Mapa Geologico - Parque Nacional de Ordesa

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Introducción
al Mapa Geológico
del Parque Nacional
de Ordesa-Monte Perdido
Explicación para uso del visitante
L.Mª RÍOS-ARAGÜÉS
"Las raíces no se ven
y es más alta que un árbol
arriba y arriba sube
y sin embargo no crece"
(J.R.R. TOLKIEN)
Solución: La Montaña
EXPLICACIÓN DE IMAGEN
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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.
BOLETÍN Nº5 SEDECK / AÑO 2003 / SOCIEDAD ESPAÑOLA DE ESPELEOLOGÍA Y CIENCIAS DEL KARST
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Mapa geológico del Parque Nacional de Ordesa-Monte Perdido
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INTRODUCCIÓN
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La presente Memoria acompaña al mapa geológico, escala 1:100.000, del conjunto del Parque Nacional de Ordesa-Monte Perdido y sus
alrededores. Tiene por objeto el explicar sus principales rasgos, con el fin de que sirva de divulgación al visitante interesado por los principales
aspectos geológicos del Parque. Va destinado
por lo tanto a personas no necesariamente profesionales de la Geología. Por ello algunos conceptos han sido desprovistos del rigor científico de
las Memorias que suelen adjuntarse normalmente a los mapas de este tipo, con el objeto de
acercarlos al público en un lenguaje llano. Ruego
la indulgencia del lector si encuentra demasiado
simple la manera de expresar ciertas nociones.
Para una mayor profundización recomiendo la
consulta de las Hojas y Memorias del Mapa Geológico Nacional 1:50.000 editadas por el Instituto Geológico y Minero de España.
Con agradecimiento, es debido citar al menos
algunos de los principales antecedentes que son
los hitos en la mejora del conocimiento de la
Geología en este área de trabajo: Bresson
(1903), VanLith (1965), Debat (1965), Seguret
(1970), Soler (1971), Flachère (1971), MajestéMenjoulas (1979).
La confección del presente Mapa Geológico
del entorno de Ordesa-MontePerdido, se basa en
la unión de las partes correspondientes de las
Hojas del Mapa Geológico Nacional 1:50.000,
que son Bielsa (1979), Liena (1979), Broto
(1980) y Bujaruelo (1987). Estas Hojas fueron
realizadas por el Grupo de Trabajo de Geología
de la Escuela de Minas de Madrid, constituido
por los becarios que por este Grupo pasaron y
L.Mª Ríos-Aragüés como director y continuador de
la línea de investigación durante los años de
1973 a 1987.
Las subdivisiones en formaciones geológicas
de estas Hojas fueron agrupadas en otras más
comprensivas. Agradezco a J.M. Pardo (1993) el
que tuviera a bien aceptar como trabajo fin de
carrera el terminar el encaje y composición del
mapa de conjunto.
Estimo que una mayor simplificación del
mapa no era conveniente si se quería presentar
el conocimiento y evolución de los principales
sucesos geológicos. De este modo, además, se
ofrece en el mapa, el grado de detalle que podrá
percibirse en el campo. Así por ejemplo, las paredes del cañón de Ordesa, permiten contemplar
fácilmente la superposición de formaciones de
estratos de una manera normal y simple. Esos
mismos estratos, en otros lugares, se encuentran plegados y constituyendo paquetes superpuestos unos sobre otros mediante fallas cabalgantes. Tal es el caso de las partes más altas de
la estructura del macizo de Monte Perdido.
He pretendido que el resultado, aunque simplificado, fuera útil también para el profesional
de la Geología.
Para el turista con simple curiosidad por las
cuestiones geológicas van destinadas las explicaciones que siguen a continuación. Mi intención
es ayudarle a leer el mapa geológico a la vista
del campo, y a entender lo que el campo expresa
geológicamente.
PREÁMBULO
Rudimentos generales
Antes de iniciar el recorrido por el terreno del
Parque, sería conveniente que el visitante tuviera
un mínimo de nociones teóricas aprendidas.
Ya en el siglo V antes de Cristo, el historiador
griego Herodoto al observar la presencia de fósiles de conchas marinas engastadas en ciertas
rocas, indicó que ello era prueba de que éstas
habían estado, en algún tiempo anterior, en el
fondo del mar. Tal es el caso de la mayoría de las
rocas del área del Parque.
Pero vayamos por par tes. De una manera
general, las cordilleras de montañas corresponden a Cadenas de Plegamiento. En ellas los
estratos se encuentran deformados mostrando
pliegues y fallas resultado de fuerzas laterales
que actuaron durante millones de años (Ma). En
una etapa anterior, esos estratos fueron capas
de sedimentos que se acumularon superpuestas
en los fondos marinos en grosor del conjunto (o
"serie estratigráfica") grande, a veces hasta más
de 10.000 m en cuencas de gran extensión entre
ciertos límites. Fuera de esos límites la sedimentación pudo producirse temporalmente pero en
grosor mucho más pequeño. Esta etapa pudo
durar más de 100 millones de años (Ma).
