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J.L. Peña, L.A. Longares y M. Sánchez (Eds.) ISBN: 84-96214-29-X Geografía Física de Aragón. Aspectos generales y temáticos Universidad de Zaragoza e Institución Fernando el Católico. Zaragoza, 2004

EL MODELADO EN ARENISCAS DE LOS TORROLLONES DE GABARDA (MONEGROS, HUESCA)

C. Sancho (1), J.L. Peña (2), A. Belmonte (1), V. Souza (3), R. Fort (4), L.A. Longares (2) y M.C. Sopena (5)

(1) Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de Zaragoza (2) Departamento de Geografía y Ordenación del Territorio. Universidad de Zaragoza.

(3) Centro de Astrobiología CSIC-INTA, Torrejón de Ardoz (Madrid). (4) Instituto de Geología Económica, Universidad Complutense de Madrid. (5) Departamento de Ciencias de la Antigüedad, Universidad de Zaragoza.

Resumen. Se analiza el modelado estructural formado por torres y mesas en areniscas en los Monegros oscenses (Depresión del Ebro). De manera general, las laderas resultantes están parcialmente regularizadas. Los escarpes verticales presentan, localmente, una gran densidad de microformas de alteración tipo tafonis, alveolos, ganmmas y estructuras en panal de abejas. Este micromodelado se asocia con una actividad intensa de procesos de humectación y secado, haloclastismo y disolución como consecuencia de la baja durabilidad de la arenisca, las costras microfíticas desarrolladas y las condiciones ambientales semiáridas. El residuo arenoso resultante puede ser arrastrado por el viento y dar lugar a pequeñas acumulaciones eólicas.

Palabras clave: torres estructurales de arenisca, micromorfologías de alteración, Depresión del Ebro.

Abstract. The development of sandstone structural landforms (rock towers and mesas) in the Monegros area (Huesca Province, Central Ebro Basin) is analyzed. Rock slopes are partially covered by extensive talus deposit remnants. Sandstone cliff faces often show tafoni, alveoles, honeycomb weathering and gnammas. These microweathering features are related to intense weathering processes (wetting and drying and salt crystallization and solution) controlled by low sandstone durability, microphytic crusts action and semiarid environmental conditions. Moreover, sand-size particles from granular disintegration may be carried away by the wind and produce aeolian accumulations.

Key words: sandstone towers, microweathering features, Ebro Basin.

Introducción El modelado estructural de graderíos y torres en areniscas, especialmente Los Torrollones de

Gabarda, representa uno de los elementos naturales más significativos del paisaje de Monegros (Fot. 1). Su desarrollo y evolución está controlado por distintos factores litoestructurales y geomorfológicos (Sancho et al., 2002). Estas morfologías esconden un interesante micromodelado alterológico, particularmente formas de meteorización cavernosa (tafonis y alveolos), asociadas con una intensa funcionalidad de los procesos y mecanismos de meteorización de las areniscas (Sancho y Belmonte, 2000). Adicionalmente, sirven de soporte para la acumulación de depósitos de ladera y la formación de morfologías dunares de carácter eólico. De manera complementaria, este conjunto estructural en areniscas, además de constituir el armazón del paisaje observado, constituye el

330 C. Sancho, J.L. Peña, A. Belmonte, V. Souza, R. Fort, L.A. Longares y M.C. Sopena

sustrato de un conjunto de comunidades vegetales y faunísticas que incrementan su interés. Además, son numerosos los vestigios de ocupación humana de este territorio en el pasado.

1. EL ÁREA DE ESTUDIO Los Torrollones de Gabarda, entre las localidades de Marcén y Alberuela de Tubo, forman

parte de un relieve tabular prominente (541 m, Plana de Mobache) que destaca sobre las áreas circundantes de la Depresión presomontana de Sariñena (Mensua e Ibáñez, 1977), al sureste de la provincia de Huesca, en la cuenca del Ebro (Fig. 1). El clima reinante es de tipo mediterráneo continentalizado (Del Valle, 1996). La precipitación anual media es de 450 mm repartida de manera muy irregular y la temperatura media es de 13,5 ºC con una oscilación térmica amplia. Existe un fuerte déficit hídrico anual en toda la comarca y gran cantidad de horas de insolación. Son frecuentes las nieblas y los vientos del oeste y noroeste (Ascaso y Cuadrat, 1981).

