Introducción al Mapa Geológico del Parque Nacional de ... Geologico... · de la Escuela de Minas de Madrid, constituido por los becarios que por este Grupo pasaron y ... en el tiempo:

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BOLETÍN Nº5 SEDECK / AÑO 2003 / SOCIEDAD ESPAÑOLA DE ESPELEOLOGÍA Y CIENCIAS DEL KARST

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Introducción al Mapa Geológico del Parque Nacional de Ordesa-Monte PerdidoExplicación para uso del visitante

L.Mª RÍOS-ARAGÜÉS

EXPLICACIÓN DE IMAGEN

Vista de la ladera norte de Monte Perdido (3.355 m) y del Cilindro (3.335 m). El desnivel hasta el fondo del valle de Pineta es de unos 2.000 m.

En un principio se creía que el macizo de Monte Perdido era el más alto del Pirineo. Las precisiones en las medidas ulteriores otorgaron el primer puesto al pico del Aneto (3.404 m).

No obstante, de entre los macizos constituidos por terrenos calcáreos sigue siendo el macizo más alto de Europa.

"Las raíces no se veny es más alta que un árbol

arriba y arriba subey sin embargo no crece"

(J.R.R. TOLKIEN)

Solución: La Montaña


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Mapa geológico del Parque Nacional de Ordesa-Monte Perdido

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INTRODUCCIÓN

La presente Memoria acompaña al mapa geo-lógico, escala 1:100.000, del conjunto del Par-que Nacional de Ordesa-Monte Perdido y susalrededores. Tiene por objeto el explicar sus prin-cipales rasgos, con el fin de que sirva de divulga-ción al visitante interesado por los principalesaspectos geológicos del Parque. Va destinadopor lo tanto a personas no necesariamente profe-sionales de la Geología. Por ello algunos concep-tos han sido desprovistos del rigor científico delas Memorias que suelen adjuntarse normalmen-te a los mapas de este tipo, con el objeto deacercarlos al público en un lenguaje llano. Ruegola indulgencia del lector si encuentra demasiadosimple la manera de expresar ciertas nociones.Para una mayor profundización recomiendo laconsulta de las Hojas y Memorias del Mapa Geo-lógico Nacional 1:50.000 editadas por el Institu-to Geológico y Minero de España.

Con agradecimiento, es debido citar al menosalgunos de los principales antecedentes que sonlos hitos en la mejora del conocimiento de laGeología en este área de trabajo: Bresson(1903), VanLith (1965), Debat (1965), Seguret(1970), Soler (1971), Flachère (1971), Majesté-Menjoulas (1979).

La confección del presente Mapa Geológicodel entorno de Ordesa-MontePerdido, se basa enla unión de las partes correspondientes de lasHojas del Mapa Geológico Nacional 1:50.000,que son Bielsa (1979), Liena (1979), Broto(1980) y Bujaruelo (1987). Estas Hojas fueronrealizadas por el Grupo de Trabajo de Geologíade la Escuela de Minas de Madrid, constituidopor los becarios que por este Grupo pasaron yL.Mª Ríos-Aragüés como director y continuador dela línea de investigación durante los años de1973 a 1987.

Las subdivisiones en formaciones geológicasde estas Hojas fueron agrupadas en otras máscomprensivas. Agradezco a J.M. Pardo (1993) elque tuviera a bien aceptar como trabajo fin decarrera el terminar el encaje y composición delmapa de conjunto.

Estimo que una mayor simplificación delmapa no era conveniente si se quería presentarel conocimiento y evolución de los principalessucesos geológicos. De este modo, además, seofrece en el mapa, el grado de detalle que podrápercibirse en el campo. Así por ejemplo, las pare-des del cañón de Ordesa, permiten contemplarfácilmente la superposición de formaciones deestratos de una manera normal y simple. Esos

mismos estratos, en otros lugares, se encuen-tran plegados y constituyendo paquetes super-puestos unos sobre otros mediante fallas cabal-gantes. Tal es el caso de las partes más altas dela estructura del macizo de Monte Perdido.

He pretendido que el resultado, aunque sim-plificado, fuera útil también para el profesionalde la Geología.

Para el turista con simple curiosidad por lascuestiones geológicas van destinadas las expli-caciones que siguen a continuación. Mi intenciónes ayudarle a leer el mapa geológico a la vistadel campo, y a entender lo que el campo expresageológicamente.

PREÁMBULO

Rudimentos generales

Antes de iniciar el recorrido por el terreno delParque, sería conveniente que el visitante tuvieraun mínimo de nociones teóricas aprendidas.

Ya en el siglo V antes de Cristo, el historiadorgriego Herodoto al observar la presencia de fósi-les de conchas marinas engastadas en ciertasrocas, indicó que ello era prueba de que éstashabían estado, en algún tiempo anterior, en elfondo del mar. Tal es el caso de la mayoría de lasrocas del área del Parque.