A par tir de un cier to momento, los límites
opuestos de la cuenca se aproximaron llevados
por el substrato o "Basamento", (constituido por
rocas aún más antiguas), el cual emprendió ese
movimiento de aproximación. La cuenca tendió a
quedar estrangulada y se produjo la surrección
de los sedimentos apretados y deformados ("apilamiento tectónico"), originándose los relieves de
montañas.
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Los llamados "agentes atmosféricos", incluso antes de que este proceso de surrección fuera completado, actuaron erosionando y desgastando los relieves, y llegarían en una etapa final
a arrasarlos.
Resumiendo, se puede decir que en la gestación e historia de una Cadena de Montañas por
plegamiento, se cumplen estas tres etapas:
• Etapa de sedimentación.
• Etapa de plegamiento ("orogenia").
• Etapa de erosión o desmantelamiento.
Estas tres etapas constituyen un "ciclo geológico". El Pirineo es consecuencia del Ciclo Alpino, así como todo el cinturón de cadenas que se
alargan desde la Cordillera Bética hasta la Cordillera del Himalaya, incluyendo los propios Alpes
de donde toma el nombre.
De una manera aproximada, en la historia del
Ciclo Alpino, la etapa sedimentaria abarca la era
del Secundario (o "Mesozoico") desde hace 225
Ma a 65 Ma. En la transversal pirenaica correspondiente a Ordesa la etapa de plegamiento ocurre dentro del Terciario desde hace 55 Ma (en el
"Eoceno") a 25 Ma (comienzo del "Mioceno"). La
etapa de desmantelamiento se solapa con la de
plegamiento pero persiste hasta el comienzo del
Cuaternario (1'6 Ma) y hasta la actualidad.
Encuadre regional
En el Pirineo el basamento está constituido
por rocas metamórficas e ígneas (granitos) pertenecientes al Primario o "Paleozoico" (470 a
225 Ma), del griego paleos (antiguo) y zoos
(vida), y que componen el resultado del Ciclo
Hercínico, anterior al Ciclo Alpino. Durante el
Ciclo Hercínico se originaron, en ciertos lugares
del Globo Terráqueo, diversas cordilleras ("Cadenas de Plegamiento"). Estas cadenas, en el
momento de empezar el Ciclo Alpino, presentaban una superficie "paleogeográfica" llana, consecuencia del arrasamiento anterior. En el actual
Pirineo, había entonces una porción de la Cadena Hercínica del Oeste europeo resultado de la
orogenia hercínica.
Durante la orogenia hercínica los sedimentos
paleozoicos se habían recristalizado por el calor y
la compresión reinantes (se habían "metamorfizado"). Al mismo tiempo, habìa tenido lugar la
ascensión de magmas calientes que al consolidarse en condiciones aún profundas habían
dado lugar a rocas "plutónicas" (granitos, etc). El
arrasamiento final del Ciclo Hercínico pudo hacer
que estas rocas "aflorasen" (se presentaran) en
dicha paleo-superficie.
En lo que hoy es la margen norte del Pirineo
se produjo una gran concavidad de esa paleosuperficie (futuro Basamento). En ella se depositaron sedimentos en gran espesor, ya en la etapa sedimentaria del Ciclo Alpino. La naturaleza
de ciertos tramos de esos sedimentos (composición, micro-fósiles, etc), denota que se depositaron en fondos marinos profundos. Esa cuenca
norte-pirenaica era, de hecho, un brazo del océano Atlántico; brazo en prolongación de lo que
vendría a ser el Golfo de Vizcaya.
Al Sur de esa cuenca, en lo que hoy es la
Alta Cadena y en su margen meridional, la sedimentación acumulada fue de menor espesor y
la naturaleza de los depósitos indica un ambiente de fondo marino somero continuación de la
plataforma continental de Iberia (al menos en
la 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 finales
del "Oligoceno" (25 Ma). En ese episodio, las
fuerzas de compresión entre Europa e Iberia
hicieron que la cuenca norte-pirenaica se plegara, emergiera y cabalgase hacia el Nor te,
mediante una importante falla inversa ("frente
nor te-pirenaico"). Al mismo tiempo, al Sur de
dicha cuenca, mediante una serie de fallas
cabalgantes hacia el Sur ("apilamiento tectónico"), se levantó lo que vendría a ser la Alta
Cadena. Su cobertura de estratos de sedimentos del Ciclo Alpino se desplazó hacia el Sur,
según el esquema de mantos de corrimiento;
(varias decenas de kilómetros de desplazamiento). Así, hoy día, la Alta Cadena aparece compuesta únicamente por los materiales paleozoicos del Basamento, al haber quedado desprovista de su cobertura.
La estructuración de esos materiales corridos
hacia el Sur se esquematiza en el Mapa de conjunto del Pirineo Central meridional. El Mapa del
entorno del Parque Nacional se encuentra a
caballo entre los terrenos del Paleozoico y aquellos, situados más hacia el Sur, correspondientes
a la cober tura alpina (ver posición en figura
adjunta).
