PROCESOS DE KARSTIFICACIÓN EN DEPÓSITOS MORRÉNICOS

 DE LA PEQUEÑA EDAD DEL HIELO:

GLACIARES DE INFIERNOS, PIRINEO CENTRAL

Recibido: 1998-06-09

Javier CHUECA CÍA

Asunción JULIÁN ANDRÉS

Departamento de Geografía y Ordenación del Territorio

Universidad de Zaragoza

50009-Zaragoza

RESUMEN

 Procesos de karstificación en depósitos morrénicos de la Pequeña Edad del Hielo: glaciares de Infiernos, Pirineo Central. Se estudian los procesos de karstificación desarrollados en los depósitos morrénicos que generaron los glaciares de Infiernos durante la Pequeña Edad del Hielo, procesos que han dado lugar a la aparición de un pequeño campo de dolinas aluviales emplazado a gran altura (2.500 m s.n.m.). Estas morfologías son un ejemplo típico del gran dinamismo que alcanza el karst nival en la alta montaña pirenaica.

Palabras clave.- Karst, depósitos morrénicos, glaciares de Infiernos, Pirineo central.

ABSTRACT

Karstification processes in morainic deposits of the Little Ice Age: Infiernos’ glaciers, Central Pyrenees. The karstification processes developped in Little Ice Age morainic deposits from the Infiernos’ glaciers (Spanish central Pyrenees) are studied. These processes generated a small field of alluvial dolines placed at a high altitudinal level (2500 m a.s.l.). The morphologies are a typical example of the strong dynamics reached by the nival karst processes in the higher areas of the Pyrenean range.

Key words.- Karst, morainic deposits, Infiernos’ glaciers, Central Pyrenees.

1. INTRODUCCIÓN: EL ÁREA DE ESTUDIO

El sector que analizamos en el presente trabajo se sitúa en el Alto Gállego oscense, dentro del extremo noroccidental del macizo de Panticosa y al pie del circo glaciar que conforman los denominados Picos del Infierno o de Infiernos (Infierno central, 3.082 m) (Fig. 1). La zona exhibe los rasgos típicos de la alta montaña pirenaica: desde un punto de vista geoecológico nos encontramos a caballo de los geocomplejos nival y subnival, caracterizados ambos por la crudeza de los rasgos climáticos que potencia la intensidad de actuación de muchos procesos de tipo periglaciar y glaciar y limita o incluso impide la presencia de una mínima cubierta vegetal. De hecho, el análisis efectuado se centra en los depósitos morrénicos generados por los glaciares emplazados en el circo occidental de Infiernos durante el período álgido de la Pequeña Edad del Hielo, glaciares que todavía hoy pueden observarse –aunque muy degradados– en los sectores más umbrosos y protegidos del circo.

El macizo de Panticosa, estudiado en detalle en sus aspectos geológicos por VAN LANDEWIJK (1960) o DEBON (1972), se arma sobre el batolito del mismo nombre, y consiste en una potente intrusión de edad tardi o post-hercínica en la que dominan los materiales cristalinos: desde los granitos monzoníticos en el centro, pasando por granodioritas de grano fino y grueso, hasta las gabrodioritas de la periferia. Esta intrusión se considera preestefaniense y anterior al volcanismo permotriásico –visible en los cercanos macizos de Anayet o del Midi d’Ossau– con el que está en relación a través de formaciones filonianas intragraníticas. Como consecuencia de la intrusión del batolito, la envoltura sedimentaria de edad paleozoica que lo rodea recristaliza en rocas metamórficas por metamorfismo de contacto, constituyendo una aureola metasedimentaria plegada respecto a la cual el granito aparece disarmónico, concordante y secante; los Picos de Infiernos se ubican en esa aureola de contacto, y en sus laderas se hace evidente la actuación de los procesos de metamorfismo, alternando las metapelitas esquistosas fuertemente plegadas y fracturadas con los mármoles calizos diapíricos eodevónicos que se inyectan en ellas como consecuencia de la acción termodinámica inducida por el batolito (SERRANO, 1991). Como veremos más adelante, los procesos de karstificación que hemos analizado se producen afectando precisamente a estos mármoles calizos (las conocidas Marmoleras del Infierno), materiales que forman parte del depósito morrénico generado por los glaciares del Infierno durante la Pequeña Edad del Hielo.

