EL RELIEVE DE LOS PIRINEOS - Dipòsit Digital de … · Enseñanza de las Ciencias de la Tierra ... perior y el Mioceno inferior debido a la convergen-cia entre las placas ... Fotografía

135Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2007 (15.2) 135-150I.S.S.N.: 1132-9157

INTRODUCCIÓN

Las cadenas de montañas como los Pirineos de-ben entenderse como un producto de la interacciónentre fenómenos superficiales y profundos en nues-tro planeta. Su morfología es el resultado por unaparte de procesos tectónicos, que elevan la superfi-cie topográfica, y por otra de procesos erosivos quela esculpen (es decir, que modelan el relieve) y deprocesos de transporte y sedimentación de los pro-ductos de erosión. Los procesos no actúan de formaindependiente sino que se influyen entre sí. Los Pi-rineos demuestran además que otros factores exter-nos como los cambios climáticos o la arquitecturade la red de drenaje a escala continental dejan tam-bién una impronta característica en el relieve.

Los Pirineos se formaron entre el Cretácico su-perior y el Mioceno inferior debido a la convergen-cia entre las placas Ibérica y Euroasiática. Durantegran parte del Mesozoico, en el lugar actualmenteocupado por la cordillera se situaba un surco mari-no que separaba ambas masas continentales. Estesurco correspondía a una depresión formada por

tectónica extensional (un rift), en la que se acumu-laron miles de metros de sedimentos del Jurásico ydel Cretácico inferior. A pesar de la extensión de lalitosfera, en el mar precursor de los Pirineos ístmi-cos actuales nunca hubo corteza oceánica, sino queésta conservó siempre su naturaleza continental,aunque muy adelgazada. A partir de mediados delCretácico superior (Santoniense), la convergenciageneralizada entre las placas Euroasiática y Africa-na, impelida por la apertura del Atlántico sur, cogióla pequeña placa Ibérica entremedio y provocó elcierre y la emersión del antiguo surco Pirenaico, en-grosando su corteza y elevando la superficie topo-gráfica. La actividad tectónica compresiva en losPirineos duró unos 60 millones de años; en la actua-lidad son ya una cordillera inactiva, ya que la con-vergencia entre África y Eurasia se acomoda hoydía en otras regiones más meridionales, como lascordilleras Béticas, el Rif y el Atlas del norte deÁfrica. En la actualidad existe una sismicidad mo-derada en los Pirineos, pero el análisis de los meca-nismos focales de los terremotos no muestra resul-tados uniformes (indicando fallas normales,

EL RELIEVE DE LOS PIRINEOSThe relief of the Pyrenees

RESUMEN

La evolución del relieve de los Pirineos es un buen ejemplo de la interacción entre procesos superfi-ciales y profundos. La elevada topografía media de la cadena es fruto del acortamiento y engrosamientocortical, hoy inactivo, que se produjo principalmente durante el Paleógeno. Aunque la topografía es anti-gua, el escarpado relieve local es moderno. La etapa paleógena culminó con la formación de superficiesde erosión con bajo relieve, formadas ya desde su inicio a gran altitud, en relación con el aumento de ni-vel de base fluvial causado por la sedimentación continental en los piedemontes o antepaíses de la cade-na. La formación de superficies en altitud comportó la preservación de la raíz cortical y de la topografíaelevada a pesar del allanamiento. Los valles que caracterizan la red de drenaje actual y el relieve jovendisectan profundamente los restos de la superficie de erosión, y se deben a cambios en la conexión de lared fluvial remota y, sobre todo, a los cambios climáticos del Plio-Cuaternario (ciclos glaciares).

ABSTRACT

Tha landscape evolution in the Pyrenees is a good example of the interactions between surface anddeep earth processes. The high topography is relatively old, resulting from crustal shortening and thicke-ning during Palaeogene times, now inactive. However, the local relief is relatively young. The palaeogenestage produced a high-elevation, low-relief erosional surface in relation to the fluvial base level rise asso-ciated to the continental sedimentary aggradation in the forelands. This permitted the preservation of thePyrenean crustal roots and the high topography, in spite of the lowering of the local relief. The incision ofthe present drainage network with high relief is due to changes in the connections of the distal fluvial net-work and the climate changes initiated during the Plio-Quaternary (i.e., the glacial cycles).

Palabras clave: Pirineos, tectónica, topografía, relieve, erosión, sedimentación, red de drenaje.Keywords: Pyrenees, tectonics, topography, relief, erosion, sedimentation, drainage network.

(*) Departament de Geologia, Universitat Autònoma de Barcelona, 08193 Bellaterra (Barcelona). [email protected],[email protected].

Julien Babault y Antonio Teixell (*)

direccionales o inversas según las ocasiones), por loque no puede decirse que continúe el crecimientoactivo de la cadena.

La figura 1 representa la topografía de los Piri-neos a partir de un modelo digital del terreno. Losmapas topográficos convencionales muestran que212 picos en el eje de la cordillera superan los 3000m de altitud; los modelos digitales del terreno permi-ten además calcular las altitudes promedio, que sonlas que más fielmente reflejan los procesos geodiná-micos de gran escala, suavizando la rugosidad o elrelieve de escala local. Así, por ejemplo, la alturamedia en la Zona Axial es de ~2000 m dentro de unárea de 200 km de longitud por 20 km de anchura.La cordillera está flanqueada por dos antepaíses debaja altitud, las cuencas de Aquitania y del Ebro (con300 y 500 m de altitud media respectivamente). Unaimagen tan fascinante como la de la figura 1 nos sir-ve para plantearnos varias cuestiones acerca del ori-gen y la evolución de una cadena de montañas: ¿quémecanismos tectónicos producen la topografía eleva-da (altura media) en una cordillera?, ¿qué aporta elanálisis del relieve (rugosidad) sobre la evolución dela erosión y de los movimientos verticales?, ¿cómoinfluye la sedimentación de piedemonte en la evolu-ción del relieve?, y ¿por qué los Pirineos, una cordi-llera tectónicamente inactiva, están cortados por va-lles tan profundos con erosión muy activa?

Este artículo trata de responder a estas pregun-tas mediante una síntesis de los condicionantes tec-tónicos y geomorfológicos de la cordillera Pirenai-ca. En primer lugar se describirá la estructura de losPirineos y su papel en la elevación de la topografía(altura media). A continuación se analizará el relie-ve local y sus variaciones, poniendo de manifiesto

el importante papel desempeñado por la sedimenta-ción de los productos de la erosión en los piede-montes circundantes a la cadena, por los cambiosdel nivel de base remoto de la red fluvial, y por lossingulares cambios climáticos del Plio-Cuaternario.