En esa figura se entiende por Paleozoico
"alóctono" aquel que ofrece la evidencia de
estar corrrido (unos 10-20 km) sobre conjuntos
llamados "autóctonos". Esta evidencia se deriva
del hecho de que, debajo de la falla horizontal
cabalgante, el "autóctono" incluye capas de edad
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Mapa estructural del Pirineo Central meridional
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de constitución más moderna que las rocas que
constituyen el "alóctono".
Por otra parte, se representan en la figura,
las arrugas o pliegues ("anticlinales" o "sinclinales") que se produjeron en la cuvertura durante
el corrimiento de sus unidades estructurales. En
relación con el mapa del Parque, se presentan
las correspondientes superposiciones de estas
unidades debidas a los cabalgamientos de la orogenia del Pirineo; y que ocurren por este orden
en el tiempo: 1º Cotiella, 2º Monte Perdido-Boltaña, 3º Gavarnie junto con las anteriores ya corridas (el conjunto sería el Manto de Gavarnie).
El Paleozoico alóctono del manto de Gavarnie se prolonga en Francia. En el valle de Gavarnie se puede cuantificar en unos 10 km la magnitud mínima horizontal de su corrimiento: La
erosión ha hecho aparecer, como si a través de
una ventana se tratara, el autóctono de debajo
del manto: "ventana tectónica". El autóctono se
compone de rocas cristalinas antiguas, pero
también de estratos del Secundario ("Cretáceo")
en unas decenas de metros de grosor, atrapados debajo del Paleozoico del alóctono; siendo
que éste es estratigráficamente más antiguo
que dicho Cretáceo. Este hecho tan significativo
fue ya descrito en 1903 por A. Bresson, pero no
fue asumido en su importancia hasta 1970 por
M. Seguret.
EXPLICACIÓN DEL MAPA
GEOLÓGICO DEL PARQUE
NACIONAL
Conviene que el visitante haya dedicado un cierto tiempo a la lectura de los epígrafes anteriores
antes de adentrarse por los recorridos que elija.
Así, al placer del paseo por los bellos parajes, espero que añadirá la satisfacción de la comprensión de
los procesos geológicos que los ocasionaron.
En este epígrafe, no voy a seguir el procedimiento de describir determinados itinerarios
recomendados (véase, en este sentido, si así se
prefiere, los propuestos en Galera, J.M. et al.
1999). Confío que al visitante le sean útiles las
explicaciones que a continuación se hacen relativas a las formaciones de estratos y rasgos tectónicos del Mapa, y que sabrá reconocerlas consultándolo, durante las andaduras por el terreno.
A continuación se pasa revista someramente
a las formaciones que componen la serie estratigráfica en el orden del tiempo geológico.
Más adelante, se hace mención a la sucesión
de acontecimientos que deformaron esos materiales, lo cual es objeto de lo que se entiende por
"Tectónica", disciplina que también se ocupa del
conjunto de estructuras resultantes en la construcción del edificio de la Cadena.
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Estratigrafía
El mapa incluye una leyenda esquemática en
la que se representan los conjuntos de estratos
en superposición horizontal, a la manera de
columna. En la mitad izquierda están los nombres de las eras, sistemas y pisos presentes en
el área del mapa. El perfil de la columna en su
parte derecha, indica cualitativamente si una formación es resistente a la erosión y, en el terreno, suele dar una morfología "dura", en saliente;
o, si por el contrario, es más blanda a la erosión
y constituye una depresión o entrante en los
escarpes (o una pendiente de ladera más suave,
cuando las capas están horizontales). La escala
gráfica vertical situada a la izquierda solamente
pretende proporcionar, de manera aproximada,
un orden de magnitud de los respectivos espesores (o "potencias"). Estos espesores pueden
variar de un lugar a otro de manera considerable,
de acuerdo con la variación lateral que pudo
haber ocurrido durante su sedimentación.
Nótese que los límites de formaciones "litológicas" no tienen porqué coincidir necesariamente
con los limites de pisos de la escala internacional 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" de
Bielsa y del fondo de las "ventanas tectónicas"
de La Larri y de Gavarnie-Troumouse.
• El Paleozoico Superior, con las formaciones
propias del área, pertenecientes al Devoniano (o
Devónico según los autores) y al Carbonífero.
Estos materiales hercínicos per tenecen al
Basamento sobre el cual se producirían las etapas de la historia del Pirineo, propiamente dicha,
que es la responsable de la construcción de los
escenarios del Parque Nacional. Por esta razón,
aunque se mencionan en la leyenda, prescindiremos de su descripción. El lector especialista interesado puede remitirse a las Hojas y Memorias
del Mapa Geológico Nacional 1:50.000 citadas
en el apartado de Bibliografía.
Ciclo Alpino
La etapa sedimentaria del Ciclo Alpino,
comienza en la era del Mesozoico, o Secundario, la cual en la sistemática de la estratigrafía
mundial se compone de Triásico, Jurásico y Cretáceo (o Mesozoico inferior, medio y superior,
respectivamente).
