Las acumulaciones cuaternarias

El río Ebro, tras su instalación definitiva sobre las calizas y los yesos miocenos del centro de la cuenca, se convirtió en el colector principal de la red de afluentes ibéricos y pirenaicos, manteniendo una dirección general NO-SE hacia el mar Mediterráneo, donde ha generado un amplio delta. La intensa erosión llevada a cabo en el sector central de la cuenca, aprovechando la deleznabilidad de los materiales terciarios, por los ríos Ebro, Gállego, Jalón y Huerva, ha dado lugar a una amplia llanura de inundación y ha determinado los rasgos morfoestructurales principales del relieve. Por una parte, las litologías somitales del relleno mioceno, formadas principalmente por calizas, han dado lugar a los relieves de plataformas estructurales o muelas, que en esta zona

están representadas por los montes de Castejón, la Muela y la Plana de Zaragoza, puntos culminantes de los relieves de la Depresión del Ebro. Al alcanzar la incisión fluvial a los yesos miocenos, los valles se ampliaron notablemente y la red fluvial generó extensas acumulaciones de terrazas fluviales, cuyos restos aparecen formando plataformas de gravas y arenas, en ocasiones de una gran continuidad, pero en otros casos conservándose como relieves residuales. La disolución del sustrato evaporítico terciario y la subsidencia, tanto sinsedimentaria como postsedimentaria, de los depósitos fluviales del Ebro y sus afluentes, ha dado lugar a importantes variaciones en la potencia de los niveles aluviales y a numerosas deformaciones internas de los depósitos de terraza. En el registro sedimentario se identifican las áreas subsidentes más importantes mediante engrosamientos anómalos de los depósitos fluviales (Benito et al., 2000).

El sistema de terrazas del río Ebro ha sido estudiado por Zuidam (1976), Mensua e Ibáñez (1977) y Soriano (1990). Han establecido una secuencia de hasta ocho niveles de terraza que oscilan entre los 220 m y los 3-6 m de altitud sobre el cauce actual. En la zona de estudio el valle presenta una marcada asimetría, ya que en su margen derecha se suceden los diferentes niveles escalonados de terrazas del río Ebro, mientras que en el escarpe de la margen izquierda sólo se conserva un único nivel correspondiente a la T4 de Mensua e Ibáñez (1977) y a la T5 de Soriano (1990), situado a unos 100 m de altura. Esto es debido a que desde las cercanías de la localidad zaragozana de Tauste hasta la de Gelsa, el río Ebro discurre muy próximo al escarpe de yesos que limita por el Norte su llanura aluvial. De este modo se va trasladando el centro sedimentario hacia el Norte de la cuenca, y se van erosionando niveles de terraza, glacis y conos, permitiendo su mejor desarrollo en la margen derecha del río. Por este motivo, el sistema de terrazas del Ebro en el centro de la Depresión presenta una clara asimetría entre la margen pirenaica y la ibérica. El nivel de terraza que se conserva en la margen izquierda, la T5 de Soriano (1990), se compone esencialmente de gravas fluviales con arenas lenticulares intercaladas. Esta formación cuaternaria se extiende al Norte del escarpe (Campo de maniobras militares de San Gregorio) originando un paisaje de

suaves relieves. Sin embargo estos depósitos fluviales también están presentes en el propio escarpe debido a los procesos de karstificación de los yesos que afectan a estos depósitos aluviales en todo el sector central de la Depresión del Ebro, tanto a formaciones pleistocenas (Benito, 1987; Benito y Gutiérrez, 1987; Benito et al. 1998, 2000) como actuales (Gutiérrez et al. 1985) (Fot. 5). La karstificación de los yesos no solamente genera deformaciones de los materiales cuaternarios sino también engrosamientos importantes del sedimento en las zonas de máxima subsidencia.

Fot. 5. Terraza deformada por una subsidencia kárstica, en un sector del escarpe de yesos próximo a Juslibol (Zaragoza).