ESTRUCTURA TECTÓNICA Y TOPOGRAFÍA

Desde la formulación del principio de la isosta-sia en el siglo XIX se conoce que las zonas topográ-ficamente elevadas como las cadenas de montañasse hallan soportadas por un estado de flotación delas capas más externas de la Tierra, según el princi-pio de Arquímedes (Anexo 1). La topografía eleva-da necesita la existencia de una raíz cortical que lasostenga, la cual se forma por el engrosamiento dela corteza durante el acortamiento orogénico.

Las evidencias de engrosamiento cortical en losPirineos derivan de las observaciones geológicas desuperficie y de las investigaciones geofísicas de lacorteza profunda. La figura 2 muestra un mapa geo-lógico de la cordillera Pirenaica, donde se ponen demanifiesto las principales estructuras de deforma-ción tectónica y su distribución. Atendiendo a lageometría de las estructuras y a los tipos de rocadominantes que afloran, se puede dividir la cordille-ra en una franja septentrional donde las estructurastienen vergencia hacia el norte, denominada ZonaNorpirenaica, y una franja meridional donde la ver-gencia es hacia el sur (Choukroune y Séguret,1973). Ésta última comprende la Zona Axial, inte-grada por rocas Paleozoicas, y la Zona Surpirenai-ca, compuesta por rocas Mesozoicas y Terciarias(Fig. 3A, B). Los piedemontes de la cordillera co-rresponden a las cuencas terciarias de Aquitania y

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Fig. 1. Imagen de la topografía de los Pirineos a partir de un modelo digital del terreno (SRTM90) de resolución90 m; la escala de color da la altura. Las líneas de contorno indican la altura media calculada alrededor de cadapíxel y dentro de una celda de 30 km de diámetro, es decir a la misma escala que el espesor de la corteza.

del Ebro (Fig. 2). Las rocas Paleozoicas y Mesozoi-cas se formaron previamente a la orogénesis pire-naica, mientras que las rocas del Cretácico más su-perior y del Terciario son contemporáneas,mostrando en afloramiento buenos ejemplos de re-laciones tectónica-sedimentación en los que se ba-san los estudios sobre la cronología evolutiva de lacordillera.

Las estructuras que reflejan el acortamiento tec-tónico en los Pirineos y que podemos observar en lasuperficie corresponden a pliegues y cabalgamien-tos. Afectan a las rocas de todas las edades, desdePaleozoicas a Terciarias, aunque con diferente estilosegún las litologías y profundidades de la deforma-

ción. A modo de ilustración, la figura 4 presentacortes geológicos de la vertiente sur de la cordillera,construidos esencialmente a partir de datos de geo-logía de campo. Más detalles y descripciones localespueden hallarse en Barnolas y Pujalte (2004) y en lacolección didáctica de imágenes de Martínez et al.(2003). En función de cortes geológicos como los dela figura 4 y de su restitución a los estadios previos ala compresión, ha podido calcularse que el acorta-miento tectónico total en los Pirineos ha sido entre80 y 150 km (Muñoz, 1992; Vergés et al., 1995;Teixell, 1998). El acortamiento es mayor en la parteoriental de los Pirineos y disminuye hacia el oeste,debido a una propagación de la deformación en esa

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Fig. 2. Mapa geológico esquemático de los Pirineos, indicando la distribución de las principales unidades lito-lógicas y estructuras tectónicas. ZNP: Zona Norpirenaica.

Fig. 3. A. Panorámica de la Sierra del Montsec, característica del paisaje de la Zona Surpirenaica (valle delrío Noguera Ribagorçana). El relieve local está controlado por la litología y estructura de las capas plegadas,con cuestas desarrolladas a favor de la alternancia de niveles resistentes (principalmente calizas) y nivelesblandos. En la imagen se observa el anticlinal frontal del manto del Montsec, dibujado por capas Jurásicas yCretácicas. B. Fotografía de la Zona Axial, en las proximidades de la Cerdanya. La litología y estructura delas rocas metamórficas e ígneas Paleozoicas no tiene una expresión marcada en el relieve. Se observan restosde una superficie de erosión en altitud (parte superior izquierda), entallada por pequeños circos glaciares in-mediatamente debajo, y por un profundo valle glaciar con perfil característico (derecha).

dirección con el tiempo. Estos valores cuantifican laconvergencia de las placas Ibérica y Euroasiática.Con ellos, conociendo la duración de la orogenia apartir de los sedimentos sintectónicos, podemos esti-mar la velocidad promedio a la que se acercaban lasdos placas: entre 1,3 y 2,4 mm por año.

Por lo que respecta a las aportaciones de la geo-física, la evidencia más directa del engrosamientocortical la proporcionan las anomalías de la grave-dad. El mapa de la figura 5 representa la distribu-

ción de la anomalía de Bouguer en los Pirineos, apartir de mediciones precisas de la gravedad en unamalla de puntos de observación. La anomalía deBouguer corresponde a la diferencia entre la grave-dad medida en cada punto y la gravedad teórica se-gún un determinado modelo de referencia de la Tie-rra (una vez aplicada una serie de correcciones), yrefleja el efecto de la distribución irregular de den-sidades en la corteza bajo el nivel del mar o el geoi-de. Los Pirineos, como muchas otras cadenas de


Fig. 4. Cortes geológicos de la vertiente sur de los Pirineos, mostrando la característica estructura de plieguesy cabalgamientos vergentes hacia el sur (ver Fig. 2 para su localización). A: Corte por el valle del río NogueraPallaresa (modificado de Muñoz, 1992). B: Corte por los valles de Ansó y Belagua (según Teixell, 1998).

Fig. 5. Mapa de anomalías de Bouguer de los Pirineos, elaborado a partir de la base de datos gravimétricosdel Instituto Geográfico Nacional. La unidad de medida habitual de la anomalía de Bouguer es el miligal, queequivale a la cienmilésima parte del m/s2. La anomalía negativa de gran longitud de onda que se observa es unreflejo del engrosamiento de la corteza bajo la cordillera.

montañas, muestran fuertes valores negativos deanomalía de Bouguer, lo que indica que su subsuelotiene un déficit de masa. Este déficit obedece a laraíz de corteza engrosada proyectándose hacia elmanto superior, la misma que sostiene a la cadenade montañas en estado de equilibrio isostático. Paratraducir los valores de la anomalía gravitatoria enespesores de corteza se necesita realizar un modela-do numérico de las densidades del subsuelo y surespuesta, habitualmente según perfiles selecciona-dos. Los modelos gravimétricos realizados en losPirineos sugieren que el espesor de la corteza bajola cordillera alcanza valores de hasta 50 km (Casaset al., 1997) lo que corresponde a un engrosamientode 20 km.