Ahora bien, en el área del Parque, solamente
existen formaciones del Cretáceo Superior y,
escasamente, del Triásico en el sector nor teoriental. Por el conocimiento de la paleo-geografía regional que desborda el actual Pirineo, hay
razones para pensar que el Triásico y el Jurásico
se depositaron (no así, en lo referente al Cretáceo inferior). Posteriormente en el tiempo, serían
erosionados y desmantelados en un área que
incluye la actual del Parque, antes de la gran
"transgresión" o invasión mundial de las plataformas continentales por el mar durante el Cretáceo
Superior.
Atendiendo a las formaciones que figuran en
la leyenda:
B : Areniscas y "lutitas" rojas de Bielsa.
Se sedimentaron directamente sobre el Basamento mediante una "discordancia estratigráfica". Las capas de limo y arena rojas, (actualmente lutitas y areniscas después de su compactación), deben su color a que el medio sedimentario no era marino sino continental, es decir con
exposición a la atmósfera oxidante. Están presentes en el autóctono de la parte norte oriental
del Mapa.
Se tocan bien en el borde de la carretera en
la subida desde Bielsa al valle de Pineta. También afloran hacia la parte inferior de las paredes
del circo de La Larri, así como en su prolongación en las cascadas que bajan de éste circo
hacia el Parador de turismo.
KM : Margas yesíferas y calizas tableadas del río
Real, donde vienen en contacto normal sobre la
formación anterior. El medio sedimentario fue
marino, pero mal comunicado con el mar abierto
lo que, debido a un clima caluroso, produjo desecaciones eventuales, con precipitación de sulfato
de calcio y otras sales disueltas en el agua de
origen marino.
C1-4 : Calizas y micropudingas.
Después de unos 120 Ma, lapso de tiempo
del que no queda registro estratigráfico, se
depositaron estas primeras capas de calizas del
Cretáceo Superior. Los fósiles que contiene son
de mar somero. Comienza por una capa basal
conglomerática (algunos metros de "micropudinga") en la que hay una proporción de elementos, principalmente de cuarzo, hasta del tamaño
del guisante.
Se observan bien en la pista, en la cabecera
del río Real. Otros afloramientos fácilmente accesibles están en el contacto con el Paleozoico del
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valle del Ara. En el telón de fondo del paisaje de
Pineta constituyen el Pico Blanco y se puede
apreciar su discordancia con relación al Basamento paleozoico (cf. croquis 4).
C4 : Calizas arenosas ferruginosas
("Maciños").
Sigue una centena de metros de capas con
un contenido considerable de arena. Su color se
debe a la oxidación actual (o reciente, geológicamente hablando) de los fragmentos que contienen hierro en su composición mineralógica. La
microfauna (lacacina visible con la lupa si hay
buena suerte) denota una edad Santonense.
C4-5 : Calizas con Hippurites de las cascadas
de Ordesa.
Pueden llegar a tener centenas de metros de
grosor. Su textura interna granuda corresponde a
una agregación de fragmentos ("intraclastos" de
caliza) en el momento de la sedimentación. Desde entonces, se pudieron producir recristalizaciones que enmascaran esa textura original. Los
Hippurites son fósiles de bivalvos ("moluscos")
que tienen una de las valvas de forma turricular
hueca y la otra sirve de tape; pueden constituir
colonias de tipo arrecifal.
CC4-5 : Calizas del macizo del Cotiella.
Son calizas de grano fino y color oscuro debido a su medio sedimentario de fondo marino no
oxidante. En parte equivalen en edad a las anteriores, pero con espesores mucho mayores
(millares de metros).
Constituyen las estribaciones del macizo del
Cotiella (sector sur-oriental del mapa: Punta-Llerga p.ej.). El corte de la carretera de Campo a Seira (ya fuera del mapa) permite obser varlas de
modo ininterrumpido durante varios kilómetros.
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C5-6 : Areniscas de Marboré.
Toman su nombre del Pico Marboré donde
están presentes. En realidad son calizas más o
menos arenosas. Es típica su pátina amarillenta
debido a la alteración "actual" de la fracción
terrosa, residuo de la disolución meteórica de la
parte de carbonato. Contienen abundante microfauna visible a simple vista y otros abundantes
fósiles de lamelibranquios (principalmente
ostreidos, de ambiente próximo a la costa) así
como equínidos (erizos).
Tiene centenas de metros de espesor y forma los principales escarpes verticales del cañón
de Ordesa (croquis 1), así como de las laderas
norte del macizo de Monte Perdido y sus conti-
nuaciones, hacia el Oeste por el Taillón y valle
del Otal y, hacia el Este por las paredes del valle
de Pineta. La caída de la gran cascada del balcón
de Pineta ocurre en el escarpe que produce esta
formación.
Al empezar el Terciario cambiaron bruscamente las características de los depósitos marinos.
Los sedimentos de la base del Terciario están
poblados de algas que fijan el carbonato, pero en
un medio en el que los procesos de remoción
debidos al oleaje y las corrientes no se hacen
notar. Probablemente existía alguna barrera
(barras litorales, etc) que protegían este medio
de la influencia del mar abierto. Por otra parte,
los apor tes de par tículas de limo y cuarzo no
alcanzaban a depositarse. Así resultaron capas
de caliza (o "dolomía") muy puras y de grano
fino.