Fig. 1. Localización de Los Torrollones de Gabarda (Monegros).

Zaragoza Lleida

Huesca

Teruel

0 50 100 km

P I R I N E O S

Los Torrollones

N

El modelado en areniscas de Los Torrollones de Gabarda (Monegros, Huesca) 331

Fig. 2. Mapa geomorfológico del entorno de Los Torrollones entre Marcén y Alberuela de Tubo.

Fondos de valle y piedemontesholocenos

Laderas y glacis pleistocenos

Terrazas fluviales pleistocenas

Escarpes de arenisca

Areniscas y margas terciarias

Núcleos de población

Laderas holocenas

Incisiones en rellenos holocenos

Red fluvial

N

USÓN

ALBERUELADE TUBO

MARCÉN

FRAELLA

La Plana

Los Torrollones

540m

528m

473

439

434

0 0,5 1 km


Fot. 1. Los Torrollones se elevan, alineados de oeste a este, sobre el fondo de la depresión de Sariñena.

Fot. 2. El Castiello de Gabarda y graderíos asociados. Se observa, al fondo, la serie estratigráfica de areniscas afectada por fracturas y procesos de alteración. También los taludes de las laderas regularizados y, en primer

plano, la cara de sotavento de una acumulación dunar.


El soporte geológico de Los Torrollones de Gabarda está constituido por areniscas y lutitas (Fot. 1) pertenecientes a la Formación Sariñena (Quirantes, 1978), que fueron sedimentadas en sistemas fluviales poco sinuosos procedentes del Pirineo, durante el tránsito Oligoceno-Mioceno, hace unos 20-25 millones de años. Estos materiales aparecen dispuestos en capas horizontales y se encuentran afectados por una red de fracturas verticales (Fot. 2), formada por una familia principal con orientación noroeste-sureste y otra secundaria, perpendicular a la anterior. Su origen parece relacionado con ajustes provocados por el rebote isostático de los Pirineos (Arlegui et al, 1997). El sustrato terciario se encuentra recubierto por gravas que corresponden a una terraza cuaternaria antigua, que en la actualidad permanece en posición culminante, asociada con la actividad del sistema fluvial Guatizalema-Flumen (Fig. 2). Por el desarrollo morfológico de los horizontes edáficos petrocálcicos, la edad mínima de este nivel aluvial debe de situarse en torno a 1,5 millones de años, al inicio del Pleistoceno inferior.

2. ELEMENTOS GEOMORFOLÓGICOS DESTACADOS EN EL ENTORNO DE LOS TORROLLONES

2.1 Graderíos estructurales El sustrato geológico ha favorecido el desarrollo de un relieve estructural prominente

organizado, principalmente, en graderíos escalonados (Fot. 2) (Fig. 2). Las capas de arenisca favorecen la exposición de superficies horizontales, separadas entre sí por cornisas y cantiles verticales que coinciden, generalmente, con planos de fracturación. En las partes bajas de los relieves, las cabeceras de los barrancos menores que drenan estas formas presentan morfologías de pequeños anfiteatros (Laity y Malin, 1985). Así estos valles de bajo orden se inician abruptamente con cabeceras verticales y mantienen una escasa pendiente. La escorrentía en la parte superior es escasa, si bien en ocasiones es posible el desarrollo de marmitas en las superficies horizontales de las areniscas como consecuencia de la abrasión mecánica causada por los cantos duros procedentes de la terraza superior, al ser movilizados por corrientes de agua superficial. Por otro lado, en los escarpes verticales se activan procesos de socavación basal relacionada con mecanismos de alteración preferente en áreas de descargas de agua difusas o rezumes que favorecen la caída de bloques y la aparición, en definitiva, de morfologías semiesféricas a modo de alcobas y semiarcos (Howard y Selby, 1994; Nash, 1997). Además de estos procesos ligados preferentemente a la descarga de la escorrentía subterránea del sistema, probablemente los procesos de erosión más importantes en los escarpes de las areniscas están relacionados con la caída gravitacional de bloques y desprendimientos, que regularizan las laderas y desencadenan el retroceso de los cantiles (Howard y Selby, 1994).