Una imagen más precisa de la estructura de lacorteza -y de la geometría de su engrosamiento- laaportan los perfiles sísmicos de reflexión. Esta téc-nica se basa en el estudio de la reflexión en diferen-tes capas del subsuelo de ondas sísmicas provoca-das. Tras un adecuado tratamiento de las señalesrecibidas por un conjunto de geófonos, se obtieneuna sección vertical del subsuelo con las trazas delos principales niveles o superficies reflectoras, quese atribuyen a capas o estructuras tectónicas parti-culares; de ese modo, algunas reflexiones represen-tan estratos, otras superficies de fractura o inclusola discontinuidad de Mohorovicic. La ejecución deun perfil profundo de reflexión es una técnica cos-tosa que requiere el concurso de varias instituciones

o países. La parte central de la cordillera Pirenaicaha sido atravesada por dos de esos perfiles, el perfilECORS-Pirineos y el perfil ECORS-Arzacq (Fig.6) (Choukroune et al. 1989; Daignières et al.,1994), que nos proporcionan excelentes imágenesde la estructura profunda de la cadena, de maneraque los Pirineos pueden considerarse privilegiadosen ese sentido. Los perfiles sísmicos pirenaicosaportan detalles sobre la estructura interna de lacorteza y corroboran el engrosamiento cortical –ladiscontinuidad de Mohorovicic se detecta hasta unaprofundidad de casi 60 km–. La estructura de la raízcortical profunda es asimétrica: la corteza inferiorIbérica se sumerge hacia el norte bajo la Euroasiáti-ca, que mantiene una profundidad al Moho constan-te (obviamente la geometría de las raíces reales esmás compleja que el modelo simplificado de la fi-gura del anexo 1). Los perfiles de altura media de lafigura 7 muestran también una asimetría N-S de lacadena, con un flanco norte abrupto y un flanco surmenos escarpado, que refleja probablemente la asi-metría cortical puesta en evidencia por los datosgeofísicos.

Los resultados de los perfiles han servido paraconstruir nuevos cortes geológicos, que representanesta vez ya toda la corteza y el manto superior. Doscortes correspondientes a cada uno de los perfiles semuestran en la figura 8 (recogiendo las interpreta-ciones de Muñoz, 1992, Berastegui et al., 1993 yTeixell, 1998). La convergencia entre las placas ha


Fig. 6. Traza de reflectores de los perfiles sísmicos de reflexión ECORS de los Pirineos. Su localización coin-cide aproximadamente con los cortes de la Fig. 8. En ambos perfiles quedan bien expresados los rasgos funda-mentales de la estructura cortical, y se individualizan claramente las cortezas Ibérica y Euroasiática, con ladiscontinuidad de Mohorovicic (Moho) en la base. La inmersión de la placa Ibérica hacia el norte define laraíz asimétrica de la cordillera. La escala vertical está en tiempo de ida y vuelta de las ondas sísmicas (ver loscortes geológicos de la Fig. 8 para su equivalencia en profundidad real).

hecho que la placa Euroasiática se haya introducidohacia el sur como una cuña, causando que la parteinferior desgajada de la Placa Ibérica haya subduci-do hacia el manto (Fig. 8). La comparación entre lalongitud de la raíz subducida esperable y el acorta-miento total medido en los Pirineos sugiere que laraíz debe prolongarse hacia profundidades mayoresde hasta donde ha sido detectada, quizás hasta 100km o más. La subducción continental hasta tal pro-fundidad debe haberse visto favorecida por unatransformación metamórfica de la raíz a eclogita,roca cuya elevada densidad (hasta 3400 kg/m3) lepermite sumergirse hacia el manto (Teixell, 2000;Vacher y Souriau, 2001) (a la vez que la hace difí-cilmente diferenciable de éste mediante las técnicas

geofísicas). Un engrosamiento de 20 km de la cor-teza pirenaica implicaría una altura media entorno a4000 m en su parte axial. Según Vacher y Souriau(2001), los Pirineos, que alcanzan en promediounos 2000 m (Fig. 1), no llegan a esa elevación de-bido al efecto de la propia raíz eclogítica, cuya altadensidad tiende a disminuir la flotabilidad de la cor-teza profunda.

Los datos geológicos demuestran que el procesode elevación de la topografía de los Pirineos pro-ducto del engrosamiento cortical es hoy inactivo(terminó hace unos 20 Ma). Por tanto, la altura me-dia es antigua, a pesar del fuerte relieve local quecaracteriza una gran extensión de esta cadena demontañas.


Fig. 8. Cortes geológicos a escala cortical de los Pirineos, basados en la geología de superficie (Figs. 4A y B) yen los perfiles sísmicos ECORS (Fig. 6). Su localización puede hallarse en el mapa de la Fig. 2. Corte A segúnMuñoz (1992) y Berastegui et al. (1993). Corte B según Teixell (1998). FSP y FNP: frentes sur- y norpirenaico.

Fig. 7. Perfiles topográficos transversales a la cadena Pirenaica. Izquierda: perfil teórico mostrando la relaciónespacial entre la altura media y el relieve local en una cadena de montañas. Derecha: A, perfil topográfico delPirineo Central; B, perfil del Pirineo Oriental. El bajo relieve local de menos de 1000 m en el centro de la ZonaAxial responde a los restos de superficies de erosión descritas. En el perfil B, la depresión de la Cerdanya co-rresponde a una semi-fosa orientada NE-SO y rellena por sedimentos Miocenos. Línea negra: altura; línea ne-gra discontínua: altura media; línea gruesa y franja gris: relieve local. La altura media está calculada dentrode una celda de 30 km de diámetro; el relieve local está calculado dentro de una celda de 5 km de diámetro.


ANEXO 1: Acortamiento tectónico, isostasia y elevación topográfica

A gran escala, las variaciones de altitud se corresponden con variaciones de densidad de capas más exter-nas de la Tierra: una región donde sean menos densas estará más elevada. Deliberadamente no hemos pre-cisado cuales son esas capas puesto que tanto la corteza como la parte superior del manto terrestre jueganun papel, que varía según el contexto geodinámico.

Dos mecanismos principales pueden elevar la topografía de una región: el engrosamiento de su corteza yel ascenso del manto profundo caliente. El segundo ocurre en zonas como las dorsales oceánicas o lospuntos calientes volcánicos (hot spots), donde la expansión térmica rebaja la densidad de las rocas y elevala superficie. Los Pirineos, como cordillera de plegamiento formada por compresión en un borde de pla-cas, se han elevado por el primero de esos mecanismos, por engrosamiento de su corteza. El engrosamien-to de la corteza en una zona de compresión ocurre de manera paralela al acortamiento tectónico. La corte-za, cuya densidad promedio es de 2750 kg/m3, cuando es acortada aumenta de grosor a expensas delmanto superior, más denso (3300 kg/m3). El resultado neto es un descenso de la densidad. Como ocurre

con todo cuerpo flotante, unaparte del aumento de espesorproduce una proyección de lacorteza o “topografía” haciaabajo (una raíz), y una proyec-ción hacia arriba elevando lasuperficie de la Tierra (ver fi-gura). Cuando esta situación esestable hablamos de un estadode equilibrio isostático, en elque hay una relación definidaentre la cantidad de acorta-miento tectónico experimenta-do, el espesor de la corteza, laprofundidad de la raíz, y la ele-vación topográfica.