Pero vayamos por par tes. De una manerageneral, las cordilleras de montañas correspon-den a Cadenas de Plegamiento. En ellas losestratos se encuentran deformados mostrandopliegues y fallas resultado de fuerzas lateralesque actuaron durante millones de años (Ma). Enuna etapa anterior, esos estratos fueron capasde sedimentos que se acumularon superpuestasen los fondos marinos en grosor del conjunto (o"serie estratigráfica") grande, a veces hasta másde 10.000 m en cuencas de gran extensión entreciertos límites. Fuera de esos límites la sedimen-tación pudo producirse temporalmente pero engrosor mucho más pequeño. Esta etapa pudodurar más de 100 millones de años (Ma).

A par tir de un cier to momento, los límitesopuestos de la cuenca se aproximaron llevadospor el substrato o "Basamento", (constituido porrocas aún más antiguas), el cual emprendió esemovimiento de aproximación. La cuenca tendió aquedar estrangulada y se produjo la surrecciónde los sedimentos apretados y deformados ("api-lamiento tectónico"), originándose los relieves demontañas.

Los llamados "agentes atmosféricos", inclu-so antes de que este proceso de surrección fue-ra completado, actuaron erosionando y desgas-tando los relieves, y llegarían en una etapa finala arrasarlos.

Resumiendo, se puede decir que en la gesta-ción e historia de una Cadena de Montañas porplegamiento, se cumplen estas tres etapas:

• Etapa de sedimentación.• Etapa de plegamiento ("orogenia").• Etapa de erosión o desmantelamiento.

Estas tres etapas constituyen un "ciclo geoló-gico". El Pirineo es consecuencia del Ciclo Alpi-no, así como todo el cinturón de cadenas que sealargan desde la Cordillera Bética hasta la Cordi-llera del Himalaya, incluyendo los propios Alpesde donde toma el nombre.

De una manera aproximada, en la historia delCiclo Alpino, la etapa sedimentaria abarca la eradel Secundario (o "Mesozoico") desde hace 225Ma a 65 Ma. En la transversal pirenaica corres-pondiente a Ordesa la etapa de plegamiento ocu-rre dentro del Terciario desde hace 55 Ma (en el"Eoceno") a 25 Ma (comienzo del "Mioceno"). Laetapa de desmantelamiento se solapa con la deplegamiento pero persiste hasta el comienzo delCuaternario (1'6 Ma) y hasta la actualidad.

Encuadre regional

En el Pirineo el basamento está constituidopor rocas metamórficas e ígneas (granitos) per-tenecientes al Primario o "Paleozoico" (470 a225 Ma), del griego paleos (antiguo) y zoos(vida), y que componen el resultado del CicloHercínico, anterior al Ciclo Alpino. Durante elCiclo Hercínico se originaron, en ciertos lugaresdel Globo Terráqueo, diversas cordilleras ("Cade-nas de Plegamiento"). Estas cadenas, en elmomento de empezar el Ciclo Alpino, presenta-ban una superficie "paleogeográfica" llana, con-secuencia del arrasamiento anterior. En el actualPirineo, había entonces una porción de la Cade-na Hercínica del Oeste europeo resultado de laorogenia hercínica.

Durante la orogenia hercínica los sedimentospaleozoicos se habían recristalizado por el calor yla compresión reinantes (se habían "metamorfi-zado"). Al mismo tiempo, habìa tenido lugar laascensión de magmas calientes que al consoli-darse en condiciones aún profundas habíandado lugar a rocas "plutónicas" (granitos, etc). Elarrasamiento final del Ciclo Hercínico pudo hacer

que estas rocas "aflorasen" (se presentaran) endicha paleo-superficie.

En lo que hoy es la margen norte del Pirineose produjo una gran concavidad de esa paleo-superficie (futuro Basamento). En ella se deposi-taron sedimentos en gran espesor, ya en la eta-pa sedimentaria del Ciclo Alpino. La naturalezade ciertos tramos de esos sedimentos (composi-ción, micro-fósiles, etc), denota que se deposita-ron en fondos marinos profundos. Esa cuencanorte-pirenaica era, de hecho, un brazo del océa-no Atlántico; brazo en prolongación de lo quevendría a ser el Golfo de Vizcaya.

Al Sur de esa cuenca, en lo que hoy es laAlta Cadena y en su margen meridional, la sedi-mentación acumulada fue de menor espesor yla naturaleza de los depósitos indica un ambien-te de fondo marino somero continuación de laplataforma continental de Iberia (al menos enla transversal correspondiente a Ordesa).

Tal disposición persistió, en lo esencial,hasta que comenzó la Etapa de Plegamiento.En el Pirineo Central, esta etapa comenzó en el"Cuisiense" (55 Ma) y se prolongó hasta finalesdel "Oligoceno" (25 Ma). En ese episodio, lasfuerzas de compresión entre Europa e Iberiahicieron que la cuenca norte-pirenaica se plega-ra, emergiera y cabalgase hacia el Nor te,mediante una importante falla inversa ("frentenorte-pirenaico"). Al mismo tiempo, al Sur dedicha cuenca, mediante una serie de fallascabalgantes hacia el Sur ("apilamiento tectóni-co"), se levantó lo que vendría a ser la AltaCadena. Su cobertura de estratos de sedimen-tos del Ciclo Alpino se desplazó hacia el Sur,según el esquema de mantos de corrimiento;(varias decenas de kilómetros de desplazamien-to). Así, hoy día, la Alta Cadena aparece com-puesta únicamente por los materiales paleozoi-cos del Basamento, al haber quedado despro-vista de su cobertura.