Pd : Dolomías tableadas.
Formación con la que comienza el Terciario.
Es un tramo de pátina gris claro en unas decenas de metros de morfología blanda, constituido
por una sucesión de capas de dolomía de grano
fino. (Así como la caliza es carbonato de calcio,
la dolomía es carbonato a la vez de calcio y magnesio, por partes iguales en la dolomía tipo). La
dolomía, indica un exceso de Mg en el medio, lo
cual ocurre en aguas marinas marginales, mal
comunicadas con el mar abierto.
Se reconoce en la mor fología del terreno
por una tendencia al rellano encima del gran
escarpe del Cretáceo. En la parte del cañón de
Añisclo figura en el mapa englobada con la formación siguiente (P), simplemente por dificultad de su representación en el escarpe topográfico.
P : Caliza masiva de pátina blanca. Alveolinas.
Calizas muy puras en las que no se aprecian
fácilmente las separaciones entre estratos. Hay
abundantes fósiles de algas y, hacia la mitad de
ésta formación, aparecen los primeros foraminíferos fósiles, pertenecientes ya al Terciario, del
genero Alveolina. La ausencia de fracción terrígena (arcilla) hace difícil el arraigo de cualquier
vegetación actual.
Destaca en el paisaje por su aspecto masivo
blanco, deslumbrante al ser iluminada por el sol.
Normalmente se presenta en escarpe que prolonga, hacia lo alto algo retranqueado, el gran
escarpe del Cretáceo Superior.
El terciario basal ("Paleoceno"), debido a su
pura composición carbonática, se presta a su
disolución "reciente" por el agua de percolación,
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Croquis 3.
En la entrada
del Parque.
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Croquis 1.
Cañón de
Ordesa.
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produciéndose una red de cavidades ("karst").
Un buen ejemplo son las grutas de Casteret (que
contienen hielo debido a la alta cota a que se
encuentran). El Cretáceo infrayacente, al tener
una fracción de limo, resulta más impermeable y
sir ve de lecho para conducir el agua a cier tas
"surgencias". Son ejemplos la cascada de la
"cola del caballo" en Suaso, y las cascadas que
salen de la paredes de la cabecera del cañón de
Añisclo.
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I1 : Calizas de las cornisas altas de las paredes
de Ordesa. Margas en la base. Nummulites.
Son calizas de pátina gris claro, con estratificación bien visible, que prolongan hacia arriba el
escarpe de la formación anterior (P). Después de
la monotonía que muestra la litología anterior,
esta formación presenta una evolución en vertical consecuente a la variación del medio sedimentario a lo largo del tiempo.
En la base de la formación se presenta un
nivel de margas grises de algunos pocos metros
de grosor que contiene los primeros foraminíferos que marcan el comienzo del "Eoceno" (Nummulites; en latín numus: moneda). (La marga tipo
es una roca compuesta a partes iguales de caliza y arcilla).
Este nivel, a la manera de un entrante en el
escarpe, permite, en algunos lugares concretos
un camino transitable. Por ejemplo entre el circo
de Salarons y el circo de Cotatuero.
En general, hacia la parte sur del mapa disminuye de grosor mientras que hacia el Nor te
aumenta. Constituye la canal de la vía normal de
ascensión al Monte Perdido desde el pequeño
"lago helado", encima de Goritz.
Sobre este nivel de margas, el paquete de
calizas tiene en los primeros estratos abundante
apor te de granos de cuarzo bien rodados, así
como una proliferación de alveolinas que, según
los niveles (a simple vista circulitos blancos), llegan a cuajar la roca. Ciertos estratos, en cambio
llegan a tener aspecto de cuarcita masiva: arenisca cementada por cuarzo (¿barra litoral?).
Otras veces presentan laminación oblicua producto de la acción de corrientes de arrastre del
material del fondo. Cuando la dirección de la
corriente cambia de sentido puede ocasionar
alternativamente en la estructura sedimemtaria
láminas de disposición contraria (herring-bone:
raspas de arenque). Asociado a fósiles marinos,
ello es indicativo de un medio marino somero en
la 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 como
ejemplo.
Hacia la parte alta del paquete de calizas I1
el grano del depósito se afina y aparece un tramo
con nódulos de silex gris-oscuros. Esto, además
de indicar una cierta profundización del fondo en
ausencia de corrientes enérgicas de arrastre,
muestra que en la componente de decantación
del "plancton" había un porcentaje considerable
de microrganismos de esqueleto silíceo (radiolarios, diatomeas), temporalmente favorecidos por
aguas más frías. (La parte de sílice del sedimento, al estado coloidal, durante la compactación
del lodo, se aglutinó en nódulos).
Los nódulos de silex, que llegan a sobrepasar
los 10 cm de dimensión, son un rasgo muy llamativo en numerosos lugares donde se puede
tocar la parte alta de la formación I1.
I2 : Margo-calizas de Lafortunada.
Prosiguen la evolución hacia una mayor profundidad del medio marino iniciada al final de la
formación anterior.