La elevación topográfica (∆h) durante la orogénesis viene definida por:

∆h = ∆t [(ρm-ρc)/ρm] ≈ ∆t/6

(donde ∆t es el aumento de grosor de la corteza y ρc, ρm son las densidades promedio de la corteza y man-to. La relación [(ρm-ρc)/ρm] suele ser próxima a 1/6). Si realizamos un análisis en dos dimensiones, cono-ciendo el acortamiento tectónico (expresado como la diferencia entre la longitud inicial l0 y final l1 de unperfil de la cordillera), podemos predecir la elevación promedio de una cordillera en función de éste y delespesor original de la corteza (t0):

∆t = t0(l0/l1-1), y por tanto

∆h ≈ t0(l0/l1-1)/6

Los valores habituales de espesor (original) de la corteza en una región llana a nivel del mar se sitúan entorno a 30 km, pero en una zona adelgazada como el rift precursor de los Pirineos puede limitarse a 20 kmo menos.

Por otra parte, el grosor de la raíz cortical necesario para soportar una elevación topográfica h dada vienedado por:

tr = ρch/(ρm-ρc) ≈ 5h

lo que se traduce en que cada km de altura topográfica requiere unos 5 km de raíz cortical proyectándosehacia el manto para hallarse en equilibrio isostático (este cálculo es análogo al que se efectúa para deducirque una masa de hielo flotando en el mar tiene una parte sumergida 8 veces superior a la emergida).

En el caso de la Zona Axial de los Pirineos aragoneses, por poner un ejemplo, el acortamiento tectónicoallí calculado del 40% sobre una corteza original de 20 km de espesor (valor razonable en vista de laextensión Mesozoica) debe haber elevado el fondo del mar Cretácico algo más de 2 km. La altura me-dia ahora es de unos 1600 m, lo que es coherente si se tiene en cuenta la actuación de la erosión, queactúa en sentido contrario. Este tipo de cálculos sencillos se refiere siempre a elevaciones promedioabarcando áreas de gran escala. Obviamente, el relieve o rugosidad de pequeña escala, como la diferen-cia de altitud entre una montaña y un valle adyacente, no requiere variaciones de profundidad de la basede la corteza que se sitúa más de 30 km por debajo, sino que puede ser soportado por la propia rigidezde la litosfera.

Fig. Anexo 1. Balance de masas en 2D durante la formación de una cadena demontañas. El engrosamiento de la corteza correlativo al acortamiento orogéni-co es el motor tectónico del relieve. En estado de equilibrio isostático corticalde tipo Airy, hay una relación determinada entre el acortamiento tectónico, elengrosamiento de la corteza (∆tc), y la altura media de la cordillera. Esta re-lación es dependiente de la razón de densidades entre la corteza y el manto su-perior (expresada por (ρm-ρc)/ρm, cuyo valor habitual es próximo a 1/6).

TOPOGRAFÍA Y RELIEVE

Hemos visto que los Pirineos presentan una to-pografía media elevada resultado de los procesostectónicos. El relieve local, con profundos valles,crestas y restos de superficies de aplanamiento, deri-va de la acción de procesos erosivos y de sedimenta-ción que han modelado la cordillera de manera nohomogénea desde sus orígenes hasta nuestros días.

Las superficies de erosión con poco relieve en al-titud

Una característica notoria de los Pirineos es laexistencia en altitud de superficies de erosión conpoco relieve, que contrastan con el relieve escarpa-do circundante de picos y valles profundos. La figu-ra 9 sitúa las áreas de este tipo señaladas por los

geógrafos y geólogos del siglo XX (ver referenciasen Babault et al., 2005). Entre las principales se ha-llan la zona de los Encantats, entre los ríos NogueraPallaresa y Ribagorzana, los macizos alrededor delas cuencas neógenas de Cerdanya y Capcir (Fig.10), y el macizo de Aston. Su extensión representaun 10% de la superficie de la Zona Axial.

Para mostrar la morfología de estas superficies seha calculado el relieve local a escala de 5 km a partirde un modelo digital del terreno (ver Fig. 9 y el Ane-xo 2). Las superficies de erosión con poco relieve enaltitud descritas en la literatura tienen un cierto relie-ve local (750 m ±250 m), pero que aún así contrastacon el relieve que supera los 1000 m y alcanza 2000m en los valles profundos de los ríos principales. Laaltura media de esas superficies está contenida entre1800 y 2500 m (Babault et al., 2005).


Fig. 9. Mapa de relieve local calculado dentro de una celda móvil de 5 km de diámetro. La altura media estárepresentada por las curvas de nivel en blanco. Las líneas grises gruesas delimitan las zonas donde se preser-van superficies de erosión con poco relieve a gran altura. Están caracterizadas por un relieve local de menosde 1000 m, que contrasta con el relieve local de entre 1000 y 2000 m de los profundos valles que las inciden.

Fig. 10. Vista tridimensionalhacia el suroeste del DEM delos Pirineos Orientales, mos-trando las superficies de ero-sión con poco relieve a granaltura. Los restos de la super-ficie de erosión miocena estánincididos por los afluentes delrío Segre. Las zonas en blan-co corresponden a las semi-fosas tectónicas bordeadas alsur por fallas normales y re-llenas de sedimentos del Mio-ceno superior. El Segre, el Têty el Aude se encajan en la to-pografía justo al salir de ladepresión de la Cerdanya,con lo que ésta ha sido engran parte preservada de laerosión.

Los perfiles topográficos de la figura 7 atravie-san los restos de las superficies con poco relieve agran altura. El esquema conceptual de la parte iz-quierda de la figura muestra la relación habitual queexiste entre el perfil topográfico y el relieve localen una cadena de montañas. Este tipo de relación nose observa en los perfiles A y B de los Pirineos(Fig. 7, derecha) donde el relieve local disminuyeen la parte más elevada, cuando el perfil atraviesalas superficies de erosión. Un patrón de este tipo,con disminución del relieve local al aumentar la al-tura media, se encuentra también cuando se desa-rrolla una alta meseta (un plateau) en una cadena demontañas, como se ilustra en el perfil teórico. Estosurgiere que las superficies con poco relieve en alti-tud preservadas hoy en día en los Pirineos puedenser los restos de una topografía de poco relieve mu-cho más amplia.