2.2 Monolitos o torrollones En estrecha relación con los relieves en graderío aparecen, ocasionalmente, otros elementos

estructurales aislados con morfología en monolito o torre (Fig. 2) que se conocen con la denominación local de Torrollones (Fot. 1). Se alinean en una banda de orientación casi este-oeste. En todos los casos se trata de elementos prismáticos con base rectangular, cuyas caras coinciden generalmente con la red de fracturación regional. Los lados de las torres tienen escala decamétrica (entre 10 y 70 m) y su altura relativa puede superar los 80 m. En ocasiones la erosión diferencial


que afecta a la base favorece el desarrollo de pedestales. En su formación (Stokes, 1973; Best et al., 1988; Robinson y Williams, 1994) intervienen factores litológicos (una cobertera de gravas cementadas resistentes que protege las areniscas infrayacentes del desmantelamiento generalizado y una serie estratigráfica formada por capas potentes y masivas de areniscas que tengan la suficiente resistencia para permitir el desarrollo de escarpes verticalizados), estructurales (una densidad de fracturación adecuada con un espaciado entre fracturas superior a 4 m) y geomorfológicos (una incisión o encajamiento de la red de drenaje en aquellos puntos de menor resistencia y un retroceso lateral muy importante de los escarpes verticales) (Fig. 3).

Fig. 3. Esquema evolutivo de la formación de Los Torrollones.

2.3 Acumulaciones de ladera Aunque a lo largo del Cuaternario, predominaron los procesos de encajamiento y retroceso,

episódicamente ha tenido lugar la acumulación de sedimentos en las laderas (Fot. 2) habiéndose identificado varias etapas acumulativas. El modelado de las laderas es claramente diferente en función de la orientación, con morfologías regularizadas al norte y perfiles segmentados de cantil-talud al sur. En los taludes meridionales, los depósitos de ladera tienen un espesor siempre inferior a 1 m y están formados mayoritariamente por bloques irregulares de gran tamaño empastados en una matriz limoarenosa. Estos bloques presentan por lo general avanzados estados de meteorización. Adicionalmente, también pueden encontrarse cantos de la terraza cuaternaria, pero menos abundantes, lo que nos indica la presencia de estos depósitos sobre las areniscas terciarias hasta épocas recientes, si bien en la actualidad han desaparecido. También es frecuente encontrar

La Plana de Mobache Los Torrollones

Terrazas fluviales pleistocenasAreniscas y lutitas terciarias

Situación inicial

Evolución cuaternaria

Relieve actual

N S

El modelado en areniscas de Los Torrollones de Gabarda (Monegros, Huesca) 335 restos arqueológicos, principalmente cerámicos, que nos pueden ayudar a situar cronológicamente los procesos de regularización. En efecto, en el interior de los depósitos de esta ladera se han encontrado cerámicas romanas (siglo II-I a. C.), medieval cristiana antigua (siglo XII) y medieval. Esto quiere decir que la etapa de regularización es posterior a la edad de la cerámica más reciente que quedó englobada en el depósito junto con bloques de arenisca y matriz. Por tanto, debemos asignar una edad post-medieval a estas acumulaciones de ladera. En la Depresión del Ebro (Gutiérrez et al., 1998), las laderas regularizadas de esta edad aparecen de manera generalizada y se asocian con el período frío y húmedo de la Pequeña Edad del Hielo (siglos XVI-XIX).