Esta formación comienza por un tramo de
margas de algunas decenas de metros. Se puede observar, p. ej., en los rellanos de las partes
altas del circo de Suaso y del cañón de Añisclo.
En la parte sur-oriental del Mapa, aparecen,
superpuestos a continuación, unos doscientos
metros de estratos, de 10 o 20 cm de grosor,
compuestos por calizas arcillosas alternantes
con margas. El tamaño de grano sigue siendo
fino, como corresponde a un medio marino de la
parte profunda, o externa, de la plataforma continental. Es característico el aspecto de disyunción en bolas que se produjo en los niveles calcáreos durante el proceso de compactación ("diagénesis").
Esta formación se puede seguir durante kilómetros en el borde de la carretera de Bielsa a
Ainsa a partir de Lafortunada, (poblado situado
en 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 de
espesor.
En el mapa figuran solamente en el borde
sur. Ocasionan en el relieve una franja deprimida
en donde está asentado el pueblo de Yeba, ya
fuera del mapa.
EB : Calizas del anticlinal de Boltaña.
Se llama anticlinal a la estructura de un conjunto de estratos plegados a la manera de bóve-
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da, de modo que las capas más modernas están
hacia su parte externa. Un ejemplo espectacular
es el anticlinal cuyas capas son cortadas por el
río Ara, aguas arriba de Boltaña. Se trata de calizas de grano grueso debido en parte a los fragmentos de organismos de caparazón calcáreo
vivientes en el fondo (organismos "bentónicos",
por ejemplo "foraminíferos"). Ello denota un
ambiente de fondo no profundo y sometido a la
influencia de corrientes. Este tipo de textura de
la roca contrasta con el de las formaciones antes
mencionadas donde predominaban los fósiles
"planctónicos" de tamaño fino (por ejemplo "globigerinas" y "diatomeas").
Esta formación está presente al Sur del
mapa. Su área de presencia coincide con el de la
plataforma submarina, que estuvo situada al Sur
del surco profundo donde, simultáneamente,
empezó a depositarse el "flysch".
F : Flysch.
Esta denominación importada de los Alpes,
se aplica a series constituidas por alternancia rítmica de capas arcillosas y de arenisca. Flysch es
una palabra dialectal del alemán usada en Suiza
que se aplica a un tipo de terreno desmoronable
en lajas que pueden deslizar, lo que hace alusión
a los problemas de desmontes que, en las obras
civiles, puede ocasionar el desprendimiento y
deslizamiento de las rocas a favor de los lechos
arcillosos.
Al Suroeste del mapa se ha podido medir un
espesor acumulado del flysch de más de 3.000
m desde Fanlo hasta las proximidades de Fiscal.
Estos depósitos se realizan en fondos "abisales" bastante profundos, (2.000-3.000 metros
de lámina de agua), a causa de la formación de
una gran cuenca, paralela al borde sur del Pirineo
precoz emergente en el transcurso del Eoceno
inferior ("Cuisiense"). Esta sedimentación es
simultánea con los comienzos de la etapa del
plegamiento, cuando la cuenca correspondiente
pasó a tener una entidad propia, separada de la
gran cuenca al Norte del actual Pirineo.
Este movimiento precoz ocasionó la erosión
de algunas formaciones, anteriores en el tiempo
al flysch. Así, en la par te oeste del mapa, la
base del flysch ("Cuisiense") viene directamente
sobre las calizas de la base del "Ilerdense" (I1),
faltando la mayor parte del "Ilerdense" que, en
cambio, sí existe en la parte oriental del mapa
(I2) subyacente al flysch.
La sedimentación del flysch ocurrió gracias a
los abundantes aportes procedentes de la erosión del Pirineo emergente. En su trayecto estos
aportes desbordaban la plataforma y se precipitaban, en masa, una y otra vez por el talud hasta
el fondo profundo, decantándose y formando
cada vez "una secuencia elemental": con grano
grueso en la base pasando hacia arriba a grano
fino. La reiteración en el tiempo de este acontecer ocasiona el aspecto rítmico que se observa
en la serie estratigráfica del flysch.
Tectónica
La construcción del Pirineo se prosiguió, debido a las fuerzas tectónicas, durante gran parte
del Terciario. Simultáneamente, la sedimentación
en la cuenca sur-pirenaica, iniciada con el flysch
en fondo marino abisal, se completó hasta quedar rellena finalmente por sedimentos en régimen continental. Estos sedimentos de ambiente
de llanura fluvial, quedan en partes más meridionales del Pirineo y no están representados en el
Mapa. Como referencia, no obstante, el viajero
interesado puede observarlos por ejemplo en la
carretera entre Arguís y Sabiñánigo (puer to de
Monrepós y cercanías).
Cuando la etapa de plegamientos cesó, la
erosión de la cadena continuó, pero la sedimentación quedó relegada a la llanura y cuenca del
valle del Ebro. Las capas que la rellenaron permanecen desde entonces horizontales. Los conglomerados de Riglos son un buen exponente de
la sedimentación de borde de dicha cuenca. (La
erosión posterior ha esculpido las morfología de
los "mallos").