La estructuración de esos materiales corridoshacia el Sur se esquematiza en el Mapa de con-junto del Pirineo Central meridional. El Mapa delentorno del Parque Nacional se encuentra acaballo entre los terrenos del Paleozoico y aque-llos, situados más hacia el Sur, correspondientesa la cober tura alpina (ver posición en figuraadjunta).

En esa figura se entiende por Paleozoico"alóctono" aquel que ofrece la evidencia deestar corrrido (unos 10-20 km) sobre conjuntosllamados "autóctonos". Esta evidencia se derivadel hecho de que, debajo de la falla horizontalcabalgante, el "autóctono" incluye capas de edad


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de constitución más moderna que las rocas queconstituyen el "alóctono".

Por otra parte, se representan en la figura,las arrugas o pliegues ("anticlinales" o "sinclina-les") que se produjeron en la cuvertura duranteel corrimiento de sus unidades estructurales. Enrelación con el mapa del Parque, se presentanlas correspondientes superposiciones de estasunidades debidas a los cabalgamientos de la oro-genia del Pirineo; y que ocurren por este ordenen el tiempo: 1º Cotiella, 2º Monte Perdido-Bolta-ña, 3º Gavarnie junto con las anteriores ya corri-das (el conjunto sería el Manto de Gavarnie).

El Paleozoico alóctono del manto de Gavar-nie se prolonga en Francia. En el valle de Gavar-nie se puede cuantificar en unos 10 km la mag-nitud mínima horizontal de su corrimiento: Laerosión ha hecho aparecer, como si a través deuna ventana se tratara, el autóctono de debajodel manto: "ventana tectónica". El autóctono secompone de rocas cristalinas antiguas, perotambién de estratos del Secundario ("Cretáceo")en unas decenas de metros de grosor, atrapa-dos debajo del Paleozoico del alóctono; siendoque éste es estratigráficamente más antiguoque dicho Cretáceo. Este hecho tan significativofue ya descrito en 1903 por A. Bresson, pero nofue asumido en su importancia hasta 1970 porM. Seguret.

EXPLICACIÓN DEL MAPA GEOLÓGICO DEL PARQUENACIONAL

Conviene que el visitante haya dedicado un cier-to tiempo a la lectura de los epígrafes anterioresantes de adentrarse por los recorridos que elija.Así, al placer del paseo por los bellos parajes, espe-ro que añadirá la satisfacción de la comprensión delos procesos geológicos que los ocasionaron.

En este epígrafe, no voy a seguir el procedi-miento de describir determinados itinerariosrecomendados (véase, en este sentido, si así seprefiere, los propuestos en Galera, J.M. et al.1999). Confío que al visitante le sean útiles lasexplicaciones que a continuación se hacen relati-vas a las formaciones de estratos y rasgos tectó-nicos del Mapa, y que sabrá reconocerlas consul-tándolo, durante las andaduras por el terreno.

A continuación se pasa revista someramentea las formaciones que componen la serie estrati-gráfica en el orden del tiempo geológico.

Más adelante, se hace mención a la sucesiónde acontecimientos que deformaron esos mate-riales, lo cual es objeto de lo que se entiende por"Tectónica", disciplina que también se ocupa delconjunto de estructuras resultantes en la cons-trucción del edificio de la Cadena.

Mapa estructural del Pirineo Central meridional

Estratigrafía

El mapa incluye una leyenda esquemática enla que se representan los conjuntos de estratosen superposición horizontal, a la manera decolumna. En la mitad izquierda están los nom-bres de las eras, sistemas y pisos presentes enel área del mapa. El perfil de la columna en suparte derecha, indica cualitativamente si una for-mación es resistente a la erosión y, en el terre-no, suele dar una morfología "dura", en saliente;o, si por el contrario, es más blanda a la erosióny constituye una depresión o entrante en losescarpes (o una pendiente de ladera más suave,cuando las capas están horizontales). La escalagráfica vertical situada a la izquierda solamentepretende proporcionar, de manera aproximada,un orden de magnitud de los respectivos espeso-res (o "potencias"). Estos espesores puedenvariar de un lugar a otro de manera considerable,de acuerdo con la variación lateral que pudohaber ocurrido durante su sedimentación.

Nótese que los límites de formaciones "litoló-gicas" no tienen porqué coincidir necesariamentecon los limites de pisos de la escala internacio-nal del tiempo geológico.

Ciclo Hercínico.El Ciclo Hercínico está representado por:• El granito de Bielsa y su cortejo de rocas

metamórficas (M). Constituyen el "autóctono" deBielsa y del fondo de las "ventanas tectónicas"de La Larri y de Gavarnie-Troumouse.

• El Paleozoico Superior, con las formacionespropias del área, pertenecientes al Devoniano (oDevónico según los autores) y al Carbonífero.

Estos materiales hercínicos per tenecen alBasamento sobre el cual se producirían las eta-pas de la historia del Pirineo, propiamente dicha,que es la responsable de la construcción de losescenarios del Parque Nacional. Por esta razón,aunque se mencionan en la leyenda, prescindire-mos de su descripción. El lector especialista inte-resado puede remitirse a las Hojas y Memoriasdel Mapa Geológico Nacional 1:50.000 citadasen el apartado de Bibliografía.