2.4. El micromodelado de alteración

2.4.1 Características de la arenisca El análisis petrográfico (Fot. 3) y la difracción de rayos-X indican que las areniscas de Los

Torrollones son de grano fino-medio, con esqueleto formado por granos heterométricos y subangulosos de cuarzo y feldespato y fragmentos de rocas lutíticas y calizas, matriz y cemento de calcita escasos y alta porosidad (el valor medio del índice de vacíos es 9,5%). Por otro lado, los ensayos en situ con un martillo de Schmidt o esclerómetro indican una resistencia baja de la arenisca y por tanto una susceptibilidad alta ante los procesos de alteración. Esta característica ha sido también detectada en el laboratorio mediante ensayos de alterabilidad (hielo-deshielo, cristalización de sales y humedad-sequedad). Los mayores deterioros de la arenisca se producen durante el envejecimiento acelerado por la acción de la cristalización de sales. Para su estudio, se introducen las probetas en una disolución de sulfato sódico, para posteriormente introducirlas en una estufa. Las probetas sometidas a este ensayo se desmoronan rápidamente con pérdidas de peso muy altas (Fot. 4) (Fig. 4).

Fig. 4. Pérdida de peso de tres muestras de arenisca por sucesivos ciclos de cristalización de sales.

-40-35-30-25-20-15-10-505

101 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11

Número de ciclos

% d

e pé

rdid

a de

pes

o


Fot. 3. Aspecto microscópico de la arenisca. Se observan diferentes componentes del esqueleto y algo de

cemento calcítico.

Fot. 4. Aspecto de las probetas de arenisca después de ser sometidas a 11 ciclos de cristalización de sales. La longitud de la arista de los cubos es 5 cm.


Fot. 5. Morfologías de alteración cavernosa en areniscas (tafonis, alveolos y estructuras en panal de abejas).

Fot. 6. Mecanismos de descamación y disgregación granular que afectan a una arenisca alveolizada.


2.4.2 Formas y mecanismos de alteración Uno de los rasgos geomorfológicos más característicos asociados a las areniscas terciarias de

los Torrollones de Gabarda está constituido por las diversas micromorfologías de alteración (Fot. 5), relacionadas con diferentes procesos alterológicos. Aparecen numerosos ejemplos de tafonis y alveolos. Los tafonis (Cooke et al., 1993; Robinson y Williams, 1994) son formas de meteorización cavernosa desarrolladas en paredes verticales. Se trata de huecos esféricos o elipsoidales de escala variable (centimétrica a métrica), que presentan secciones arqueadas, con paredes internas cóncavas y visera superior extraplomada. Vamos a utilizar el término tafoni para morfologías con varios m3 de volumen y reservaremos el término alvéolo para microformas cuyo diámetro oscila entre 5 y 50 cm, manteniendo las mismas características generales que los tafonis. En ocasiones, se produce una coalescencia de alveolos en la vertical, de manera que aparecen formas de alteración columnares (Howard y Selby, 1994). Otras veces, aparece un entramado con morfología tipo panal de abejas (honeycomb) (Mustoe, 1982), de manera que aparecen unos huecos muy cerca de otros separados por tabiques delgados más resistentes.

La mayor densidad de todas estas formas de alteración siempre aparece en superficies verticales de escarpes con orientación meridional y presentan funcionalidad actual, tal y como se deriva de la presencia de mecanismos de descamación (Mainguet, 1972) y disgregación granular (Cooke y Warren, 1973) activos que afectan a las superficies de las paredes interiores (Fot. 6). Como consecuencia en el interior se acumula un residuo arenoso fácilmente exportable. Por contra, las paredes exteriores se encuentran relativamente endurecidas debido, entre otras causas, a la acción de las costras microfíticas que desarrollan barnices rocosos (Cooke et al., 1993; Mellor et al., 1997). En ocasiones, estas costras protectoras se distribuyen dibujando cortinas verticales de color negro tanto en el interior de tafonis como sobre escarpes verticales, de manera que su desarrollo parece claramente relacionado con la escorrentía superficial que escurre sobre las superficies anteriores. Estas cortinas conllevan una acción protectora diferencial, de manera que su presencia impide el desarrollo de alveolos mientras que en las zonas intercortina se incrementa la actividad de la alveolización. Cuando coalescen diferentes alveolos siguiendo estas directrices, llegan a individualizarse elementos columnares de arenisca protegidos por la costra, separados por huecos paralelos donde se aceleran los mecanismos de meteorización.

