influencia en su desarrollo, aunque no existe información al respecto. La bajaintegración de estas redes paralelas puede estar relacionada con la regularización delas laderas. Tampoco se tiene información acerca del posible papel de la fusión nival.


Algunos ejemplos de notable dimensión aparecen en el barranco del Puerto (al nortede la hoja de Sabiñánigo) o en algunos sectores del valle de Aísa (Hoja de Jaca). Porqué aparecen en unos lugares y no en otros, sigue siendo un misterio. A una altitudparecida se localizan cabeceras activas de torrentes, de dimensiones variadas yfuertes pendientes. Forman la clásica cabecera en embudo muy pendiente, conescasa vegetación y numerosos barrancos bien integrados. Son responsables de laelevada carga de sedimentos gruesos que transportan algunos cauces menores o dela formación de pequeños conos de deyección al pie de las vertientes.

Además, las laderas del Sector del Flysch presentan rasgos inequívocos de haberpasado por intensas etapas de erosión del suelo. Las laderas con exposición solanatienen suelos poco potentes, con elevada pedregosidad en superficie, signo evidentede que una parte importante de la fracción fina ha sido exportada por procesos deerosión difusa. Son suelos que además tienen muy bajo contenido en materiaorgánica y, en perfil, muestran escasa potencia del horizonte A que, con frecuencia,se apoya directamente sobre el horizonte C. Esto es una consecuencia directa delcultivo de laderas muy pendientes con cultivos cerealistas que, como se hacomprobado experimentalmente, provocan importantes pérdidas de suelo en


Foto 29. La ladera derecha de la Ribera de Biescas muestra un gran deslizamiento complejo, a vecesrotacional, que se prolonga de forma interrumpida durante varios kilómetros. En la imagen, tramo

deslizado a la altura de Arguisal. (Foto: M. Espinalt).

alternancia con el barbecho (García-Ruiz et al., 1995 y 1996a; Molinillo, 1997). Ruiz-Flaño (1993) señala que muchos campos abandonados a principios del siglo XX sehan convertido en pedregales que, a modo de pavimento o enlosado de piedras,cubren suelos esqueléticos en los que difícilmente avanza la colonización vegetal.Ruiz-Flaño et al. (1992) llegaron a la conclusión de que el estado de degradación alque han llegado muchos campos de cultivo abandonados se debe no tanto alabandono cuanto a los sistemas de gestión posteriores al mismo, incluyendo el usofrecuente del fuego para eliminar el matorral y mejorar temporalmente la calidad delos pastos. Algunos de esos campos, cultivados en el pasado mediante sistemasnómadas (artigueo, shifting agriculture), son los que actualmente presentan las peorescondiciones de conservación (Lasanta et al., 2006). Lo habitual en estos ambientes decampos abandonados son los procesos de arroyamiento difuso, pero no laformación de incisiones profundas o cárcavas, que probablemente quedandificultadas por la presencia de abundantes piedras en superficie. Las incisionessuelen ser poco profundas y más bien efímeras. Es importante tener en cuenta queallí donde se conserva una densa cubierta forestal, las fuentes de sedimento estánreducidas a su mínima expresión, y lo que predomina es un transporte de solutosfrente al sedimento en suspensión o la carga de fondo, ésta última casi inexistenteen cuencas forestales (Serrano-Muela et al., 2008).

Los movimientos en masa, tanto profundos como superficiales, así como laproducción de sedimento desde los campos de cultivo abandonados explican lascaracterísticas torrenciales de los ríos y barrancos que atraviesan el Sector delFlysch. La red principal (ríos Gállego, Aragón, Aurín, Estarrún, Osia) se caracterizapor un lecho aluvial amplio en el que varios cauces entrelazados cambian deposición tras cada avenida, escombrando el fondo del valle. A comienzos del sigloXX estos cauces estaban formados por barras pedregosas sin apenas vegetación,reflejando una actividad torrencial en la red fluvial, como respuesta a la elevadadinámica geomorfológica de las laderas en un momento de fuerte presióndemográfica. Otros valles secundarios (Ijuez, Oliván) también eran portadores deuna alta torrencialidad, especialmente en el primer caso, con grandesacumulaciones de carga gruesa en determinados tramos (Martínez-Castroviejo yGarcía-Ruiz, 1990). En la actualidad, estos cauces, tanto los principales como lossecundarios, presentan claras evidencias de estabilización, dada la avanzadacolonización vegetal de las barras fluviales y, en general, de los antiguos caucespedregosos. Esta tendencia parece relacionarse con el descenso de la actividadgeomorfológica de las laderas tras el abandono de cultivos y la menor presiónganadera, y también con la construcción de obras de control en los cauces (presas deretención de sedimento o check dams) (Beguería et al., 2006) que parcialmentereducen la carga gruesa hacia aguas abajo, aunque provocan degradación en elcauce y erosiones laterales (García-Ruiz y Puigdefábreegas, 1985).