La preservación de depósitos continentales delMioceno superior del margen norte de la fosa de laCerdanya sobre las superficies de erosión con pocorelieve proporciona una edad mínima para su crea-ción. Las superficies habían sido previamente in-terpretadas como restos de una penillanura forma-da a nivel del mar después de la orogeniapirenaica, posteriormente elevada a 2000 m (deSitter, 1952, y referencias internas). La visión dede Sitter (1952), que sigue el modelo del ciclo geo-gráfico de Davis (1899), tiene la implicación deque la altura y la morfología actual de los Pirineosno estaría causada por la tectónica alpina Paleóge-na que engrosó la corteza de los Pirineos. Por ello,se invocó un acortamiento Plioceno, que nunca pu-

do documentarse. Como solución, Brunet (1986)propuso que la raíz litosférica Paleógena, fría ydensa, de los Pirineos se había desprendido y hun-dido hacia el manto durante el Neógeno, permitien-do el ascenso de la astenosfera en su lugar e indu-ciendo el levantamiento Plioceno. Sin embargo, losdatos geofísicos muestran pruebas de una raíz litos-férica continua hasta 100 km por debajo de los Pi-rineos, y, como hemos señalado en la sección pre-cedente, Vacher y Souriau (2001) han demostradoque la densa raíz eclogítica profunda de los Pirine-os va en contra de un levantamiento reciente a es-cala de la corteza.

Las superficies de poco relieve en altitud han si-do profundamente disectadas por la erosion fluvial yglacial (Bordonau, 2005) durante el Cuaternario. Laincisión de una topografía se ve siempre acompaña-da por un levantamiento relativo de las rocas con elfin de mantener el equilibrio isostático. De todasformas, a pesar del levantamiento local de las rocasprovocado por el efecto del denominado rebote isos-tático, la altitud media de la cordillera disminuyedurante su incisión. Por tanto, como la superficie deerosión miocena está incidida, la altura media de lacadena ha necesariamente disminuido desde aquellaépoca, mientras que la altitud de los restos de la su-perficie en zonas de interfluvios con poca erosiónrelativa debe haber aumentado debido al rebote. Detodas formas, la altura media y la cantidad de ero-sión experimentada por los Pirineos hace poco rea-lista que la altitud de los restos de la superficie deerosión se deba en una parte importante al efecto delrebote isostático (Fig. 11).


Fig. 11. Modelo de levantamiento de una topografía por rebote isostático propuesto por Molnar y England (1990) yaplicado a los Pirineos. hi es la altura media inicial del paisaje suave del Pirineo en el Mioceno, y hf es la altura me-dia del paisaje resultante después de una disección post-miocena, implicando una erosión muy heterogénea, localiza-da en los valles y alcanzando el nivel del mar. La compensación isostática de la erosión en este modelo predice unaleve disminución de la altura media final hf de un sexto de la altura media inicial hi, y un levantamiento de las rocas yde la base de la corteza de una magnitud igual a 5/6 de hi. Las incisiones profundas hasta el nivel del mar resultan enuna elevación de los picos de 11/6 de la altura inicial hi, lo que implica que la topografía inicial de poco relieve seformó ya en altura, y que las incisiones de los ríos se acercan al nivel del mar. Sin embargo, los tramos bajos de losríos fluyen a una altura entre 300 m y 500 m en los flancos norte y sur respectivamente. Además, la altura de entre2000 y 3000 m de los restos de superficies de erosión requiere una altura media inicial de 1100 a 1600 m, valores quecorresponden a la actual altura media de la Zona Axial, lo que conlleva una implicación poco realista de ausencia deerosión desde el Mioceno. El modelo de Molnar y England (1990) de levantamiento por ajuste isostático no permiteexplicar la totalidad de la altura actual de las superficies de erosión con poco relieve en altitud de los Pirineos.

¿Cuál es entonces el origen de las superficies deerosión en altitud? Es en la vertiente sur de la cade-na Pirenaica donde se hallan argumentos geológicosy geomorfológicos que permitieron a Babault et al.(2005) proponer un modelo para su formación, quese describe a continuación.

Influencia de la sedimentación de piedemonte so-bre la dinámica de erosión

Hasta el Eoceno medio, la cuenca de antepaíssurpirenaica era un surco marino estrecho abiertohacia el Atlántico, lo que permitía la dispersión delos productos de la erosión de la Zona Axial. A par-tir del Eoceno superior, la cuenca inició un largoperiodo de sedimentación continental, debido a quela propagación de la deformación hacia el oesteprovocó el cierre de la conexión con el Atlántico,convirtiendo la cuenca en cerrada o endorreica. De-bido al crecimiento del orógeno y al incremento delflujo sedimentario, la cuenca se rellenó rápidamen-te. Como consecuencia, se produjo un aumento pro-gresivo del nivel de base, y los relieves del borde dela cuenca formados cuando ésta estaba abierta fue-ron cubiertos por el propio relleno, tal como se pue-de apreciar en una serie de paleovalles transversos,llenos de sedimentos aluviales del Eoceno superior-Mioceno en la Zona Surpirenaica (como por ejem-plo los conglomerados de la Pobla de Segur o de laSierra de Sis; Fig. 12 A). Una observación funda-mental es que en la actualidad los restos de estosdepósitos aluviales subhorizontales llegan a una al-titud de 2000 m, pudiéndose prolongar la superficiede depósito hasta las superficies de poco relieve agran altura de la Zona Axial. La altitud máxima deesos depósitos es 1100 m a lo largo del cabalga-miento frontal surpirenaico (Fig. 12B)

Formación de una topografía con poco relieve agran altitud

En el clásico ciclo geográfico de Davis (1899),tras un levantamiento orogénico la madurez del pai-saje se alcanza cuando los valles adquieren su relie-ve máximo. Al final del ciclo, el paisaje se ha de-gradado en una superficie con muy poco relieve,cerca del nivel de base, denominada penillanura. Esdecir, la disminución de la altura media de una ca-dena de montañas hacia el nivel de base se veacompañada por un aplanamiento del paisaje. En elmodelo de Davis, el nivel de base hacia el cual elpaisaje termina por ajustarse es el nivel del mar.