Además del nivel de terraza fluvial señalado, que aparece directamente vinculado con el escarpe en algunos sectores, se conservan restos de glacis cuaternarios en la zona de estudio. Son planos inclinados compuestos de fragmentos de calizas miocenas y que están enraizados en las grandes plataformas carbonatadas del centro de la Depresión del Ebro –Montes de Castejón, Sierra de Alcubierre, La Muela, La Plana-, si bien en la actualidad, la mayor parte están separados de ellas mediante pequeñas depresiones erosivas (Mensua, 1964; Zuidam, 1976). Estas acumulaciones fueron

depositadas por pequeños cursos afluentes del río Ebro y tendrían como nivel de base las terrazas fluviales cuaternarias, ocupando amplias extensiones de terreno. Los sectores más bajos de estos glacis se caracterizan por la presencia de costras calizas (Zuidam, 1976).

En el sector Norte del área de estudio se encuentran amplios glacis al pie de la Sierra de Alcubierre y de los Montes de Castejón, que dominan buena parte del tramo bajo del valle del Gállego. La alternancia entre procesos de acumulación e incisión ha dado como resultado la génesis de un sistema de glacis y terrazas escalonadas y encajadas. Los glacis que se desarrollaron para salvar el desnivel entre las sucesivas terrazas de los ríos son mucho menos extensos que los que descienden de los relieves estructurales. La correlación entre los diferentes niveles de glacis con sus correspondientes niveles de terrazas lleva a pensar en una evolución más o menos conjunta de ambas morfologías.

En cuanto a los niveles sedimentarios de los tributarios más importantes del Ebro en la zona de estudio, cabe decir que el sistema de terrazas del Gállego destaca por contar con doce niveles cuaternarios. De ellos, los más antiguos se conservan en forma de cerros residuales, mientras que los niveles más modernos y próximos al cauce actual aparecen formado extensas superficies aterrazadas. Cabe destacar la gran complejidad de este sistema de terrazas debido al levantamiento postorogénico de los Pirineos, así como a las fluctuaciones climáticas cuaternarias. Como consecuencia, en el tramo bajo del río las terrazas aparecen superpuestas (cut-and-fill y nested fill terraces) y controladas por procesos de subsidencia kárstica sinsedimentaria (Benito et al., 1996; Sancho et al., 2005) (Fig. 3).

Las dataciones absolutas realizadas por Sancho et al. (2005) en las terrazas fluviales del río Gállego, utilizando técnicas de Luminiscencia ópticamente estimulada (OSL), han hecho posible relacionar las grandes descargas de agua por fusión glaciar con los depósitos aluviales del curso medio del río y los grandes momentos con procesos de subsidencia kárstica en el curso bajo. Estas dataciones han dado, para la terraza engrosada por subsidencia del

sustrato evaporítico de Villanueva de Gállego, una edad de 133 ± 10 y 147 ± 16 ka, y de 156 ± 26 y 181 ± 13 ka para la terraza engrosada de Villamayor.

Fig. 3. Distribución de las terrazas fluviales afectadas por subsidencia del sustrato evaporítico en el curso bajo del río Gállego (Sancho et al., 2005).

En la actualidad, los procesos activos de subsidencia kárstica que tienen lugar en el curso bajo del Gállego están relacionados con la generación de dolinas a causa de la circulación de agua subterránea, que disuelve los materiales evaporíticos y provoca el colapso de los depósitos aluviales, dando lugar a un karst cubierto (Benito et al., 1995; Peña et al., 2005 a).

La gran extensión que ocupan las terrazas del Gállego y Ebro en su confluencia permite separar dos zonas bien definidas en el escarpe de yesos de Alagón-Osera. A partir del barranco de Miranda y en todo el sector de las proximidades de Juslibol se extienden las acumulaciones pleistocenas, desapareciendo el escarpe de yesos y ocupando su lugar las gravas encostradas de las terrazas antiguas. Lo mismo ocurre en la orilla opuesta del Gállego, entre Santa Isabel y La Puebla de Alfindén, donde el protagonismo morfológico lo adquiere el sistema de terrazas de estos dos ríos, que pasa a ser definitivamente sólo del Ebro en el resto del área de estudio hasta Osera.