Ciclo AlpinoLa etapa sedimentaria del Ciclo Alpino,

comienza en la era del Mesozoico, o Secunda-rio, la cual en la sistemática de la estratigrafíamundial se compone de Triásico, Jurásico y Cre-táceo (o Mesozoico inferior, medio y superior,respectivamente).

Ahora bien, en el área del Parque, solamenteexisten formaciones del Cretáceo Superior y,escasamente, del Triásico en el sector nor te-oriental. Por el conocimiento de la paleo-geogra-fía regional que desborda el actual Pirineo, hayrazones para pensar que el Triásico y el Jurásicose depositaron (no así, en lo referente al Cretá-ceo inferior). Posteriormente en el tiempo, seríanerosionados y desmantelados en un área queincluye la actual del Parque, antes de la gran"transgresión" o invasión mundial de las platafor-mas continentales por el mar durante el CretáceoSuperior.

Atendiendo a las formaciones que figuran enla leyenda:

B : Areniscas y "lutitas" rojas de Bielsa. Se sedimentaron directamente sobre el Basa-

mento mediante una "discordancia estratigráfi-ca". Las capas de limo y arena rojas, (actualmen-te lutitas y areniscas después de su compacta-ción), deben su color a que el medio sedimenta-rio no era marino sino continental, es decir conexposición a la atmósfera oxidante. Están pre-sentes en el autóctono de la parte norte orientaldel Mapa.

Se tocan bien en el borde de la carretera enla subida desde Bielsa al valle de Pineta. Tam-bién afloran hacia la parte inferior de las paredesdel circo de La Larri, así como en su prolonga-ción en las cascadas que bajan de éste circohacia el Parador de turismo.

KM : Margas yesíferas y calizas tableadas del ríoReal, donde vienen en contacto normal sobre laformación anterior. El medio sedimentario fuemarino, pero mal comunicado con el mar abiertolo que, debido a un clima caluroso, produjo dese-caciones eventuales, con precipitación de sulfatode calcio y otras sales disueltas en el agua deorigen marino.

C1-4 : Calizas y micropudingas.Después de unos 120 Ma, lapso de tiempo

del que no queda registro estratigráfico, sedepositaron estas primeras capas de calizas delCretáceo Superior. Los fósiles que contiene sonde mar somero. Comienza por una capa basalconglomerática (algunos metros de "micropudin-ga") en la que hay una proporción de elemen-tos, principalmente de cuarzo, hasta del tamañodel guisante.

Se observan bien en la pista, en la cabeceradel río Real. Otros afloramientos fácilmente acce-sibles están en el contacto con el Paleozoico del


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valle del Ara. En el telón de fondo del paisaje dePineta constituyen el Pico Blanco y se puedeapreciar su discordancia con relación al Basa-mento paleozoico (cf. croquis 4).

C4 : Calizas arenosas ferruginosas("Maciños").

Sigue una centena de metros de capas conun contenido considerable de arena. Su color sedebe a la oxidación actual (o reciente, geológica-mente hablando) de los fragmentos que contie-nen hierro en su composición mineralógica. Lamicrofauna (lacacina visible con la lupa si haybuena suerte) denota una edad Santonense.

C4-5 : Calizas con Hippurites de las cascadas de Ordesa.

Pueden llegar a tener centenas de metros degrosor. Su textura interna granuda corresponde auna agregación de fragmentos ("intraclastos" decaliza) en el momento de la sedimentación. Des-de entonces, se pudieron producir recristalizacio-nes que enmascaran esa textura original. LosHippurites son fósiles de bivalvos ("moluscos")que tienen una de las valvas de forma turricularhueca y la otra sirve de tape; pueden constituircolonias de tipo arrecifal.

CC4-5 : Calizas del macizo del Cotiella.Son calizas de grano fino y color oscuro debi-

do a su medio sedimentario de fondo marino nooxidante. En parte equivalen en edad a las ante-riores, pero con espesores mucho mayores(millares de metros).

Constituyen las estribaciones del macizo delCotiella (sector sur-oriental del mapa: Punta-Ller-ga p.ej.). El corte de la carretera de Campo a Sei-ra (ya fuera del mapa) permite observarlas demodo ininterrumpido durante varios kilómetros.

C5-6 : Areniscas de Marboré.Toman su nombre del Pico Marboré donde

están presentes. En realidad son calizas más omenos arenosas. Es típica su pátina amarillentadebido a la alteración "actual" de la fracciónterrosa, residuo de la disolución meteórica de laparte de carbonato. Contienen abundante micro-fauna visible a simple vista y otros abundantesfósiles de lamelibranquios (principalmenteostreidos, de ambiente próximo a la costa) asícomo equínidos (erizos).

Tiene centenas de metros de espesor y for-ma los principales escarpes verticales del cañónde Ordesa (croquis 1), así como de las laderasnorte del macizo de Monte Perdido y sus conti-

nuaciones, hacia el Oeste por el Taillón y valledel Otal y, hacia el Este por las paredes del vallede Pineta. La caída de la gran cascada del balcónde Pineta ocurre en el escarpe que produce estaformación.