El origen de tafonis y alveolos es todavía poco conocido. Estas formas pueden iniciarse a lo largo de discontinuidades estructurales y estratigráficas y en puntos de debilidad mineralógica. El desarrollo de las mismas está relacionado con la alteración de las paredes por mecanismos de descamación y disgregación granular, siendo posible diferenciar estadios evolutivos que conllevan el incremento de tamaño, la coalescencia y la degradación de las formas. La activación de los mecanismos de alteración en los tafonis se relaciona generalmente con procesos de haloclastismo (cristalización e hidratación de sales) en ambientes áridos y semiáridos (Goudie, 1974; Sancho y Benito, 1990; Cooke et al., 1993; Robinson y Williams, 1994; Smith, 1994; Rodríguez y Doehne, 1999). En el interior de tafonis y alveolos aparecen con frecuencia eflorescencias y costras salinas formadas por diferentes sulfatos (yeso) y cloruros (halita). Sin embargo no hay que olvidar que la funcionalidad del haloclastismo supone modificaciones cíclicas de la humedad en el interior y superficie de la arenisca que puede facilitar la acción conjunta menos importante de otros procesos como la crioclastia, humectación-secado, hidrólisis de feldespatos y disolución de cementos calcáreos.


Fot. 7. Superficie de la arenisca cubierta por una costra de líquenes y musgos con desarrollo de una gnamma.

Fot. 8. Imagen de microscopio electrónico de la interfase entre un liquen y la arenisca. Las flechas amarillas muestran zonas en las que las hifas penetran en el sustrato. Las verdes señalan la zona fotosintética por debajo del córtex superior del liquen. Las estrellas azules indican la médula del liquen con fragmentos

minerales incluidos entre las hifas del talo. Escala gráfica

340 C. Sancho, J.L. Peña, A. Belmonte, V. Souza, R. Fort, L.A. Longares y M.C. Sopena También es posible encontrar, aunque con menor frecuencia, otras microformas sobre

superficies horizontales de arenisca. Se trata de gnammas o depresiones elípticas (Fot. 7) poco profundas, con fondo generalmente plano, de pequeño tamaño (escala centímetrica-métrica) y relacionadas con una meteorización diferencial del sustrato rocoso (Cooke et al., 1993). Entre los mecanismos de alteración generadores de las gnammas hay que considerar la disolución (Benito et al., 1993) de los componentes carbonatados de la arenisca, tal y como pone de manifiesto el análisis mineralógico del residuo del fondo, si bien también se ha señalado el papel de líquenes y musgos en la formación de estas microdepresiones (Schipull, 1978). La evacuación del residuo de las gnammas puede deberse al desbordamiento de las mismas o a la acción turbillonar del viento.

2.4.3 Costras microfíticas La simple observación de la superficie de las areniscas pone de manifiesto el extraordinario

desarrollo de costras microfíticas (Fot. 7). Estas cubiertas juegan un activo papel en los procesos de meteorización y las morfologías resultantes en zonas áridas (Cooke et al, 1993). Las superficies horizontales están colonizadas por encostramientos liquénicos y musgos. Uno de los líquenes de color claro, más representativo es Diploschistes actinostomus, que forma grandes rosetas que se levantan en el centro. La costra micrítica de color negro incluye varios géneros liquénicos entre los que se ha diferenciado Collema flacidum. Los musgos aparecen como morfologías almohadilladas relacionadas con los líquenes. Por otro lado, los escarpes verticales de los niveles de areniscas suelen aparecer completamente colonizados por recubrimientos liquénicos, que desarrollan pátinas de color negro. Las observaciones microscópicas (Fot. 8) demuestran una doble acción alterológica de las costras microfíticas, mediante procesos biofísicos (disgregación de la roca y fragmentación de los minerales) y bioquímicos (disolución de minerales por segregación de ácidos orgánicos) (Adamo y Violante, 2000; Chen et al., 2000). No obstante, la propia cubierta liquénica, junto con las pátinas de oxalato derivadas de la acción bioquímica, forman una cubierta resistente que protege el sustrato rocoso y amortigua los efectos de la meteorización física y química (Viles y Pentecost, 1994).