Las transformaciones en la morfología del cauce y el volumen de sedimentotransportado están directamente relacionados con la magnitud y recurrencia de las


avenidas (García-Ruiz et al., 2002a). Así, con avenidas correspondientes a unperiodo de retorno de 5 años los ríos arrastran grandes cantidades de sedimento ensuspensión y de fondo. Con avenidas de 25 años de periodo de retorno los caucessufren grandes cambios en la organización de las barras sedimentarias. Lasavenidas de más de 100 años de periodo de retorno removilizan el sedimento deconos activos y semi-activos, arrastran bloques morrénicos de gran tamaño y lasinfraestructuras próximas a los cauces se ven seriamente dañadas. Por último,durante los llamados eventos excepcionales el sedimento es transportado en formade flujo hiperconcentrado y los barrancos afluentes soportan una intensa erosiónlateral y lineal, pudiéndose desarrollar flujos de derrubios como el que afectó alMonasterio de San Adrián de Sasave (Valle de Borau) (Martí-Bono et al., 1997).

Por último, el desarrollo de densas redes de cárcavas está íntimamenterelacionado con el afloramiento de las margas eocenas. Es bien sabido que lasmargas, como roca sin alterar, son muy duras y difícilmente erosionables. Lo queprovoca su imagen de alta erosionabilidad es su gran capacidad para meteorizarseen cuanto entran en contacto directo con la atmósfera: los contrastes de humedad ytemperatura consiguen, en un plazo relativamente corto de tiempo, disgregar la rocay ponerla a disposición de la escorrentía superficial. Nadal-Romero et al. (2007)demostraron que la meteorización de las margas de la Depresión InteriorAltoaragonesa está directamente ligada a la frecuencia e intensidad de las heladas ya los fuertes contrastes estacionales entre humectación y desecación. Esto hace que lavelocidad de meteorización sea mayor en las vertientes orientadas al norte que al sur.

Las cárcavas forman densas redes de barrancos con muy escasa vegetación (Foto30), que a veces evolucionan por pequeños movimientos en masa (mudflows) debidoal socavamiento producido por la divagación de los barrancos. Lo cierto es que laszonas de cárcavas producen enormes cantidades de sedimento (Nadal-Romero etal., 2008) y contribuyen decisivamente a la carga de sedimento por parte de la redprincipal y al aterramiento de los embalses (Beguería, 2005). Se localizan sobre todoen el contacto entre las margas y el flysch, y también en los escarpes que bordean alos niveles de glacis y terrazas. En la mayor parte de los casos se instalan sobreantiguas laderas regularizadas que van quedando como restos rodeados porintensos abarrancamientos. Es probable que su origen esté relacionado con ladeforestación, el cultivo de esas laderas y el pastoreo, pues los barrancos que drenanlas zonas de cárcavas enlazan con niveles holocenos (rellenos de fondo de valle dehasta 8 m de potencia que están afectados por incisión actual).

5.7. Terrazas, glacis y conos

Una parte importante de las hojas de Jaca y Sabiñánigo está condicionada por lapresencia de depósitos aluviales y de piedemonte, así como con extensos conos dedeyección parcialmente funcionales.


La gran extensión ocupada por los sedimentos cuaternarios ya había sidoreflejada por diversos autores, tales como Panzer (1926), Solé Sabarís (1942), Barrère(1975) y Martí Bono (1978), que establecieron el sistema de terrazas fluviales yfluvioglaciares de los ríos Aragón y Gállego, así como los glacis-terraza deprocedencia lateral, que fueron cartografiados por Barrère (1971) (Foto 31). Estasúltimas morfologías y depósitos son los más sobresalientes, con un ampliodesarrollo en toda la Depresión Interior Altoaragonesa (Canal de Berdún, Val Anchay Val Estrecha) y enlazando con las terrazas de los ríos principales. La relacióntopográfica entre ambas acumulaciones (terrazas y glacis) es tan perfecto que en lamayoría de los casos resulta difícil marcar la separación entre ellas, excepto para losniveles más recientes, que son predominantemente terrazas fluviales en posiciónencajonada entre los niveles altos. La observación de las hojas de Jaca y Sabiñánigopermite deducir que los depósitos más extensos aparecen en la mitad septentrionalde la Depresión Interior, debido a la mayor potencia de los ríos y torrentesprocedentes del norte, dando lugar a una marcada disimetría.