Pero vengamos a la descripción de las estructuras "tectónicas" relativas al Parque Nacional.
Cabalgamiento
de la Unidad
de Monte Perdido
El rasgo tectónico de mayor importancia dentro del Parque es el cabalgamiento de la Unidad
de Monte Perdido.
Cuando, pasado Torla (croquis 2), el visitante
mira en dirección a la entrada del Parque , puede
contemplar la superposición de la Unidad de
Monte Perdido sobre la Unidad de Gavarnie. El
conjunto del pico Mondaruego y su escarpada
ladera sur en el Cretáceo, con un desnivel cercano al millar de metros, pertenece a la Unidad de
Monte Perdido. Las calizas de pátina blanca
sobre las que se asienta la casa de visitantes,
pertenecen a la Unidad de Gavarnie. Estas cali-
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Croquis 2.
Vista desde Torla
hacia el Norte.
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zas son las de la base del Terciario. Sobre ellas
cabalga directamente el Cretáceo (C4-5) de la Unidad de Monte Perdido, lo cual es una superposición anormal que se realizó por una falla que
separa ambas Unidades. El plano de falla tiene
un ligero declive ("buzamiento") hacia el Sur,
hasta ocultarse bajo los acarreos del Ara.
Desde la casa de visitantes (antiguo albergue
de turismo), se puede contemplar ese dispositivo
cabalgante, en una visión lateral de la margen
oeste del río Ara, en la vertical del puente de Los
Navarros (Croquis 3).
Remontando el curso de río Ara, se puede
observar cómo la serie de la Unidad de Gavarnie
se va completando con los términos subyacentes
a la caliza de silex hasta llegar, en San Nicolás
de Bujaruelo, a la discordancia estratigráfica del
Cretáceo sobre el Paelozoico del Basamento.
Estos Cretáceo y Paleozoico, desde el punto de
vista tectónico, son solidarios y pertenecen a la
Unidad y Manto de Gavarnie.
Sigamos en el mapa la traza de la falla sobre
la cual la Unidad de Monte Perdido cabalgó.
Dicha traza penetra en las partes bajas de Ordesa hasta el meridiano de Cotatuero, dibujando
una "semiventana tectónica", llamada así porque
queda abierta al remontar hacia el N el valle del
Ara. En la ladera oriental de dicho valle se puede
seguir la traza hasta San Nicolás. La cuantía de
la componente horizontal del cabalgamiento de la
Unidad de Monte Perdido en dirección Sur, se
puede estimar en 3 km, tomando como referencia el decalage del contacto de las formaciones
C4-5 y C5-6 intersectado por el cabalgamiento.
La prolongación de la traza del cabalgamiento
es en el Cretáceo de las laderas norte, desde el
Col de Bujaruelo, entrando en Francia y hasta el
valle de Pineta. Así, viene a representar el contacto tectónico trasero de la Unidad de MontePerdido sobre la Unidad de Gavarnie. El episodio
que da lugar a esta superposición lo hemos
denominado convencionalmente como "fase
Monte Perdido-Boltaña" y figura en los croquis
con el símbolo ϕ2. El croquis 4 corresponde a la
cabecera del valle de Pineta y comprende hasta
el autóctono de la ventana tectónica del llano de
Lalarri. El episodio del cabalgamiento que figura
como ϕ3 corresponde al del manto de Gavarnie,
el cual ocurrió con la Unidad de MontePerdido
"ya puesta encima". A continuación, hubo deformaciones que produjeron, en el sito del croquis,
un abombamiento del conjunto (visible en la traza
de la superficie ϕ3) y, en consecuencia, un basculamiento de ϕ2 y ϕ3 hacia el Sur (véase tam-
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bién el cor te tectónico dibujado en el margen
superior del mapa).
Volviendo al río Ara, veamos la traza del
cabalgamiento, pero esta vez en la parte al Oeste del río Ara. Desde los miradores del Molar (pista de las Cutas), se contempla (croquis 5) cómo
el cabalgamiento de enfrente de la casa de visitantes, antes mencionado (cf. croquis 3), al
remontar el valle del Ara, deja de ser horizontal y
sube por la ladera en dirección Oeste hacia la
Peña de Otal. Así, el buzamiento Sur de la superficie de cabalgamiento aumenta y llega incluso a
ponerse ver tical e inver tirse. Esto es debido
(análogamente a lo que se ve en la cabecera del
valle de Pineta; cf, croquis 4), a la deformación
del conjunto, la cual es ulterior al cabalgamiento
ϕ2 (ver también el corte tectónico dibujado en el
margen inferior del mapa). Además, dicha superficie, asciende hacia el Oeste a niveles estratigráficos cada vez más altos, llegándose a instalar en el flysch. Allí, la cuantía del cabalgamiento
ϕ2, cuando estuvo horizontal, puede estimarse
como nula. Ello se puede observar en la cabecera del barranco del Sorrosal, ya fuera del Mapa,
por la estructuración de las capas del flysch.
La conclusión que se obtiene de la indagación que acabamos de hacer, dentro de la Geología del territorio del Mapa del Parque, tiene una
repercusión importante para la interpretación de
la estructura que desborda el dominio del Mapa.