El nivel de base corresponde al límite inferiorde la zona en erosión. Por tanto, la parte más eleva-da y proximal de un piedemonte, es decir, el ápexde los abanicos aluviales que bordean las montañasen erosión, corresponde al nivel de base para los rí-os que erosionan y transportan los productos de laerosión. En el caso de la vertiente sur de los Pirine-os, a partir del momento en que la cuenca del Ebrose convierte en endorreica, la acumulación (agrada-ción) de sedimentos cada vez más hacia el interiorde la cordillera (cubriendo gran parte de la ZonaSurpirenaica hasta el límite de la Zona Axial), es


ANEXO 2: modelos numéricos de la topo-grafía (DEMs)

Desde finales de los años 80, la generación demodelos numéricos de la topografía (ModelosDigitales del Terreno o Digital Elevation Mo-dels, comúnmente abreviados como DEM) hapermitido cuantificar el relieve de manera pre-cisa y exhaustiva, como no se había podidohasta entonces. Los primeros DEM fueron ge-nerados mediante la digitalización de mapastopográficos. En la actualidad, los programasde generación de DEM mediante satélitesabren la posibilidad de obtener DEM de cual-quier zona de la Tierra, y también de planetasremotos como Marte. Un DEM es como unaimagen digital, donde el tamaño de los píxelesdefine la resolución, pero al valor de cada pí-xel se le atribuye la altura media dentro del pí-xel. En 2001, la nave espacial Space ShuttleEndeavour’s registró datos de radar permitien-do a la NASA producir un DEM con resolu-ción horizontal de 90 m, puesto a disposición delpúblico desde 2003 (SRTM90, http://www2.jpl.nasa.gov/srtm/cbanddataproducts.html).

Un DEM es muy útil cuando necesitamos da-tos de altura media de una región. La alturamedia se calcula por cada píxel dentro de undisco o célula cuyo diámetro depende de la es-cala de los objetos geológicos que queramosestudiar. Ya que el grosor de la corteza conti-nental en zonas estables es de 30 km, para es-tudios a escala cortical la altura media se cal-cula a la misma escala, es decir dentro de undisco de diámetro 30 km: La figura 1 muestracurvas de nivel de altura media como unejemplo de este tipo de análisis.

La altura media caracteriza la topografía a granescala, pero para caracterizarla a escala inter-media (entre las crestas y valles principales), oa escala aún inferior, se utiliza el relieve local.Dado que las pendientes locales (variación dealtitud entre píxeles en dirección de la pendien-te máxima o pendiente del flujo de agua) de-penden mucho más de la resolución del DEMque el relieve local (diferencia máxima de alti-tud dentro de una célula), se utiliza preferen-cialmente el relieve local para caracterizar ycuantificar el relieve. La figura 9 muestra unejemplo de resultado de cálculo del relieve lo-cal dentro de una célula de diámetro 5 km.Cuanto más grande la célula, más elevado es elrelieve local, que tiende a converger hacia la al-tura absoluta del píxel más elevado dentro de lacélula de cálculo. Los ríos pirenaicos principa-les distan entre sí aproximadamente 10 km; porello se calculó el relieve local en los Pirineos auna escala inferior (5 km de diámetro), para ca-racterizar el relieve local entre esos ríos y asícuantificar las características de las superficiesde erosión con poco relieve en altitud.


Fig. 12. A. Vista hacia el norte de la Zona Surpirenaica central mostrando una sección transversal de unpaleovalle N-S relleno de sedimentos del Eoceno Superior-Oligoceno (y probablemente hasta del Mioceno)(Sierra de Sis). El paleovalle está relleno de conglomerados aluviales que alcanzan una altura de casi 1800 m.La foto está tomada desde un promontorio formado por conglomerados equivalentes más al sur, que se hallanno deformados. Antes de la disección del valle del Isábena, la región debía probablemente parecerse a una ba-jada que cubría la margen sur de la Zona Axial hasta 2000 m o más en el fondo de la imagen, descendiendohasta 1000 m en el primer plano. Al pie del la Sierra de Sis, el río Isábena alcanza una altura de 750 m, impli-cando alrededor de 1000 m de incisión. B: Vista hacia el noroeste de los conglomerados del Mioceno inferiormuy poco deformados del Salto de Roldán, en el borde de la cuenca del Ebro al norte de Huesca. Los conglo-merados, que corresponden a depósitos proximales de abanicos aluviales, cubren las rocas sedimentarias ple-gadas del Mesozoico al Eoceno. Forman acantilados espectaculares que dominan la depresión del Ebro, y cu-yo desnivel varía entre 300 y 500 m. Los conglomerados alcanzan una cota de 1120 m.

una prueba de la subida progresiva del nivel de basea escala de toda la cuenca.

Probablemente, la cordillera Pirenaica alcanzósu altitud máxima durante el Oligoceno. Desde elMioceno en adelante la altura media fue disminu-yendo progresivamente, a medida que el levanta-miento de origen tectónico desaparecía. La acumu-lación continuada de sedimentos conglomeráticosdurante el Oligoceno y el Mioceno, fosilizando elrelieve previo, implica que el nivel de base siguióalto durante esas épocas.

La erosión y exhumación de las rocas en unacadena de montañas puede medirse con las técnicasde termocronología de baja temperatura, como lamedida de las huellas de fisión. La fisión de núcleosde uranio en minerales como el apatito deja unasseñales o huellas que se mantienen en los cristalespor debajo de una cierta temperatura. Contando lacantidad de huellas (defectos de la red cristalina) sepuede determinar la edad de enfriamiento por deba-jo de 110° de temperatura, en la trayectoria de lasrocas hasta la superficie, donde actualmente lasmuestreamos. Conocer el gradiente geotérmico esfundamental para poder convertir esas temperaturasa profundidades. Con el muestreo de un perfil verti-cal en una montaña, se puede construir una gráficade las edades obtenidas en función de la altura (Fig.13). La línea de regresión de la gráfica permiteprescindir del efecto del gradiente geotérmico, yobtener una velocidad de erosión. En el caso delmacizo pirenaico de la Maladeta, las velocidades deerosión calculadas disminuyen entre el Oligoceno(en torno a 32 Ma) y el Mioceno inferior (hasta 20Ma) (Fig. 13). Desde el Oligoceno en adelante lomás probable es que el relieve entre las cumbres dela Zona Axial y la parte más elevada de los sedi-mentos de piedemonte disminuyera, un proceso quese habría acentuado durante el Mioceno, épocapost-orogénica en la que continuó la agradación de

sedimentos continentales. Esto resultó en el aplana-miento progresivo de la Zona Axial, y en la forma-ción de superficies de erosión con poco relieve engran altura.

La evolución morfológica de la cuenca interiorde la Cerdanya puede ser vista como un ejemplo apequeña escala de lo que ocurrió a mayor escala enel conjunto de la cordillera Pirenaica. La Cerdanyacorresponde a una semi-fosa neógena limitada alsur por una zona de fallas normales inclinadas haciael norte (Fig. 10); la vertiente norte de la fosa buza10º hacia el sur como consecuencia del bascula-miento mioceno. Como hemos mencionado, los se-dimentos del Mioceno superior del margen norte dela Cerdanya indican que la superficie de erosióncon poco relieve existía ya antes de esa época. Hoydía, la red de drenaje corta la superficie, pero el ríoSegre y sus afluentes están muy poco encajados enel relleno de la cuenca. El Segre y el Têt se encajanen la topografía justo al salir de la Cerdanya, por loque la depresión de la Cerdanya ha sido en granparte preservada de la erosión. Una característicanotable es la diferencia de relieve de las vertientesde los ríos Segre y Têt dentro y fuera de la cuenca(Fig. 10). La diferencia de relieve está directamenterelacionada con la diferencia de posición del nivelde base constituido por esos dos ríos para sus res-pectivos afluentes.