Foto 30. Las margas de la Depresión Interior Altoaragonesa evolucionan fácilmente hacia cárcavas muyactivas, con una densa red de barrancos e intensa meteorización de las laderas. Cárcavas en las margas

de la zona de Satué. (Foto: J.L. Peña).

La etapa acumulativa más antigua se conserva en el río Veral, a la salida del Vallede Ansó, en cuya orilla derecha hay varios retazos (Campo de Bey) de un glacis defuerte pendiente, y en la parte izquierda dos restos de terrazas, todos elloscorrespondiendo al nivel de 80-90 m. Esta altura ha sido calculada a partir de laprolongación de los perfiles hacia el río principal. Fuera de la zona de estudio (Hojade Sigüés), entre el río Veral y el río Aragón existe otro resto de terraza en lalocalidad de Berdún (Silván, 1983). Otros restos residuales de glacis de este mismonivel se localizan en la parte meridional de la Canal de Berdún, al pie de Peña Oroel,los cerros del área de la Corona de San Martín y el cono alto de Binacua y Campode Oro. Hacia el este, el retazo más extenso y conocido es el de Santa Lucía, al nortede la localidad de Cartirana, cuya altura relativa también debe estar en torno a 80-90 m si se tiene en cuenta la prolongación de su perfil hacia los ríos Gállego y Aurín.El espesor del depósito es muy variable, sobrepasándose los 3 m de materialesdetríticos, con rubefacción y cementación desigual. En el caso del nivel de Cartirana


Foto 31. La Depresión Interior Altoaragonesa presenta un excelente muestrario de formas y depósitoscuaternarios (glacis y terrazas) que se han desarrollado a favor de la fácil meteorización y posteriorerosión de las margas eocenas. En la imagen, glacis escalonados junto a Senegué. Al fondo, el macizo

conglomerático de Peña Oroel. (Foto: J.L. Peña).

se han observado deformaciones en sus materiales, consistentes en suaves plieguesy fallas de escasa importancia.

Solé Sabarís (1942) situó en esta fase el momento en que supuestamente el ríoGállego mantenía su curso ligado al río Aragón a través de la Val Ancha, de maneraque el río Gállego al llegar a las margas de la Depresión Interior Altoaragonesagiraría hacia el oeste, como también lo hace el río Aragón, aprovechando la mayordebilidad litológica de las margas. Era una forma de explicar también la grandepresión que se abre entre Sabiñánigo y Jaca, que además está recorrida por ríosmenores (Gas y Tuliviana), a los que se consideraba incapaces de haber abierto unvalle de semejante amplitud. Por otro lado, la terraza de Santa Lucía, que quedaactualmente por encima de la divisoria entre los ríos Gállego y Aragón, se atribuíaal río Gállego, lo que era un argumento más para pensar que este último habíacirculado en su momento hacia el oeste. Sin embargo, Solé Sabarís y Martí-Bono(1971) descartaron esta posibilidad, al menos con los argumentos disponibles, alcomprobar que (i) el nivel de terraza de Santa Lucía no pertenece al río Gállego sinoal Aurín, pues no contiene cantos de granito propios de la cabecera del Gállego, sinosólo cantos de las Sierras Interiores y del flysch; (ii) tampoco se han encontradocantos de granito en las terrazas más antiguas del río Aragón, lo que significa queal menos desde el nivel de terraza de 90 m los dos ríos no han mantenido ningunaconexión. y (iii) el estudio de las terrazas del Gállego aguas abajo de Sabiñánigo nomuestra para sus niveles antiguos ni medios ninguna ruptura en la sedimentaciónque sugiriera una fase de desalojo fluvial en dirección hacia otro río por efecto deuna captura. Todo esto sugiere que a pesar del llamativo valle abierto en las margas,el río Gállego no llegó a ocuparlo a lo largo de la evolución cuaternaria, y que sumorfología es principalmente consecuencia de la evolución de los glacis y elretroceso de laderas.

El segundo nivel acumulativo se localiza a 50-60 m de altura relativa sobre loscauces fluviales. Barrère (1966, 1975) denomina a este nivel ”glacis principal” por lagran superficie que ocupa tanto en el curso del río Aragón como en el del Gállego yen el tramo inferior del río Aurín, así como en la Val Ancha. Su rasgo máscaracterístico, además de la constancia de su altura relativa y de su notableextensión, es la presencia de un suelo rojo que no aparece en los niveles más bajos.En el sector occidental, entre los ríos Veral y Aragón Subordán, este nivel de glacis-terraza forma un llano continuo, únicamente incidido por valles estrechos de fondoplano por donde la red secundaria sale hacia el río Aragón. Entre el río AragónSubordán y el Estarrún también existen amplias superficies de glacis-terraza,mientras que hacia el río Aragón la continuidad del nivel se ve interrumpidaocasionalmente por la presencia de relieves residuales más resistentes dentro de lasmargas (Sierra de Novés). En el río Aragón el nivel de 50-60 m se mantieneconstante, convertido en una terraza-cono o en un glacis–terraza. También semantiene en los niveles de glacis de la red del río Gas (que mantienen formas