2. LOS GLACIARES DE INFIERNOS Y SUS MORRENAS DE LA PEQUEÑA EDAD DEL HIELO

El glaciarismo actual del macizo de Infiernos ha sido estudiado brevemente en las aportaciones generales de MARTÍNEZ DE PISÓN y ARENILLAS (1988), GARCÍARUIZ (1989) o CHUECA y LAMPRE (1994), con análisis más detallados en los trabajos de BARRÈRE (1952), SERRANO y AGUDO (1988) o SERRANO (1991). En la actualidad está representado por dos pequeños glaciares (Glaciares occidental y oriental de Infiernos) y un helero (Helero occidental de Infiernos), favorablemente orientados al NE y emplazados entre los 2.900 y los 2.700 m de altura. El glaciar occidental, con unas 12 Ha de extensión, es el más activo del conjunto y presenta todavía algunas grietas de tracción en su superficie; su frente, sin embargo, está biselado y queda ya muy apartado de las morrenas generadas durante la Pequeña Edad del Hielo. Próximo a él, y unidos todavía ambos hacia principio de siglo según GAURIER (1921) se encuentra el helero occidental, de reducido tamaño (1,5 Ha) y en franco estado de degradación. El glaciar oriental, de 8 Ha de extensión, es menos dinámico evoluciona hacia un helero estático y está casi en contacto con sus morrenas históricas dado que, en este caso, más que una pérdida de longitud ha experimentado una clara pérdida de espesor (Fig. 1).

 Fig. 1. Esquema geomorfológico del área de estudio. Leyenda: 1) Límites de circos glaciares; 2) Cordales de divisorias de aguas; 3) Picos principales; 4) Collados; 5) Glaciares; 6) Heleros; 7) Cordones morrénicos de la Pequeña Edad del Hielo; 8) Otros cordones morrénicos; 9) Umbrales de origen glaciar; 10) Áreas con sustrato pulido y/o rocas aborregadas; 11) Ibones; 12) Ibones colmatados/Áreas turbosas; 13) Conos mixtos (glacio-fluvio-nivales); 14) Canchales/Mantos de derrubios; 15) Canales de aludes; 16) Red fluvial; 17) Cambios bruscos de pendiente en la red fluvial.

Al pie del circo occidental de Infiernos –donde se ubican ahora el glaciar occidental y el helero occidental mencionados– se generó durante la Pequeña Edad del Hielo el potente arco morrénico principal sobre el que se han ido desarrollando los procesos de karstificación examinados en este trabajo. La edad de este episodio frío de escala global abarca –con fases de mayor o menor intensidad– desde finales del siglo XIII hasta mediados del siglo XIX (GROVE, 1988); en el Pirineo central español ha sido datada con detalle únicamente en el macizo de la Maladeta, y parece que la última gran pulsación corresponde a los comienzos del siglo XIX (en torno a 1820-1830) (CHUECA y JULIÁN, 1996). La morrena, bien conservada, se extiende en forma de lengua desde los 2.500 m de su tramo fronto-terminal, hasta cerca de los 2.800 m en su margen lateral occidental, mucho más desarrollado que el oriental, de dimensiones más exiguas (Fig. 1; Foto 1). Dentro de este gran arco principal se reconocen, muy fragmentados, algunos arcos morrénicos menores, testigo de los distintos episodios experimentados por el glaciar occidental en su retroceso hasta la posición que actualmente ocupa. Los materiales que conforman la morrena principal constituyen un típico diamicton glaciar, en el que se mezclan pequeños bloques centimétricos, cantos y gravas en una matriz fina relativamente abundante; la litología dominante en la caja del circo –metapelitas esquistosas y mármoles calizos–, muy fragmentable, hace que en este caso apenas existan grandes bloques métricos, tan característicos en circos labrados en litologías cristalinas o calcáreas.