Al empezar el Terciario cambiaron bruscamen-te las características de los depósitos marinos.Los sedimentos de la base del Terciario estánpoblados de algas que fijan el carbonato, pero enun medio en el que los procesos de remocióndebidos al oleaje y las corrientes no se hacennotar. Probablemente existía alguna barrera(barras litorales, etc) que protegían este mediode la influencia del mar abierto. Por otra parte,los aportes de partículas de limo y cuarzo noalcanzaban a depositarse. Así resultaron capasde caliza (o "dolomía") muy puras y de granofino.

Pd : Dolomías tableadas.Formación con la que comienza el Terciario.

Es un tramo de pátina gris claro en unas dece-nas de metros de morfología blanda, constituidopor una sucesión de capas de dolomía de granofino. (Así como la caliza es carbonato de calcio,la dolomía es carbonato a la vez de calcio y mag-nesio, por partes iguales en la dolomía tipo). Ladolomía, indica un exceso de Mg en el medio, locual ocurre en aguas marinas marginales, malcomunicadas con el mar abierto.

Se reconoce en la morfología del terrenopor una tendencia al rellano encima del granescarpe del Cretáceo. En la parte del cañón deAñisclo figura en el mapa englobada con la for-mación siguiente (P), simplemente por dificul-tad de su representación en el escarpe topo-gráfico.

P : Caliza masiva de pátina blanca. Alveolinas.Calizas muy puras en las que no se aprecian

fácilmente las separaciones entre estratos. Hayabundantes fósiles de algas y, hacia la mitad deésta formación, aparecen los primeros foraminí-feros fósiles, pertenecientes ya al Terciario, delgenero Alveolina. La ausencia de fracción terríge-na (arcilla) hace difícil el arraigo de cualquiervegetación actual.

Destaca en el paisaje por su aspecto masivoblanco, deslumbrante al ser iluminada por el sol.Normalmente se presenta en escarpe que prolon-ga, hacia lo alto algo retranqueado, el granescarpe del Cretáceo Superior.

El terciario basal ("Paleoceno"), debido a supura composición carbonática, se presta a sudisolución "reciente" por el agua de percolación,


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Croquis 3.En la entrada

del Parque.

Croquis 1.Cañón deOrdesa.


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produciéndose una red de cavidades ("karst").Un buen ejemplo son las grutas de Casteret (quecontienen hielo debido a la alta cota a que seencuentran). El Cretáceo infrayacente, al teneruna fracción de limo, resulta más impermeable ysirve de lecho para conducir el agua a ciertas"surgencias". Son ejemplos la cascada de la"cola del caballo" en Suaso, y las cascadas quesalen de la paredes de la cabecera del cañón deAñisclo.

I1 : Calizas de las cornisas altas de las paredesde Ordesa. Margas en la base. Nummulites.

Son calizas de pátina gris claro, con estratifi-cación bien visible, que prolongan hacia arriba elescarpe de la formación anterior (P). Después dela monotonía que muestra la litología anterior,esta formación presenta una evolución en verti-cal consecuente a la variación del medio sedi-mentario a lo largo del tiempo.

En la base de la formación se presenta unnivel de margas grises de algunos pocos metrosde grosor que contiene los primeros foraminífe-ros que marcan el comienzo del "Eoceno" (Num-mulites; en latín numus: moneda). (La marga tipoes una roca compuesta a partes iguales de cali-za y arcilla).

Este nivel, a la manera de un entrante en elescarpe, permite, en algunos lugares concretosun camino transitable. Por ejemplo entre el circode Salarons y el circo de Cotatuero.

En general, hacia la parte sur del mapa dis-minuye de grosor mientras que hacia el Norteaumenta. Constituye la canal de la vía normal deascensión al Monte Perdido desde el pequeño"lago helado", encima de Goritz.

Sobre este nivel de margas, el paquete decalizas tiene en los primeros estratos abundanteaporte de granos de cuarzo bien rodados, asícomo una proliferación de alveolinas que, segúnlos niveles (a simple vista circulitos blancos), lle-gan a cuajar la roca. Ciertos estratos, en cambiollegan a tener aspecto de cuarcita masiva: are-nisca cementada por cuarzo (¿barra litoral?).Otras veces presentan laminación oblicua pro-ducto de la acción de corrientes de arrastre delmaterial del fondo. Cuando la dirección de lacorriente cambia de sentido puede ocasionaralternativamente en la estructura sedimemtarialáminas de disposición contraria (herring-bone:raspas de arenque). Asociado a fósiles marinos,ello es indicativo de un medio marino somero enla influencia del flujo y reflujo de las mareas(¿canal de marea a través de la barra litoral?).

La pista alta de las Cutas ofrece en su des-

monte unos afloramientos magníficos comoejemplo.

Hacia la parte alta del paquete de calizas I1el grano del depósito se afina y aparece un tramocon nódulos de silex gris-oscuros. Esto, ademásde indicar una cierta profundización del fondo enausencia de corrientes enérgicas de arrastre,muestra que en la componente de decantacióndel "plancton" había un porcentaje considerablede microrganismos de esqueleto silíceo (radiola-rios, diatomeas), temporalmente favorecidos poraguas más frías. (La parte de sílice del sedimen-to, al estado coloidal, durante la compactacióndel lodo, se aglutinó en nódulos).