digitadas alargadas de nornoreste a sursuroeste en Baraguás, Ipas y Banaguás), y enlos conos depositados por los barrancos que descienden desde las estribaciones dePeña Oroel (Ulle y Navasa). Finalmente, al pie de Santa Orosia existen algunosglacis laterales (Isún, San Román, Sardas, Latás) de fuerte pendiente y relativamentebien conservados a pesar de las profundas incisiones y el importante retroceso delas cabeceras de las cárcavas. La potencia del depósito en los glacis no es regular, conun progresivo engrosamiento hacia la parte distal, de manera que algunos glacispasan de ser erosivos o rocosos en la raíz a presentar depósitos de más de 8 m depotencia. Para Barrère (1975) se formarían en condiciones climáticas secas, confuerte irregularidad de precipitaciones y gran actividad en las laderas, a pesar deque las características sedimentológicas de la terraza de 50-60 m aluden más bien acondiciones frías. Como ya se ha indicado, la buena relación cronológica entreterrazas y depósitos de origen glaciar parecen manifestar una evolución conjunta yreflejan condiciones ambientales frías.

Ya se ha comentado previamente que la datación, mediante OSL, de este nivel enel curso bajo del río Aragón Subordán da una edad de 263,000 ± 21,000 años BP.Vidal Bardán (1993) hizo un estudio muy detallado de los suelos rojos sobre estenivel de terraza y concluye que debieron formarse durante el interglaciar Mindel-Riss, lo que indica una edad mindeliense para el depósito de la terraza. A unaconclusión similar había llegado previamente Alimen (1964) en el piedemonte deBigorre (Pirineo francés), lo que concuerda bien con la fecha obtenida para estetrabajo.

Por debajo del nivel de 50-60 m se distinguien otros niveles a 40, 20-25 y 7-10 msobre el cauce actual, ocupando extensiones menores. La terraza de 40 m del ríoGállego presenta escasos afloramientos, destacando el localizado en la margenizquierda frente a Sabiñánigo. Sin embargo, algunos glacis laterales pueden serasignados a esta etapa, como los de Satué o las Llenas de Javierre. En la Val Anchano se ha encontrado ningún resto de este nivel, aunque sí en la Val Estrecha enforma de laderas enlazando con retazos de glacis. Estos restos, junto con unapresencia más importante en el valle del río Basa (prolongación hacia el sursurestede la Depresión Interior Altoaragonesa) permite asimilarlo como un nivel evolutivoindependiente, tal como ya dedujeron García-Ruiz y Creus (1974) a partir deafluentes del Gállego. Por otra parte, Benito (1989) señala un nivel de 34-48 m en elcurso medio y bajo del río Gállego que corresponde sin duda a esta misma etapa. Encambio, en el río Aragón el glacis–terraza de 40 m no está bien representado,apareciendo como un nivel desdoblado en las proximidades de la ciudad de Jaca(Tello Ripa et al., 1994). Aguas abajo empieza a ser cartografiable a partir de Binacua.También está presente en el río Veral. En la zona del embalse de Yesa (fuera de lazona de estudio), llega a sustituir al nivel principal de Jaca, que desapareceprogresivamente (Martí-Bono, 1996).

El nivel de 15-20 m está muy bien desarrollado como terraza en el río Aragóndesde la cubeta de Villanúa hasta la confluencia con el río Gas, volviendo a


conformarse como un nivel importante a partir Santa Cilia, hasta que desaparecepor debajo de las aguas del embalse de Yesa. Los ríos Veral y Lubierre presentantambién restos de esta misma etapa acumulativa. Todos los indicadores apuntanque se trata de una terraza fluvioglaciar, especialmente en su tramo superior (Martí-Bono, 1973, 1978), enlazando perfectamente con una de las morrenas principales dela cubeta terminal de Villanúa. En el valle del Gállego la terraza de 20 m se localizaaguas abajo de Senegüé como una terraza fluvioglaciar con rasgos topográficos deoutwash entre esta localidad y Sabiñánigo prolongándose hacia el sur más de 20 kmcon idénticas características fluvioglaciares hasta Hostal de Ipiés (Peña et al., 2004).

Como glacis, el nivel de 20 m es muy poco extenso en la cuenca del Aragón,reduciéndose a pequeños sectores entre tramos del nivel de 50-60 m. Tambiénaparece entre los abanicos de Navasa, Ulle y Barós, ocupando una posicióndeprimida. Sin embargo, forma niveles relativamente bien conservados en el sectorcentral de la Val Ancha, como las amplias llanadas de la zona de Martillué. Esademás el nivel más importante de la Val Estrecha, formando estrechos retazosorientados de sur a norte.