Esta conclusión es que el movimiento horizontal
de la Unidad de Monte Perdido sobre la Unidad
de Gavarnie, nulo en la par te Oeste, tiende a
aumentar cuando nos desplazamos a regiones
más orientales, lo que implica, visto en planta,
una rotación dextra (en el sentido de las agujas
del reloj). Esta rotación es congruente con la
incurvación Monte Perdido-Boltaña dibujada en la
figura del mapita de posición.
Deformaciones internas
a la Unidad
de Monte Perdido
Posteriormente se produjeron deformaciones
internas a la Unidad de Monte Perdido, que originaron pliegues y cabalgamientos de dimensiones
menores que el anteriormente descrito.
La edad de estas deformaciones es simultánea con los empujes que ocasionaron el definitivo corrimiento del manto de Gavarnie. Se observan bien a todo lo largo de las Sierras Surpirenaicas, desde Peña Forca en el valle del Aragón-Subordán hasta el valle de Pineta, en el río Cinca.
Croquis 4.
Ladera del circo de La Larri.
Croquis 5.
El valle del Ara al N del puente de Los Navarros.
El mejor exponente lo constituyen las partes
altas del Parque, y en particular el macizo de Las
Tres Sorores. Desde el mirador enfrente del circo
de Suaso se ofrece una buena vista (croquis 6).
Las capas en las paredes de este circo afloran
con disposición horizontal. Pero subiendo a partir
del refugio de Goritz, se observa un apilamiento
tectónico, primero debido a una sucesión de pliegues anticlinales con capas de sus flancos sur
verticales o invertidas. Más arriba, la deformación es más intensa produciéndose cabalgamientos. Uno es el que afecta solamente a los picos
más altos: Cilindro, Monte Perdido, Soum de
Ramond. Otro es el que está presente en el pico
Añisclo y se le sigue hacia el Oeste hasta su
amortiguación antes de llegar al cordal sur del
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Croquis 6.
El circo de Suaso
y las Tres Sorores.
Croquis 7.
En la cabecera
del cañón de Añisclo.
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Monte Perdido. El más bajo es el de la Torre de
Goritz cuya traza se observa de Este a Oeste en
todo el macizo. La super ficies de los cabalgamientos, cuanto más altas, están a su vez ulteriormente deformadas, como todo el conjunto
apilado (véase el dibujo del corte tectónico en el
margen superior del Mapa).
Esta visión frontal del macizo se puede complementar con otra lateral, aprovechando la hendidura de la cabecera del cañón de Añisclo. En
el croquis 7 se puede observar el tipo de falla,
muy tendida, con cabalgamiento que hace que
el Cretáceo ("areniscas de Marboré", de pátina
amarilla) se superponga al Paleoceno ("dolomía
tableada" de pátina blanca). Este dispositivo se
repite hasta seis veces, contribuyendo así al
apilamiento. Las dos fallas más altas están a la
altura del collado de Añisclo y sus trazas están
en la prolongación de los cabalgamientos que
tienen salida en la vista frontal del macizo (cf.
croquis 6).
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Depósitos del Cuaternario
Actualmente, "geológicamente hablando", el
Pirineo ha seguido erosionándose desde que surgió como relieve durante el Terciario. En ello ha
contribuido, en el modelado más reciente (durante el Cuaternario), el desgaste producido por los
glaciares y el "retoque" del encajamiento de la
red fluvial. Su destino es su arrasamiento final.
Mientras tanto en cier tos lugares, en función de la morfología del relieve actual, se han
depositado y se siguen depositando sedimentos
que podríamos considerar como transitorios, ya
que también desaparecerán como la cordillera
misma.
En el margen derecho del mapa, se indican
los tipos de deposito distinguidos.
QAl Acarreos (cantos rodados, etc) por los
actuales cauces fluviales de fondo de valle.
QT Terrazas. Corresponden a los antiguos
depósitos de fondo de valle que, debido al encajamiento por erosión de la red fluvial, han quedado a unos metros por encima del actual nivel
del río.
QL Derrubios de ladera (canchales, pedregales) constituidos por elementos o bloques
sueltos.
QC Coluvial. Formación de suelos con presencia de granos finos (limo, arcilla). En el mapa
se incluyen en esta representación los suelos
formados en laderas, con o sin la acción del
hombre, posiblemente deslizados con el tiempo
según el gradiente.
QCd Cono de deyección. Acumulación de forma más o manos cónica de materiales detríticos
depositados por los torrentes al desembocar a
un valle.
QM Morrenas. Acumulación de materiales
transpor tados por los hielos de los glaciares.
Son muy heterogéneas en cuanto a composición
y a tamaño de sus constituyentes: bloques englobados en limos o arcillas.
QV Depósitos lacustres de obturación glacial. Ocurren en la salida de los cursos laterales,
con agua, hacia el valle principal ocupado por el
hielo del glaciar o su morrena lateral.
Un ejemplo fácilmente visitable se tiene
aguas arriba de Viú tras la morrena lateral del
Ara.
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