Foto 1. No disponibleCirco glaciar occidental de Infiernos (al fondo, en la caja glaciar, destacan los tonos blanquecinos de las Marmoleras del Infierno). En primer término, arco morrénico principal correspondiente a la Pequeña Edad del Hielo.

 3. LOS PROCESOS DE KARSTIFICACIÓN: EL KARST ALUVIAL

Aunque el karst nival, en sus modalidades exo y endokárstica, tiene una extensión importante en la cordillera pirenaica –aprovechando la altura considerable a la que se ubican las Sierras Interiores y Exteriores prepirenaicas, de composición litológica básicamente carbonatada– no son muy abundantes los trabajos recientes en los que se ha llevado a cabo su estudio: en el Pirineo central aragonés contamos con análisis sobre el karst de los macizos de la Piedra de San Martín o de Larra (LÓPEZ MARTÍNEZ, 1982, 1986; MAIRE, 1990), del Pico del Castillo de Acher (JULIÁN, 1994), del macizo del Turbón (CHUECA, 1990), de la Peña Blanca, en el macizo de la Maladeta (CHUECA y JULIÁN, 1994), o de la Sierra de Guara y otras Sierras Exteriores oscenses (RODRÍGUEZ VIDAL, 1982; SANCHO, 1988); sectores karstificados tan importantes como las sierras de Collarada, Telera, Tendeñera, Monte Perdido o Cotiella, entre otros muchos, están aún a la espera de estudios de detalle. En el caso que nos ocupa, los procesos de karstificación son particulares, puesto que nos movemos en un macizo que –como ya hemos visto– tiene una composición litológica mayoritariamente no carbonatada. Únicamente aprovechando los reducidos afloramientos de calizas metamorfizadas de la aureola del batolito granítico se pueden localizar ejemplos menores de modelado kárstico (fundamentalmente exokárstico). En el circo de los glaciares occidentales de Infiernos, en concreto, se vienen desarrollando de forma muy activa procesos de karstificación que afectan al cordón morrénico principal mencionado en el apartado anterior. Estos procesos son singulares en el contexto de los depósitos glaciares pirenaicos de edad histórica, ya que muy pocos macizos hoy glaciados se localizan en un marco litológico adecuado, predominando los emplazamientos sobre litologías no karstificables. Ello confiere a las morfologías de karst aluvial que hemos identificado en el macizo de Infiernos un importante valor ya que, al desarrollarse sobre unos depósitos de edad conocida (y reciente), permite obtener unas estimaciones muy fiables acerca de la intensidad de actuación de los procesos de disolución kárstica en sectores de alta montaña durante los últimos años.

El karst identificado en la zona analizada en este trabajo se enmarca en la categoría denominada en la literatura especializada como karst nival (nival karst) o karst de montaña (mountainous o alpine karst), y es propio de sectores topográficamente elevados que reciben al año una importante cantidad de precipitaciones –en buena parte registradas en forma sólida–, y en los que las bajas temperaturas potencian los mecanismos de disolución química (JENNINGS, 1971, 1985; NICOD, 1972; SWEETING, 1972, 1981). Recordemos que el circo analizado se sitúa entre los 3.000- 2.500 m s.n.m., cotas para las que se han estimado en esta zona del Pirineo temperaturas medias anuales del aire próximas a los 0°-2°C (DE LA RIVA, 1997); por otro lado, a pesar de que las influencias oceánicas aparecen ya atenuadas en el Alto Gállego, se mantienen en los fondos de valle unos volúmenes de precipitación apreciables (1.668 mm en el Balneario de Panticosa; 1.318 mm en Sallent; DE LA RIVA, 1997), que llevan a suponer precipitaciones cercanas o por encima de los 2.000 mm en las cotas ya mencionadas.