Por último, el nivel de 7-10 m alcanza una gran extensión como terraza fluvial delos ríos Gállego y Aurín, y notoria importancia a lo largo del río Aragón. Tambiénestá presente en todos los afluentes y en los fondos de valle en artesa de la red delrío Gas y en casi todos los valles laterales, donde conforma un rellenopredominantemente limoso (Martí-Bono y González, 1979). Por su relación con lasmorrenas de los valles del Aragón y del Gállego, este nivel es claramente posterioral último máximo glaciar (Barrère, 1964, 1975). Como glacis presenta unaacumulación limosa muy característica, citada por Barrère (1975) y Martí-Bono yGonzález (1979), que la atribuyen a una etapa semiárida de finales del últimoperiodo glaciar. Es más que seguro que la terraza de 7-10 m se depositó en algúnmomento posterior al máximo glaciar, como lo indica la relación entre las morrenasmenores de la cubeta de Villanúa y este nivel. Idéntica opinión sostienen Lewis etal. (2009), que datan este nivel en el valle del Cinca en 11±1 miles de años BP, es decirrelacionable climáticamente con el Younger Dryas. Sin embargo, la fase deconfiguración de los correspondientes glacis y su posterior relleno tiene todos losrasgos de haberse desarrollado durante el Holoceno, por su similitud con losrellenos de fondo de valle en la Depresión del Ebro.

El valle del Aragón Subordán cuenta también con una excelente representaciónde los niveles de terrazas más comunes, es decir, los correspondientes a 60, 20 y 10m sobre el cauce del río. Las dos más bajas se considera que son terrazasfluvioglaciares. La terraza de 60 m también presenta características fluvioglaciares,pero no enlaza con depósitos morrénicos conocidos. En cambio, en el valle del Veralalcanza cierto desarrollo el nivel intermedio de 40 m.

Las vertientes que enlazan los diferentes niveles entre sí y con el fondo holocenopresentan acumulaciones de ladera de muy poco espesor, en las que pueden llegar


a diferenciarse al menos dos etapas holocenas. Esta cubierta detrítica, retomada delos niveles pleistocenos que forman la parte alta de la vertiente da lugar a una clararegularización. Sin embargo, la actividad humana, con la consiguiente degradaciónde la cubierta vegetal, ha favorecido la incisión de cárcavas profundas. De estaforma, las laderas regularizadas han evolucionado hacia restos triangulares cadavez más reducidos entre redes muy dinámicas de cárcavas.

Además de glacis y terrazas, el fondo del valle del Gállego (Ribera de Biescas) secaracteriza por la presencia de grandes abanicos aluviales o conos de deyección casiconectados entre sí lateralmente. Estos conos han sido formados por afluentes delrío Gállego a su paso por el flysch eoceno. Destacan sobre todo los barrancos de Asoy Escuer por la margen derecha y los de La Sía, Orós y Oliván por la margenizquierda. La formación de estos abanicos se explica fundamentalmente por laconjunción de dos factores: (i) la notable actividad geomorfológica que puededesarrollarse en el flysch, donde la alternancia de estratos delgados de areniscas ymargas puede aportar notables cantidades de sedimentos a los cauces,especialmente en momentos con escasa cubierta vegetal; y (ii) el paso de losbarrancos a través de los cordones morrénicos laterales del glaciar del Gállego y dealgunos rellenos de obturación glaciar, precisamente en el momento en que talesbarrancos se precipitan hacia el fondo del valle principal en un salto de 200 a 400metros en sus últimos 2 ó 3 kilómetros finales. Este último rasgo se debe a quedurante el último ciclo glaciar los afluentes quedaron colgados respecto al fondo delvalle principal. Naturalmente, la fuerte pendiente que alcanzan los barrancos en esetramo final, coincidiendo con su paso a través de materiales fácilmente erosionables,represente no sólo una altísima energía en momentos de avenidas sino también unsuplemento sedimentario que contribuye al crecimiento de los abanicos aluviales.Estos últimos son, por supuesto, claramente posteriores al máximo glaciar y habránvisto acentuado su ritmo de crecimiento tras la deforestación y puesta en cultivo desus respectivas cuencas (Gómez-Villar, 1996).