2.5 Acumulaciones eólicas Como consecuencia de la meteorización de las areniscas aparece un residuo arenoso que

puede ser movilizado por el viento, dando lugar, ocasionalmente, a formaciones eólicas dunares aisladas, que se superponen al armazón estructural de Los Torrollones. Se trata de pequeñas acumulaciones dunares situadas a sotavento de los relieves de arenisca y orientadas según el viento dominante (cierzo) procedente del noroeste. La duna mejor desarrollada (Fot. 2) tiene una altura de 5 m y un desarrollo longitudinal de unos 25 m. La inclinación de la cara de caída de la arena es de 15°. La curva granulométrica obtenida presenta, como es lógico, un elevado grado de clasificación y un valor de la mediana de 0,18 mm (Fig. 5), tamaño de grano idóneo para ser transportado por el viento. La mineralogía de la arena indica que el origen es local (del propio soporte alterado) y transporte relativamente corto. En la actualidad el grado de funcionalidad es reducido, tal y como indica la cubierta vegetal que estabiliza la duna.


Fig. 5. Curva granulométrica acumulativa de la arena procedente de un depósito dunar.

3. CONSIDERACIONES Los graderíos estructurales y las morfologías en torres del entorno de Gabarda constituyen

elementos de interés geomorfológico por su singularidad y calidad paisajística, susceptibles de ser integrados en el listado de Puntos de Interés Geológico de Aragón o en su red de Espacios Naturales Protegidos.

El desarrollo y evolución de este relieve estructural están controlados por diversos factores. En primer lugar, aflora una serie potente de areniscas del Terciario horizontales, afectada por una fracturación de densidad variable. Estos materiales se meteorizan diferencialmente en función de la presencia de intercalaciones de materiales lutíticos y de la densidad de la fracturación. En las zonas con menor resistencia se acelera el encajamiento de la red de drenaje, favoreciendo el retroceso lateral de los escarpes. Como consecuencia son frecuentes las gradas estructurales, torres y monolitos, anfiteatros, semiarcos, microformas de alteración y desprendimientos y caída gravitacional de bloques. En ocasiones, durante esta evolución cuaternaria y coincidiendo con etapas frías, se ha producido la regularización parcial o total de las laderas.

Estas areniscas han estado, y continúan estando, sometidas a procesos y mecanismos de meteorización de alta funcionalidad. La dinámica del sistema alterológico que afecta a las areniscas terciarias de La Plana de Mobache y Los Torrollones de Gabarda está controlada por una serie de parámetros específicos del área de estudio. En efecto, las condiciones climático-ambientales favorecen la presencia de numerosas fases cíclicas de humectación de la arenisca y de evaporación del agua. Además, el marco geológico-geomorfológico controla el drenaje subterráneo y la aparición de áreas de descarga difusa o rezumes. Por otro lado, la propia naturaleza textural y

0

20

40

60

80

100

1 10 100

Tamaño de grano (micras)

Por

cent

aje

de p

eso

acum

ulad

o


mineralógica de la arenisca hace que estos materiales presenten una susceptibilidad muy alta a la alteración. Como consecuencia se activa una serie de procesos alterológicos entre los que destaca el haloclastismo que pone en marcha mecanismos de disgregación granular y descamación. Esta funcionalidad se traduce en la aparición de gran densidad de morfologías, entre las que destacan tafonis y alveolos. Con frecuencia, el desarrollo de estas formas viene matizado por la acción protectora de costras y pátinas microfíticas. En situaciones concretas, es posible realizar una aproximación a la cuantificación del grado de actividad de toda esta dinámica, observando tasas alterológicas importantes. La movilización eólica del residuo arenoso resultante favorece el desarrollo de morfologías dunares aisladas.

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