Los nódulos de silex, que llegan a sobrepasarlos 10 cm de dimensión, son un rasgo muy lla-mativo en numerosos lugares donde se puedetocar la parte alta de la formación I1.

I2 : Margo-calizas de Lafortunada.Prosiguen la evolución hacia una mayor pro-

fundidad del medio marino iniciada al final de laformación anterior.

Esta formación comienza por un tramo demargas de algunas decenas de metros. Se pue-de observar, p. ej., en los rellanos de las partesaltas del circo de Suaso y del cañón de Añisclo.

En la parte sur-oriental del Mapa, aparecen,superpuestos a continuación, unos doscientosmetros de estratos, de 10 o 20 cm de grosor,compuestos por calizas arcillosas alternantescon margas. El tamaño de grano sigue siendofino, como corresponde a un medio marino de laparte profunda, o externa, de la plataforma conti-nental. Es característico el aspecto de disyun-ción en bolas que se produjo en los niveles cal-cáreos durante el proceso de compactación ("dia-génesis").

Esta formación se puede seguir durante kiló-metros en el borde de la carretera de Bielsa aAinsa a partir de Lafortunada, (poblado situadoen la boca sur del túnel de Las Devotas).

EY : Margas de Yeba.La formación anterior pasa hacia arriba, en

continuidad, a unas margas de 100-150 m deespesor.

En el mapa figuran solamente en el bordesur. Ocasionan en el relieve una franja deprimidaen donde está asentado el pueblo de Yeba, yafuera del mapa.

EB : Calizas del anticlinal de Boltaña.Se llama anticlinal a la estructura de un con-

junto de estratos plegados a la manera de bóve-

da, de modo que las capas más modernas estánhacia su parte externa. Un ejemplo espectaculares el anticlinal cuyas capas son cortadas por elrío Ara, aguas arriba de Boltaña. Se trata de cali-zas de grano grueso debido en parte a los frag-mentos de organismos de caparazón calcáreovivientes en el fondo (organismos "bentónicos",por ejemplo "foraminíferos"). Ello denota unambiente de fondo no profundo y sometido a lainfluencia de corrientes. Este tipo de textura dela roca contrasta con el de las formaciones antesmencionadas donde predominaban los fósiles"planctónicos" de tamaño fino (por ejemplo "glo-bigerinas" y "diatomeas").

Esta formación está presente al Sur delmapa. Su área de presencia coincide con el de laplataforma submarina, que estuvo situada al Surdel surco profundo donde, simultáneamente,empezó a depositarse el "flysch".

F : Flysch.Esta denominación importada de los Alpes,

se aplica a series constituidas por alternancia rít-mica de capas arcillosas y de arenisca. Flysch esuna palabra dialectal del alemán usada en Suizaque se aplica a un tipo de terreno desmoronableen lajas que pueden deslizar, lo que hace alusióna los problemas de desmontes que, en las obrasciviles, puede ocasionar el desprendimiento ydeslizamiento de las rocas a favor de los lechosarcillosos.

Al Suroeste del mapa se ha podido medir unespesor acumulado del flysch de más de 3.000m desde Fanlo hasta las proximidades de Fiscal.

Estos depósitos se realizan en fondos "abisa-les" bastante profundos, (2.000-3.000 metrosde lámina de agua), a causa de la formación deuna gran cuenca, paralela al borde sur del Pirineoprecoz emergente en el transcurso del Eocenoinferior ("Cuisiense"). Esta sedimentación essimultánea con los comienzos de la etapa delplegamiento, cuando la cuenca correspondientepasó a tener una entidad propia, separada de lagran cuenca al Norte del actual Pirineo.

Este movimiento precoz ocasionó la erosiónde algunas formaciones, anteriores en el tiempoal flysch. Así, en la par te oeste del mapa, labase del flysch ("Cuisiense") viene directamentesobre las calizas de la base del "Ilerdense" (I1),faltando la mayor parte del "Ilerdense" que, encambio, sí existe en la parte oriental del mapa(I2) subyacente al flysch.

La sedimentación del flysch ocurrió gracias alos abundantes aportes procedentes de la ero-sión del Pirineo emergente. En su trayecto estos

aportes desbordaban la plataforma y se precipi-taban, en masa, una y otra vez por el talud hastael fondo profundo, decantándose y formandocada vez "una secuencia elemental": con granogrueso en la base pasando hacia arriba a granofino. La reiteración en el tiempo de este aconte-cer ocasiona el aspecto rítmico que se observaen la serie estratigráfica del flysch.

Tectónica

La construcción del Pirineo se prosiguió, debi-do a las fuerzas tectónicas, durante gran partedel Terciario. Simultáneamente, la sedimentaciónen la cuenca sur-pirenaica, iniciada con el flyschen fondo marino abisal, se completó hasta que-dar rellena finalmente por sedimentos en régi-men continental. Estos sedimentos de ambientede llanura fluvial, quedan en partes más meridio-nales del Pirineo y no están representados en elMapa. Como referencia, no obstante, el viajerointeresado puede observarlos por ejemplo en lacarretera entre Arguís y Sabiñánigo (puerto deMonrepós y cercanías).