La composición sedimentaria de los conos de deyección refleja una mezcla decantos de arenisca y grandes bloques semirrodados de origen morrénico queacceden al cono por medio de flujos de derrubios canalizados, como puedeobservarse en la zona apical, pasando posteriormente a depósitos de carácter másfluvial en su parte distal (Gómez-Villar y García-Ruiz, 2000). Una parte de los conosaun permanece activa, pero ha experimentado una notable reducción superficial enlas últimas décadas, de manera que la torrencialidad apenas se manifiesta en uncauce trenzado, pero muy limitado espacialmente (Foto 32). La reducción de latorrencialidad se explica por los trabajos de reforestación en la cuenca y laconstrucción de presas de retención de sedimentos en el tramo más pendiente delcauce, donde este último puede haber sido canalizado para limitar la erosión lateralen las morrenas. Estas obras han dado una imagen de aparente estabilización de losconos, dada la colonización vegetal en la mayor parte de los mismos, aunque la


ocurrencia de eventos extremos puede reactivar momentáneamente su dinámica,como ocurrió en el cono de Arás durante la conocida como catástrofe de Biescas endía 6 de agosto de 1996 (García-Ruiz et al., 1996b; White et al., 1997).

También el valle del Aragón cuenta con conos de deyección, aunque de menortamaño que los cartografiados en la Ribera de Biescas. Destacan los de la cubeta deVillanúa, desarrollados en un contexto similar a los anteriores, es decir, en ladesembocadura de barrancos que en su último tramo saltan un importante desnivelatravesando los depósitos morrénicos laterales del glaciar del Aragón. El ejemplomás destacado es el cono del barranco de Lierde, en el que la morrena lateral obligaal barranco a desplazarse hacia el sur para desembocar en el río Aragón. El cono,con rasgos de cierta actividad, tuvo que ser corregido y canalizado. En el valle delAragón Subordán destacan los abanicos de varios barrancos afluentes cuandoalcanzan la cubeta glaciar terminal, especialmente el cono del barranco de Agüerri,aún parcialmente activo, después de atravesar la gran masa morrénica lateral.


Foto 32. Los grandes conos de deyección que ocupan buena parte del fondo del valle del Gállego estántodavía parcialmente activos, como es el caso del cono de Oliván, en primer plano a la derecha. Estosconos se explican en buena parte porque atraviesan las morrenas laterales del glaciar del Gállego, queconstituyen una excelente y casi inagotable fuente de sedimentos. Además, se han reactivado en los

últimos siglos por la deforestación y el cultivo de las laderas. (Foto: J.L. Peña).

6. Síntesis regional

La cartografía geomorfológica de cinco hojas de Mapa Topográfico Nacional(Zuriza, Ansó, Sallent, Jaca y Sabiñánigo) cubre un amplio espectro de formas ydepósitos que reflejan la diversidad de procesos geomorfológicos que actúan en unaregión montañosa con un fuerte contraste altimétrico y una notable diversidadlitológica. De entrada, la distribución de las formas de relieve confirma el controllitológico-estructural sobre la organización espacial de determinados fenómenosgeomorfológicos. Así, las grandes unidades litológicas se caracterizan por elpredominio de ciertos tipos de formas, depósitos y procesos, configurando unverdadero paisaje morfogenético. La litología explica la presencia de rocas de mayoro menor resistencia y, por lo tanto, condiciona la pendiente; también explica lapresencia o ausencia de suelos profundos y su plasticidad. Granitos, pizarras,calizas, flysch, margas y molasas están bien representados en las cinco hojas y cadauna de esas litologías muestra una clara asociación de formas de relieve que sondiferentes de las demás.

Puede argumentarse también la notable función de la altitud, que determina nosólo los pisos bioclimaticos sino también la mayor o menor importancia de la nievecomo agente geomorfológico y la frecuencia e intensidad con que actúa el hielo enla roca y en el suelo. La gran energía de relieve de la zona de estudio, entre unos 700m y casi 3100 m s.n.m., incluye desde ambientes submediterráneos a ambientesnivales propios de la alta montaña alpina. Además, hay que tener en cuenta laimpronta humana, más activa en los ambientes submediterráneos y en los pisosmontano y subalpino, donde ha alterado profundamente las formaciones vegetalesy el comportamiento hidrológico de los suelos. En todo caso, existe una importantecorrelación entre litología y altitud, de manera que ciertos tipos de rocas (granitos,calizas) tienden a formar parte de los relieves más elevados, como consecuencia desu mayor resistencia, mientras otros (las margas, especialmente) se asocian arelieves deprimidos dada la rapidez de meteorización y la fácil evacuación demateriales erosionados.

Litología y altitud, con la superposición de la actividad humana, son, pues, losdos factores determinantes a la hora de explicar la regionalización que se observa enla distribución de formas de relieve y de depósitos.