La incisión de la red de drenaje reciente

El papel de la conexión de la cuenca del Ebro alMediterráneo

Como hemos señalado, las superficies de ero-sión con poco relieve que se hallan a gran altura enlos Pirineos son los restos de un paisaje alisado queha sido retocado por la red de drenaje actual. Paraexplicar la incisión de paisaje de bajo relieve origi-nal se ha propuesto la hipótesis de la renovada co-nexión de la cuenca del Ebro al Mediterráneo des-pués de la etapa endorreica (Riba et al., 1983) (Fig.14), lo que habría comportado el descenso del nivelde base de los ríos. Es más problemático el sabercuando se produjo esta reapertura. A finales delMioceno, se produjo una caída de 1500 m del niveldel mar del Mediterráneo, debido al cierre de su co-nexión con el Atlántico. Este bien conocido evento,denominado Crisis de Salinidad del Mesiniense(MSC) por las potentes capas de evaporitas que sedepositaron en el fondo del mar, significó la caídadel nivel de base de los ríos que desembocaban enel Mediterráneo. Esto causó una fuerte erosión re-montante, con cañones propagándose hasta 300 kmhacia el interior del continente (y con una profundi-dad máxima de hasta 1000 m en el caso del taludcontinental del Ródano, como ejemplo bien docu-mentado). En el caso del Nilo, la incisión se propa-gó 2000 km, y en otros ríos con una área de drenajede un orden de magnitud inferior alcanzó una dece-na de km, indicando una relación clara entre la pro-pagación de la incisión y el tamaño de la cuenca dedrenaje (Loget et al., 2005). Al final de la MSC,cuando el Mediterráneo se conectó de nuevo al


Fig. 13. Diagrama altura-edad a partir de datos dehuellas de fisión en apatito de los Pirineos centra-les publicados por Fitzgerald et al. (1999) y Sin-clair et al. (2005). Las huellas de fisión en apatitoproporcionan la edad de enfriamiento de las rocaspor debajo de los 110ºC, es decir, 3 ó 4 km según elgradiente geotérmico de la zona. Los datos mues-tran una exhumación rápida durante el Oligoceno,y más lenta a partir de 30 Ma.

Atlántico, la reinundación marina provocó la fosili-zación de los cañones por depósitos detríticos mari-nos y continentales.

El área de drenaje del Ebro es del mismo ordende magnitud que la del Ródano, lo que implica quesi la cuenca del Ebro hubiese estado ya conectada alMediterráneo al final del Mioceno, la incisión debe-ría haberse propagado notablemente tierra adentro.Pero no existe cañón alguno en la cuenca de drenajedel río Ebro, sugiriendo que no estaba conectada almar antes del Plioceno. De hecho, existen cañonesprofundos en el talud frente a la costa española, pe-ro su profundidad no supera los 400 m. En tierrafirme no se ha documentado ningún cañón Mesi-niense como en el caso del Ródano o del Nilo. Tansolo en la parte baja del valle del Ebro, cerca deTortosa, se ha encontrado una paleotopografía ente-rrada por sedimentos del Plioceno inferior, lo queindica que las incisiones que se encuentran en elmar no se han propagado más que unos pocos kiló-metros hacia el interior de la costa (Fig. 15).

El volumen de sedimentos post-Mesinienses de-positados bajo el mar en el surco de Valencia es de25700 km3 en el margen continental del delta delEbro, y de 6300 km3 en el abanico profundo delsurco de Valencia (Fig. 15). Estos 32000 km3 de se-dimentos representan el mismo orden de magnitudque el volumen de sedimentos erosionados en lacuenca de drenaje del Ebro, ~37800 km3 desde suconexión al Mediterráneo. La estimación de primerorden del balance del volumen de sedimentos ero-sionados en la cuenca del Ebro y cadenas adyacen-tes, y del volumen de sedimentos depositados en elsurco de Valencia durante el Plioceno y el Cuater-nario demuestra que el río Ebro actual puede no ha-ber empezado a desembocar en el Mediterráneohasta el Plioceno (Babault et al., 2006).

Por lo que respecta a las implicaciones sobre elrelieve de los Pirineos, los argumentos expuestosimplican que el nivel de base de la cuenca del Ebroha caído unos 1000 m (Fig. 15), por lo menos desdeel Plioceno, dando lugar a una erosión regresivainevitable en el interior de la totalidad de la cuencade drenaje del Ebro. Por consiguiente, la incisión devalles profundos en el flanco sur de los Pirineos po-dría haber empezado en el Plioceno.

La incisión asociada al cambio climático Plio-Cua-ternario

Al final del Plioceno se produjo un importantecambio en la sedimentación en el surco de Valen-cia, con el paso de arcillas a arenas acompañado porun incremento por tres de la tasa de sedimentación,lo que sugiere que el retoque de la topografía mio-cena estuvo influenciado por el cambio climáticodel final del Plioceno, cuando empezaron las oscila-ciones entre épocas glaciares e interglaciares.

La erosión glaciar es responsable de la acentua-ción del relieve en las partes altas de la cordilleraPirenaica, como se puede apreciar en la foto de lafigura 3B, donde los circos y valles glaciares estánencajados en las superficies de erosión con poco re-lieve. Aunque los ciclos glaciares se iniciaron pro-bablemente en el Plioceno superior, debido al conti-nuo retrabajamiento de las formas de erosión y deacumulación durante los sucesivos ciclos, se creeque la mayor parte de las formas y depósitos glacia-res que actualmente observamos en los Pirineos co-rresponden al último máximo glaciar, entre hace70.000 y 40.000 años (para una revisión del glacia-rismo pirenaico nos remitimos al trabajo de Bordo-nau, 2005, publicado en esta revista, y al libro edi-tado por Martí Bono y García Ruiz, 1994). Entre lasformas de erosión y depósitos glaciares que se reco-


Fig. 14. Superpo-sición de la red dedrenaje principalde los Pirineos so-bre una topografíadigital. La morfo-logía actual estácaracterizada porríos transversalesque disectan pro-fundamente las su-perficies con pocorelieve en altitud.

nocen destacan los típicos valles con perfil en U,abundantes en la Zona Axial (Fig. 3B), los circosglaciares (con abundantes cubetas de sobreexcava-ción, hoy ocupadas por lagos) y las morrenas fron-tales y laterales. Los glaciares de valle se superpu-sieron a la red fluvial preexistente, desarrollada yacuando el sistema se abrió al Mediterráneo. Algu-nos valles glaciares alcanzaron los 50 km de longi-tud (p.e., el valle del Noguera Pallaresa en la ver-tiente sur de los Pirineos, o diversos valles de lavertiente norte). En la vertiente norte los glaciaresalcanzaron una cota de 400 m, mientras que en lavertiente sur llegaron hasta unos 700-800 m. Hoydía quedan tan solo poco más de una decena de gla-ciares de circo en franco retroceso, y el modeladodel relieve actual en los Pirineos está de nuevo do-minado por los procesos fluviales, de ladera y peri-glaciares.