Las morfologías identificadas en las morrenas de la Pequeña Edad del Hielo de los glaciares de Infiernos son típicas dolinas nivales [schneedolinen de la clasificación tradicional de CVIJIC, 1893 (en SWEETING, 1981)]; más específicamente, se agruparían en la categoría de dolinas aluviales (alluvial streamsink dolines; JENNINGS, 1971, SWEETING, 1972), ya que se han desarrollado sobre los diamictons de origen glaciar que componen el cuerpo de los arcos morrénicos. Aparecen en un número próximo a la treintena, con una elevada concentración en el único sector de las morrenas que está compuesto por materiales carbonatados (Fig. 2). Hay que tener en cuenta que las  morrenas del circo estudiado tienen una composición litológica muy diferente según nos encontremos en sus márgenes laterales (básicamente metapelitas esquistosas de tonos oscuros), o en su tramo fronto-terminal (con predominio de mármoles calizos diapíricos de tonos claros); el afloramiento desigual en la caja del circo de estas dos grandes unidades litológicas, tan espectacularmente plasmado en el paisaje en las Marmoleras del Infierno, es responsable de ello. De hecho, aunque el aspecto general del tramo karstificado de la morrena es hasta cierto punto similar –a la modesta escala del glaciarismo pirenaico– al que ofrecen las morrenas de ablación del tipo hummocky (con depresiones en su superficie generadas por fusión diferencial de hielo glaciar infrayacente), o las zonas afectadas por procesos de termokarst (con depresiones producto de la fusión de bolsones de hielo en zonas afectadas por permafrost) –dos génesis que podrían haber servido para explicar las morfologías identificadas en la zona–, el simple examen de la composición litológica de la morrena considerada permite desechar ambas sin género de dudas.

Fig. 2. Esquema del circo glaciar occidental de Infiernos con la localización de las morfologías kársticas desarrolladas en los depósitos morrénicos de la Pequeña Edad del Hielo. Leyenda: 1) Límites de circos glaciares; 2) Glaciares/Heleros; 3) Afloramientos rocosos de metapelitas esquistosas; 4) Afloramientos rocosos de mármoles calizos diapíricos; 5) Cordón morrénico principal: tramo no karstificado; 6) Cordón morrénico principal: tramo karstificado con localización de dolinas aluviales.

La densidad de dolinización en el tramo karstificado es muy elevada, y aporta unos valores de entre 700-800 dol./km2. Queda por tanto, muy por encima de los valores de 300 dol./km2 citados por JULIÁN (1994) en el Castillo de Acher, los de 30-50 dol./km2 mencionados por CHUECA (1990) para el macizo del Turbón, o los de 30 dol./km2 apuntados por RODRÍGUEZ VIDAL (1982) en la Sierra de Guara; en cualquier caso, los valores obtenidos en la zona de estudio –de reducidísima extensión (el sector karstificado apenas alcanza las 3-4 Ha) y, no lo olvidemos, con karstificación desarrollada sobre diamictons y no sobre sustrato rocoso– no son directamente comparables con estos tres últimos casos, aunque sí permiten hacerse una idea de la magnitud del proceso.

En casi todos los casos, las dolinas identificadas son de muy exiguas dimensiones, y no suelen superar los 5-10 m de diámetro; existe además una escasa presencia de coalescencias por lo que la aparición de uvalas está muy restringida; la profundidad es también reducida, de entre 2 y 4 m como término medio. Morfológicamente dominan las dolinas en embudo (funnel-shaped dolines; JENNINGS, 1971, SWEETING, 1972), las más características dentro del karst nival o de montaña, aunque no tienen un aspecto tan bien definido como las que hemos observado en otros macizos cuando aparecen labradas directamente sobre el sustrato. Sus márgenes son bastante irregulares y aparecen muchas veces desdibujados o con tendencia a la disimetría, hechos debidos a la propia naturaleza del depósito: desnudo de cubierta vegetal, escasamente compactado y compuesto por fragmentos de poco tamaño (gravas, pequeños bloques) inmersos en una bien desarrollada matriz de partículas más finas (Foto 2).

La funcionalidad del proceso de karstificación es evidente, y se ve muy potenciada por la permanencia en la zona de un manto nivoso estacional de larga duración.