Los granitos, aunque en el conjunto de las cinco hojas ocupan una superficierelativamente pequeña, presentan, sin embargo, unas características muy definidas.Desde una perspectiva lejana muestran formas propias de un macizo antiguo, sinrelieves que destaquen mucho por encima de los demás y un perfil que quiererepresentar la línea homogénea de una antigua superficie de erosión. Pero laproximidad pone las cosas en su sitio: valles profundos de paredes verticales,rupturas de pendiente en el perfil longitudinal, fuertes desniveles, abruptosescarpes y divisorias afiladas que separan circos glaciares en cuyo fondo es posible


encontrar un glaciar rocoso. La huella glaciar está presente por todas partes: vallesen artesa y cubetas de sobreexcavación forman lo esencial del paisaje, junto a unroquedo que presenta las huellas recientes del paso del hielo (rocas aborregadas,dorsos de ballena, paredes pulidas y con estrías) y de la gelifracción (canchales declastos sueltos, aún plenamente activos). A su alrededor, la orla metamórfica se hallaintensamente tectonizada y, por su resistencia, alcanza las mayores altitudes de lazona de estudio.

El resto del Pirineo Axial, con materiales paleozoicos, muestra un relieve muycomplejo, sin claras directrices estructurales, en el que la litología permite hacer lasprincipales distinciones. Las rocas más resistentes (calizas, cuarcitas) formanrelieves abruptos que ocasionalmente parecen flotar entre relieves de formas suavesy perfiles amplios, originando relieves en cuesta. Las calizas pueden aparecerintensamente karstificadas, como sucede en Peña Foratata y también, como lascuarcitas, con importantes retoques glaciares. Lo mismo sucede con los pequeñosrestos volcánicos (diques y coladas de lava) del Pico Anayet y del Campo de Troya,que destacan por su mayor resistencia. Sin embargo, la mayor superficie estáocupada por materiales blandos, que se erosionan con facilidad o que evolucionanhacia grandes movimientos en masa. Es el caso de la cabecera del río Gállego,inmediatamente aguas arriba de las Sierras Interiores. Allí, las pizarras y esquistosdan lugar a una relieve de formas abiertas, amplios valles y pendientes tendidas quecontrastan fuertemente con los escarpes calizos. Un sinnúmero de earthflows yslumps se han desarrollado a favor de la profunda meteorización de los materiales,así como de una tectonización que favorece su inestabilidad a partir de planosprofundos de deslizamiento. Muchos de ellos son todavía funcionales y se reactivancon facilidad como sugiere su forma corrugada y la existencia de grietas. Por último,los depósitos de origen glaciar, generalmente correspondientes a fases tardias deestabilización o reavance, aparecen dispersos en las proximidades de los circos odelimitando los valles principales y secundarios, como sucede en el río Gállego, enel Aragón Subordán o en los valles de Escarra y Lana Mayor.

Bien diferente es el contexto geomorfológico de las Sierras Interiores. Estaalineación montañosa que ocupa la casi totalidad de la Hoja de Zuriza y buena partede las de Ansó y Sallent, forma una sucesión de relieves extremadamenteescarpados, con fuertes desniveles, paredes verticales y perfiles contrastados. Tantolas calizas como las areniscas cretácicas y eocenas se comportan como materialesresistentes que reflejan muchos de los rasgos estructurales, en particular el frente delas Sierras que se muestra unas veces como un gran pliegue tumbado y otras comouna sucesión de pliegues en cascada que tienen su reflejo en la formación deescalones (Puerto del Bozo, en la cabecera del valle de Aísa). Los pliegues hanevolucionado frecuentemente hacia frentes de cuesta y reversos de moderadasdimensiones. En esta alineación aparecen relieves intensamente karstificados,formando una sucesión continua de dolinas, simas y lapiaces sin circulación hídrica


superficial, como es el caso de la cabecera de los ríos Veral y Esca y, en menormedida, sectores más limitados de los Aspes, Telera y Tendeñera. También aparecenlas huellas de un glaciarismo que configuró grandes circos, de formas menosacabadas que en el granito, pero capaces de sustentar algunos de los glaciares mejordesarrollados del Pirineo centro-occidental. En la actualidad, estas paredes, libres yade los hielos, se ven afectadas por canales de aludes e intensa crioclastia queproducen extensos taludes de derrubios, entre los que destacan los formados en lacara norte de la Sierra de Telera y en los alrededores de la Sierra de Bernera, entreotros muchos ejemplos. La red fluvial principal atraviesa las Sierras Interiores pormedio de grandes cañones en los que se dibuja el perfil de las antiguas artesasglaciares incidido por profundas gargantas de origen mixto subglaciar y postglaciar.