En la vertiente norte de los Pirineos se encuen-tra una morfología similar a la de la vertiente sur,con restos de superficies de erosión con poco re-lieve disectadas por la red fluvial. La formación de

esas superficies, que se hallan entre 700 y 1900 mde altitud, estuvo causada también por la inhibi-ción de la erosión relacionada con la sedimenta-ción de piedemonte, que alcanza una cota de 600-700 m en las partes proximales del abanico deLannemezan (el mecanismo sería el mismo que elresponsable de las superficies del flanco sur de lacadena: el limite más proximal de la sedimenta-ción detrítica puede ser considerado como el nivelde base eficaz de una cadena; Fig. 16). En ese ca-so, la incisión de las superficies y del piedemonteno puede deberse, como en el sur, a la apertura dela cuenca de Aquitania al océano, puesto que lared fluvial del flanco norte de los Pirineos ha esta-do siempre conectada al mar. Por consiguiente, nofue tanto la organización del drenaje sino la capa-cidad de transporte de sedimentos por las corrien-tes fluviales el factor más determinante de la posi-ción del nivel de base efectivo. El cambioclimático del Plio-Cuaternario aparece como elúnico factor posible para explicar la incisión enlos Pirineos septentrionales.


Fig. 15. Estimación delvolumen erosionado en lacuenca de drenaje delEbro desde el Plioceno, ydel volumen sedimentadoen el surco de Valenciadespués del Mioceno.Arriba: topografía de lacuenca de drenaje del ríoEbro (límite representadopor la línea negra grue-sa). La línea fina corres-ponde a la traza del perfiltopográfico situado deba-jo. Abajo: Reconstrucciónde la paleotopografíamiocena sobre el relieveactual. La paleotopogra-fía se ha reconstruido, enla cuenca de drenaje delEbro, utilizando los res-tos de los depósitos másrecientes en la cuenca delEbro, e interpolando unasuperficie entre las cum-bres en la Zona Axial. Elvolumen erosionado (engris claro) está calculadosustrayendo la topografíaactual de la paleotopo-grafía miocena, y resultaser de 37800 ±800 km3.El volumen de sedimentosdepositados por el río Ebro en el talud continental del surco de Valencia (curvas negras en el margen continen-tal, donde los números indican el espesor de sedimentos en metros) se obtiene por la sustracción del techo delMesiniense a la batimetría (obtenido por interpolación de las líneas sísmicas), y se ha estimado en 25700 km3.Una parte de los sedimentos ha circulado hacia el fondo del surco de Valencia (“abanico de Valencia”) me-diante corrientes de turbidez; y la parte correspondiente a los sedimentos provenientes del río Ebro es de 6300km3. Los 32000 km3 de sedimentos provenientes del río Ebro en el margen continental son comparables a los37800 km3 de volumen erosionado en la cuenca de drenaje del Ebro.

CONCLUSIONES

La elevación de la cordillera Pirenaica seprodujo por la convergencia entre las placas Ibé-rica y Euroasiática desde finales del Cretácicohasta el inicio del Mioceno. El acortamiento oro-génico resultante causó el engrosamiento de lacorteza y así se elevó la topografía media de lacordillera. No existen indicios de la evolución dela topografía media en el tiempo, es decir, si au-mentó de forma constante durante los 60 millo-nes de años que duró la deformación compresi-va, o si llegado un momento se alcanzó unaaltitud límite en la cual la erosión equilibraba ellevantamiento. Por otra parte, el escarpado relie-ve local de los Pirineos no está relacionado conla construcción tectónica del Paleógeno, puestoque la elevación progresiva del nivel de base re-sultó en el aplanamiento en altura de la cordille-ra. El modelo de aplanamiento del relieve en al-tura que describimos contrasta con el de Davis(1899) e implica que la disminución del relieveno equivale necesariamente a la disminución dela altura media de la superficie (Fig. 17). La in-cisión de las superficies de erosión comenzó pro-bablemente durante el Plioceno. Puesto que lamorfología de ambos flancos de la cadena tiene

características similares, la formación del relievereciente está, en gran parte, determinada por elcambio climático global que se inició al final delPlioceno, y no únicamente por los cambios decondiciones de los límites de las cuencas de an-tepaís (como la conexión de la cuenca del Ebroal mar Mediterráneo). Durante el Mioceno lamayoría de los productos de erosión fueron en-trampados en las cuencas de antepaís norte y sur.El cambio climático del Plioceno puede haberaumentado la capacidad de transporte de los pro-ductos de erosión, de manera que el nivel de ba-se de los Pirineos ya no eran sus piedemontesnorte y sur, sino respectivamente el océanoAtlántico y el mar Mediterráneo. Finalmente, elmodelo del aplanamiento e inhibición de la ero-sión en altitud proporciona una explicación a lapreservación de la raíz cortical y de la topografíaelevada en las cadenas de montañas (Fig. 17).

Agradecimientos

Este artículo se ha realizado con el soporte delos proyectos de investigación del Ministerio deEducación y Ciencia CGL 2006-07226 y Consoli-der-Ingenio CDS2006-00041.


Fig. 16. Reconstrucción idealizada de la paleotopografía (curva negra) de los Pirineos antes del retoque post-mioceno (topografía actual en gris).

Fig. 17. Dos modelos de allanamiento del relieve de una cadena de montañas. Modelo 1: la penillanura deDavis (1899) se forma únicamente por erosión y rebote isostático, provocando fuerte exhumación y la elimina-ción a largo plazo de la raíz cortical. Modelo 2: el allanamiento en altura (Babault et al., 2005) resulta de lasubida del nivel más proximal de la sedimentación de piedemonte, que actúa como nivel de base de la zonamontañosa en erosión. A largo plazo, la disminución del relieve local por erosión a la vez que sube el nivel debase al acumularse sedimentos genera en altitud una superficie de poco relieve. La inhibición de la erosión enaltura causada por la sedimentación de piedemonte permite además la preservación de la raíz cortical. <h>1:altura media inicial (sinorogénica) de la cadena de montañas; <h>2: altura media final (postorogénica).

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Fecha de recepción del original: 14 septiembre 2007Fecha de aceptación definitiva: 5 noviembre 2007.


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