Este manto puede mantenerse en el fondo del circo de Infiernos hasta bien entrado el verano y, en el interior de algunas de las depresiones kársticas –las de mayor profundidad–, no llega a desaparecer en todo el año, favoreciendo un aporte lento pero continuado de aguas de fusión. No cabe duda que este fenómeno favorece la intensidad de la karstificación, ya que la concentración de dióxido de carbono en neveros semipermanentes es varias veces mayor que la existente en el agua de lluvia, incrementando así las tasas de disolución (JENNINGS, 1971). En la zona de estudio se hace evidente a simple vista que el espesor del arco morrénico en su tramo frontal, donde dominan las litologías carbonatadas, es menor que en los sectores laterales de contenido esquistoso, en los que las formas se mantienen mucho más frescas y menos alteradas (predominando los procesos activos de arroyamiento); a esta meteorización diferencial contribuye el flujo concentrado de aguas de fusión procedentes del glaciar y el helero occidental de Infiernos y de la pequeña subcuenca que arranca próxima al collado de Piedrafita, flujos que se canalizan precisamente en las cercanías del tramo fronto-terminal de la morrena y aumentan así las tasas de erosión y disolución en la zona, al estar en estrecha relación la cantidad de agua disponible para el proceso de reacción y el grado de meteorización química (LÓPEZ MARTÍNEZ, 1984). Por otro lado, aunque no creemos que a la altitud a la que se ubica el depósito karstificado exista actualmente permafrost, indudablemente cada año la capa más superficial del mismo registra procesos de consolidación por helada en época invernal y hasta entrada la primavera; estos suelos helados estacionalmente contribuyen a incrementar las tasas de disolución al asegurar la presencia de horizontes con agua de fusión que van desplazándose paulatinamente en profundidad a lo largo de la temporada.

Foto 2No disponible. Aspecto del depósito morrénico afectado por los procesos de karst aluvial; obsérvense los restos de nieve en el fondo de una de las pequeñas depresiones kársticas generada sobre los materiales carbonatados; al fondo, con tonos más oscuros, margen lateral del cordón morrénico compuesto por materiales esquistosos.

En pocos sectores pirenaicos se han calculado tasas de disolución en espacios karstificados: GARCÍA CODRÓN (1989), en una aproximación de carácter teórico, menciona valores potenciales de tasas de disolución para el Pirineo central de entre 20-40 y 40-80 g/m2/año; en la zona de la Piedra de San Martín, LÓPEZ MARTÍNEZ (1984, 1986), apunta valores de rebajamiento superficial de 125-136 mm/1.000 años, que se traducen en un volumen de 125-136 m3/km2/año; MAIRE (1990) por último, indica en ese mismo macizo rebajamientos menores, de entre 8-10 mm/1.000 años, equivalentes a un volumen de roca disuelta de entre 8-10 m3/km2/año. Las tasas de disolución existentes en el sector que hemos analizado en este trabajo, aunque no cuantificadas directamente, no cabe duda que han de alcanzar valores importantes, y no creemos que se alejen mucho de los parámetros que acabamos de citar. La edad conocida de las morrenas sobre las que se ha desarrollado el campo de dolinas aluviales y el hecho de que, en el lapso de tiempo de apenas 170-180 años transcurrido desde el último máximo de la Pequeña Edad del Hielo hasta la actualidad se hayan generado morfologías de la entidad de las observadas, confirma la intensidad que alcanzan los procesos de karst nival en zonas de alta montaña pirenaicas como la estudiada aquí.

4. CONCLUSIONES

La particular disposión litológica de los materiales que arman el macizo de Infiernos ha permitido el desarrollo de procesos de karstificación aluvial en las morrenas desarrolladas durante la Pequeña Edad del Hielo por el avance de los glaciares de Infiernos. Los morfologías identificadas –numerosas dolinas en embudo de pequeñas dimensiones– muestran lo activo de los procesos de disolución kárstica en zonas de alta montaña como la analizada, procesos favorecidos por la existencia de unas bajas temperaturas, una cubierta nival importante en el tiempo y mecanismos continuados de fusión.

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