Cuando la etapa de plegamientos cesó, laerosión de la cadena continuó, pero la sedimen-tación quedó relegada a la llanura y cuenca delvalle del Ebro. Las capas que la rellenaron per-manecen desde entonces horizontales. Los con-glomerados de Riglos son un buen exponente dela sedimentación de borde de dicha cuenca. (Laerosión posterior ha esculpido las morfología delos "mallos").

Pero vengamos a la descripción de las estruc-turas "tectónicas" relativas al Parque Nacional.

Cabalgamiento de la Unidad de Monte Perdido

El rasgo tectónico de mayor importancia den-tro del Parque es el cabalgamiento de la Unidadde Monte Perdido.

Cuando, pasado Torla (croquis 2), el visitantemira en dirección a la entrada del Parque , puedecontemplar la superposición de la Unidad deMonte Perdido sobre la Unidad de Gavarnie. Elconjunto del pico Mondaruego y su escarpadaladera sur en el Cretáceo, con un desnivel cerca-no al millar de metros, pertenece a la Unidad deMonte Perdido. Las calizas de pátina blancasobre las que se asienta la casa de visitantes,pertenecen a la Unidad de Gavarnie. Estas cali-


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zas son las de la base del Terciario. Sobre ellascabalga directamente el Cretáceo (C4-5) de la Uni-dad de Monte Perdido, lo cual es una superposi-ción anormal que se realizó por una falla quesepara ambas Unidades. El plano de falla tieneun ligero declive ("buzamiento") hacia el Sur,hasta ocultarse bajo los acarreos del Ara.

Desde la casa de visitantes (antiguo alberguede turismo), se puede contemplar ese dispositivocabalgante, en una visión lateral de la margenoeste del río Ara, en la vertical del puente de LosNavarros (Croquis 3).

Remontando el curso de río Ara, se puedeobservar cómo la serie de la Unidad de Gavarniese va completando con los términos subyacentesa la caliza de silex hasta llegar, en San Nicolásde Bujaruelo, a la discordancia estratigráfica delCretáceo sobre el Paelozoico del Basamento.Estos Cretáceo y Paleozoico, desde el punto devista tectónico, son solidarios y pertenecen a laUnidad y Manto de Gavarnie.

Sigamos en el mapa la traza de la falla sobrela cual la Unidad de Monte Perdido cabalgó.Dicha traza penetra en las partes bajas de Orde-sa hasta el meridiano de Cotatuero, dibujandouna "semiventana tectónica", llamada así porquequeda abierta al remontar hacia el N el valle del

Ara. En la ladera oriental de dicho valle se puedeseguir la traza hasta San Nicolás. La cuantía dela componente horizontal del cabalgamiento de laUnidad de Monte Perdido en dirección Sur, sepuede estimar en 3 km, tomando como referen-cia el decalage del contacto de las formacionesC4-5 y C5-6 intersectado por el cabalgamiento.

La prolongación de la traza del cabalgamientoes en el Cretáceo de las laderas norte, desde elCol de Bujaruelo, entrando en Francia y hasta elvalle de Pineta. Así, viene a representar el con-tacto tectónico trasero de la Unidad de MontePer-dido sobre la Unidad de Gavarnie. El episodioque da lugar a esta superposición lo hemosdenominado convencionalmente como "faseMonte Perdido-Boltaña" y figura en los croquiscon el símbolo ϕ2. El croquis 4 corresponde a lacabecera del valle de Pineta y comprende hastael autóctono de la ventana tectónica del llano deLalarri. El episodio del cabalgamiento que figuracomo ϕ3 corresponde al del manto de Gavarnie,el cual ocurrió con la Unidad de MontePerdido"ya puesta encima". A continuación, hubo defor-maciones que produjeron, en el sito del croquis,un abombamiento del conjunto (visible en la trazade la superficie ϕ3) y, en consecuencia, un bas-culamiento de ϕ2 y ϕ3 hacia el Sur (véase tam-

Croquis 2.Vista desde Torla hacia el Norte.

bién el cor te tectónico dibujado en el margensuperior del mapa).

Volviendo al río Ara, veamos la traza delcabalgamiento, pero esta vez en la parte al Oes-te del río Ara. Desde los miradores del Molar (pis-ta de las Cutas), se contempla (croquis 5) cómoel cabalgamiento de enfrente de la casa de visi-tantes, antes mencionado (cf. croquis 3), alremontar el valle del Ara, deja de ser horizontal ysube por la ladera en dirección Oeste hacia laPeña de Otal. Así, el buzamiento Sur de la super-ficie de cabalgamiento aumenta y llega incluso aponerse ver tical e inver tirse. Esto es debido(análogamente a lo que se ve en la cabecera delvalle de Pineta; cf, croquis 4), a la deformacióndel conjunto, la cual es ulterior al cabalgamientoϕ2 (ver también el corte tectónico dibujado en elmargen inferior del mapa). Además, dicha super-ficie, asciende hacia el Oeste a niveles estrati-gráficos cada vez más altos, llegándose a insta-lar en el flysch. Allí, la cuantía del cabalgamientoϕ2, cuando estuvo horizontal, puede estimarsecomo nula. Ello se puede observar en la cabece-ra del barranco del Sorrosal, ya fuera del Mapa,por la estructuración de las capas del flysch.