El sistema de terrazas del río Huerva presenta, al igual que el colector principal y que gran parte de los ríos de la Depresión, una clara disimetría entre ambas márgenes en su curso bajo, puesto que entre las localidades de Cuarte de Huerva y María de Huerva, su cauce se desplaza de noroeste a sureste (Yetano, 1978; Pellicer y Echeverría, 1989; Soriano, 1990). Por ello, su sistema de terrazas está mejor conservado en su margen izquierda donde se observa una secuencia escalonada y encajada de niveles de glacis y terraza. Aguas abajo de Cuarte, el valle deja de ser asimétrico al excavarse en una terraza aluvial engrosada por procesos de subsidencia kárstica sinsedimentaria. Estudios recientes acerca del paleokarst han puesto de manifiesto la importancia de la presencia de halita en los fenómenos de disolución y subsidencia del sustrato evaporítico, debido a su elevada solubilidad (Guerrero

et al., 2004).

Soriano (1990) diferencia hasta ocho niveles, mientras que Mensua e Ibáñez (1977) y Yetano (1978) reconocen seis y siete respectivamente, y Zuidam (1976), por su parte, identifica cuatro niveles de terraza, subdivididos cada uno de ellos, en dos subniveles. Más recientemente, Guerrero et al. (2004) llegan a reconocer, a través de una cartografía detallada y trabajo de campo, hasta doce niveles de terraza en el río Huerva.

Con respecto a la datación de los niveles de terraza, Zuidam (1976) asigna una edad holocena a la T1 del río Huerva, en base al registro arqueológico hallado en los depósitos sedimentarios de las vales afluentes que enlazan con este nivel. Asimismo, la edad que asignan Rodríguez y Vilchez (1984) para la T2 en su desembocadura en el Ebro también es holocena. Por su parte, la formación del nivel T3 corresponde al Pleistoceno superior (Zuidam, 1976).

La fácil erosión de los sedimentos terciarios del sector central de la Depresión del Ebro confiere al río Huerva una densa red dendrítica de barrancos afluentes, especialmente en su margen derecha. Por su parte, en su margen izquierda se ha desarrollado la extensa depresión de Valdespartera, que presenta un relleno formado por limos yesíferos y margas. Esta depresión fue

interpretada como un polje sobre yesos (Soriano 1993) y en la actualidad presenta en su interior numerosas dolinas activas.

Trabajos recientes (Guerrero et al., 2004; Gutiérrez-Santolalla, 2005 a y b; Lamelas, 2007) han identificado fenómenos de subsidencia activa en el tramo bajo del río Huerva, en la periferia de Zaragoza, principalmente sobre áreas con una cubierta aluvial de poco espesor sobre el sustrato evaporítico infrayacente. Sin embargo, en el casco urbano de Zaragoza, que se asienta en las terrazas más jóvenes de los ríos Ebro y Huerva, son poco frecuentes los procesos de subsidencia debido probablemente al considerable espesor que en ese sector alcanzan los depósitos fluviales antiguos (Guerrero et al., 2004), si bien la potencia de dichos depósitos parece no ser relevante en la génesis de dolinas aguas abajo de Zaragoza, según Gutiérrez-Santolalla et al. (2005 b). Por su parte, el río Jalón, del mismo modo que ocurre con muchos de los ríos de la Depresión del Ebro, debido a que discurren sobre el sustrato evaporítico terciario (Gutiérrez et al., 1994; Gutiérrez et al., 2001), presenta una acusada asimetría entre sus riberas. Mientras que en la mayor parte de su margen derecha el río ha dado lugar a escarpes de hasta 80 m de altura esculpidos en yesos, en la izquierda ha permitido que se desarrollara una sucesión de hasta ocho niveles de terrazas fluviales (Soriano, 1990), a excepción de la zona próxima a su confluencia con el río Ebro, donde el sistema de terrazas se conserva en ambas márgenes.