Las sierras del flysch ocupan una superficie muy extensa en las hojas de Jaca ySabiñánigo, donde dan lugar a un relieve muy peculiar, escasamente contrastado ycon muy pocos rasgos estructurales. Las formas de relieve predominantes son, enprimer lugar, las divisorias alomadas, que representan los restos de relievesantiguos, quizás superficies de erosión encajadas unas en otras hasta llegar a formarhombreras dentro de los valles actuales. Seguramente son superficies configuradasdesde poco después del gran levantamiento alpino, coincidiendo con distintas fasesde erosión que condujeron a la sedimentación de las molasas prepirenaicas y delrelleno terciario de la Depresión del Ebro. En segundo lugar, destacan las vertientesregularizadas, muy homogéneas, caracterizadas por su perfil rectilíneo y su delgadacobertura coluvial, que actualmente se encuentra en una fase inicial dedesmantelamiento. La presencia de suelos bien desarrollados y el notable contrastealtitudinal, con varios pisos bioclimaticos explican que el flysch soporte procesos yformas muy diferentes desde la base a la zona de cumbres. Deslizamientossuperficiales cerca de las divisorias junto a la formación de densas redes deincisiones no integradas dominan en la zona subalpina, mientras los pisosmontanos sólo muestran una gran actividad geomorfológica cuando han sidodeforestados, cultivados y pastoreados; en ese caso los flujos de derrubios, lainstalación de barranqueras y, sobre todo, el arroyamiento difuso son los procesosmás destacados. También, aunque sin que pueda hablarse de influencia humana, seproducen movimientos en masa profundos que, en general, parecen escasamentefuncionales en la actualidad. Todas las laderas que miran al sur guardan las huellasde un pasado reciente que ha sido fuertemente transformado por la presiónhumana. Pero también los cauces son testigos de esa perturbación. Los ríos queproceden del flysch o que lo atraviesan presentan cauces trenzados y escombradosde sedimentos, reflejando una torrencialidad que tiene su origen en losmovimientos en masa y la erosión que han actuado en las laderas. El abandono decultivos ha contribuido recientemente a una reducción de las fuentes de sedimentosy a una creciente limitación de la conectividad entre laderas y cauces (Beguería,2005). Algunos torrentes forman amplios abanicos aluviales que aparentemente


tienden hacia la estabilización en la medida en que sus cuencas se han reforestado ala vez que se han introducido reformas estructurales en los propios cauces. Losvalles glaciares de los ríos Aragón Subordán, Aragón y Gállego forman aquí ampliascubetas terminales con morrenas laterales que cierran complejos glaciolacustres enlos tributarios y complejos terminales que alcanzan su mayor desarrollo en losvalles del Aragón y Gállego. Los demás valles importantes de la zona de estudio(Veral, Osia, Estarrún, Aurín), también llegaron en el momento del máximo hasta elsector del flysch, aunque sin apenas capacidad para transformar las dimensiones desus valles respectivos.

La evolución geomorfológica de las margas presenta, en cambio, una gransencillez en sus rasgos principales. Lo primero que destaca es la formación de unamplio relieve deprimido como consecuencia de la fácil meteorización y erosión delas margas, hasta configurar una amplia vallonada que se prolonga por el oestehacia Pamplona y por el este continúa hacia el Valle del Basa, afluente del ríoGállego. Esa vallonada, la Depresión Media Altoaragonesa, se caracteriza por dosrasgos fundamentales: (i) el predominio de los depósitos de glacis y terrazas, conpendientes muy suaves interrumpidas por escarpes, y (ii) la presencia de densasredes de cárcavas en los bordes de la depresión y en los escarpes que delimitan aglacis y terrazas. Los niveles de 50-60 m y 18-20 m son los más destacados por suextensión y significación geomorfológica.

Finalmente, las molasas prepirenaicas aparecen muy poco representadas en elsector meridional de las hojas de Jaca y Sabiñánigo. Cuentan, en general con relievesde altitud modesta, excepto en los macizos de San Juan de la Peña y Oroel, dondelos conglomerados oligocenos, muy cementados, forman escarpes de grandesarrollo vertical. El resto se configura como un relieve estructural de crestas ycuestas de arenisca de escasa dimensión y continuidad, separadas por depresionessubsecuentes abiertas en los afloramientos arcillosos, que sirven de base para elasentamiento de los cultivos.

En resumen, los cinco mapas geomorfológicos que han sido el objetivo de esteestudio representan una amplísima gama de formas, depósitos y procesos quecaracterizan a la media y alta montaña pirenaica, desde los típicos relievesestructurales a los movimientos en masa, los valles glaciares, los macizos kársticos,los depósitos de origen fluvial y las laderas degradadas por el pastoreo y loscultivos. Todo está presente, desde el mundo submediterráneo a los ambientesnivales de la alta montaña, representando la diversidad geomorfológica que ocurrea diferentes escalas espaciales y temporales.

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