La conclusión que se obtiene de la indaga-ción que acabamos de hacer, dentro de la Geolo-gía del territorio del Mapa del Parque, tiene unarepercusión importante para la interpretación dela estructura que desborda el dominio del Mapa.Esta conclusión es que el movimiento horizontalde la Unidad de Monte Perdido sobre la Unidadde Gavarnie, nulo en la par te Oeste, tiende aaumentar cuando nos desplazamos a regionesmás orientales, lo que implica, visto en planta,una rotación dextra (en el sentido de las agujasdel reloj). Esta rotación es congruente con laincurvación Monte Perdido-Boltaña dibujada en lafigura del mapita de posición.

Deformaciones internasa la Unidad de Monte Perdido

Posteriormente se produjeron deformacionesinternas a la Unidad de Monte Perdido, que origi-naron pliegues y cabalgamientos de dimensionesmenores que el anteriormente descrito.

La edad de estas deformaciones es simultá-nea con los empujes que ocasionaron el definiti-vo corrimiento del manto de Gavarnie. Se obser-van bien a todo lo largo de las Sierras Surpirenai-cas, desde Peña Forca en el valle del Aragón-Sub-ordán hasta el valle de Pineta, en el río Cinca.

El mejor exponente lo constituyen las partesaltas del Parque, y en particular el macizo de LasTres Sorores. Desde el mirador enfrente del circode Suaso se ofrece una buena vista (croquis 6).Las capas en las paredes de este circo aflorancon disposición horizontal. Pero subiendo a partirdel refugio de Goritz, se observa un apilamientotectónico, primero debido a una sucesión de plie-gues anticlinales con capas de sus flancos surverticales o invertidas. Más arriba, la deforma-ción es más intensa produciéndose cabalgamien-tos. Uno es el que afecta solamente a los picosmás altos: Cilindro, Monte Perdido, Soum deRamond. Otro es el que está presente en el picoAñisclo y se le sigue hacia el Oeste hasta suamortiguación antes de llegar al cordal sur del


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Croquis 4.Ladera del circo de La Larri.

Croquis 5.El valle del Ara al N del puente de Los Navarros.


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Monte Perdido. El más bajo es el de la Torre deGoritz cuya traza se observa de Este a Oeste entodo el macizo. La super ficies de los cabalga-mientos, cuanto más altas, están a su vez ulte-riormente deformadas, como todo el conjuntoapilado (véase el dibujo del corte tectónico en elmargen superior del Mapa).

Esta visión frontal del macizo se puede com-plementar con otra lateral, aprovechando la hen-didura de la cabecera del cañón de Añisclo. Enel croquis 7 se puede observar el tipo de falla,muy tendida, con cabalgamiento que hace que

el Cretáceo ("areniscas de Marboré", de pátinaamarilla) se superponga al Paleoceno ("dolomíatableada" de pátina blanca). Este dispositivo serepite hasta seis veces, contribuyendo así alapilamiento. Las dos fallas más altas están a laaltura del collado de Añisclo y sus trazas estánen la prolongación de los cabalgamientos quetienen salida en la vista frontal del macizo (cf.croquis 6).

Croquis 6.El circo de Suaso y las Tres Sorores.

Croquis 7.En la cabecera

del cañón de Añisclo.

Depósitos del CuaternarioActualmente, "geológicamente hablando", el

Pirineo ha seguido erosionándose desde que sur-gió como relieve durante el Terciario. En ello hacontribuido, en el modelado más reciente (duran-te el Cuaternario), el desgaste producido por losglaciares y el "retoque" del encajamiento de lared fluvial. Su destino es su arrasamiento final.

Mientras tanto en cier tos lugares, en fun-ción de la morfología del relieve actual, se handepositado y se siguen depositando sedimentosque podríamos considerar como transitorios, yaque también desaparecerán como la cordilleramisma.

En el margen derecho del mapa, se indicanlos tipos de deposito distinguidos.

QAl Acarreos (cantos rodados, etc) por losactuales cauces fluviales de fondo de valle.

QT Terrazas. Corresponden a los antiguosdepósitos de fondo de valle que, debido al enca-jamiento por erosión de la red fluvial, han que-dado a unos metros por encima del actual niveldel río.

QL Derrubios de ladera (canchales, pedre-gales) constituidos por elementos o bloquessueltos.

QC Coluvial. Formación de suelos con pre-sencia de granos finos (limo, arcilla). En el mapase incluyen en esta representación los suelosformados en laderas, con o sin la acción delhombre, posiblemente deslizados con el tiemposegún el gradiente.

QCd Cono de deyección. Acumulación de for-ma más o manos cónica de materiales detríticosdepositados por los torrentes al desembocar aun valle.

QM Morrenas. Acumulación de materialestranspor tados por los hielos de los glaciares.Son muy heterogéneas en cuanto a composicióny a tamaño de sus constituyentes: bloques englo-bados en limos o arcillas.

QV Depósitos lacustres de obturación gla-cial. Ocurren en la salida de los cursos laterales,con agua, hacia el valle principal ocupado por elhielo del glaciar o su morrena lateral.

Un ejemplo fácilmente visitable se tieneaguas arriba de Viú tras la morrena lateral delAra.


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