Estudio Geológico Del Pirineo Vasco Al W Del Río Bidasoa

MUNIBE Sociedad de Ciencias ARANZADI San Sebastián Año 31 - Número 1-2 1979 - Páginas 3-139

Estudio geológico del Pirineo vasco al W del río Bidasoa

JUAN CAMPOS*

PROLOGO Desde el punto de vista estratigráfico, hemos obtenido nuevas precisiones sobre el Los Pirineos Vascos, como parte integran- conocimiento de las series mesozoicas que te de la Cadena Pirenaica, están formados permiten un mejor conocimiento de la evo- por un conjunto de macizos hercínicos que, lución paleogeográfica de la región. junto con su cobertera mesozoica, constitu- Respecto a los materiales paleozoicos, su yen la terminación occidental del conjunto complicada estructura y la ausencia de nive- montañoso que se extiende desde el Golfo les guía característicos impiden un estudio de León hasta el de Vizcaya. estratigráfico detallado. No obstante, hemos El rasgo más característico de los Piri- efectuado en ellos estudios sedimentológicos neos Vascos es su disposición, adoptando y, sobre todo, puesto de manifiesto la exis- una forma arqueada, cóncava hacia el N, des- tencia de un metamorfismo de bajo grado (an- de el Pico de Aneto hasta la ría del Bilbao; quimetamorfismo). es el Arco Vasco de P. RAT y P. FEUILLÉE. Hemos estudiado también el stock graní- La rama oriental de ese arco está formada tico de Peñas de Haya que encaja en térmi- por los macizos paleozoicos (Labourd, Aldu- nos del Carbonífero, y su aureola de meta- des-Quinto Real, Cinco Villas y Larrun-Aya) morfismo de contacto, llegando a algunas y su revestimiento mesozoico. Su mitad occi- conclusiones relativas a su petrogénesis y a dental está constituida por series mesozoicas las condiciones y momento de emplazamiento. y terciarias que presentan una estructura Los materiales paleozoicos han sufrido plegada, en la que se puede adivinar una varias fases de deformación durante el ciclo adaptación al sustrato paleozoico. hercínico y ha constituido tarea primordial El presente trabajo constituye un estudio el diferenciar las respectivas estructuras y geológico regional de una parte de los maci- asignarles una cronología relativa. zos pirenaicos vascos y de la cobertera ba- En cuanto a la tectónica alpídica nuestro jo la que se soterran hacia el oeste. mayor empeño ha consistido en establecer Hemos abordado problemas de variada ín- las relaciones entre zócalo y cobertera y ana- dole debido sobre todo a la diversidad de lizar la huella dejada por los procesos de de- materiales que afloran en la región, entre los formación en cada uno de esos dos pisos tec- que se pueden encontrar tanto rocas ígneas tónicos. Resalta, desde luego, el importante como sedimentarias e, incluso, otras que han papel del Trías superior como nivel de des- estado sometidas a la acción de procesos pegue responsable de la disarmonía existen- metamórficos. Además, algunos de estos mate entre las series mesozoicas y su basamen- teriales han sufrido los esfuerzos de dos oro- to, amén de su intervención en fenómenos genias superpuestas, la hercínica y la alpídi- halocinéticos y diapíricos. ca, en cada una de las cuales se han producido una serie de estructuras que hemos te- En fin, hemos intentado establecer la con- nido que estudiar. figuración de esta región como segmento de la cadena pirenaica y encuadrar su evolución estructural en el amplio marco del proceso * Departamento de Geotectónica. Universidad de Gra- nada. de apertura del Golfo de Vizcaya. 4 JUAN CAMPOS

Como aportación destacada conviene ci- trastado puntos de vista que han sido de tar la elaboración de un mapa geológico, en utilidad para algunos planteamientos estrati- su mayor parte ya publicado a escala 1:50.000, gráficos y paleogeográficos. También los in- dentro de la colección del Mapa Geológico de tercambios de opiniones y las observaciones España, I.G.M.E. (Hojas n.º 40, 41, 64, 65). de R. RAMON LLUCH han representado una Es difícil recordar en una pocas líneas a gran ayuda para la interpretación de datos todas aquellas personas y entidades que han concernientes a las estructuras formadas en contribuido directamente o indirectamente a relación con las fases de deformación her- la ejecución de este trabajo. cínicas. Asimismo, queremos expresar nuestro En primer lugar queremos desde aquí ex- más sincero reconocimiento a todos los geó- presar nuestro más sincero agradecimiento logos que trabajan para el Servicio Geológi- al Prof. Dr. GARCIA-DUEÑAS, director mate- co de la Diputación Foral de Navarra por ha- rial de este trabajo, a quien debemos no sólo ber puesto a nuestra disposición todo el ma- gran parte de nuestra formación geológica, terial de que disponen. Entre ellos, agrade- sino también muchas de las ideas que en es- cemos especialmente la ayuda prestada por ta memoria exponemos. Vaya para él nues- L. VILLALOBOS, con quien hemos discutido, tro testimonio de respeto y gratitud por su además, numerosos problemas y visitado zo- ayuda. nas adyacentes a la región estudiada por no- Agradecemos especialmente la colabora- sotros, de gran interés para la ejecución de ción de M. A. LAMOLDA (Micropaleontolo- este trabajo. gía) y P. RIVAS (Macropaleontología) ; a ellos Reconocemos también las facilidades da- se deben la datación de las faunas recogidas por la Delegación de ICONA en Guipúz- das. Asimismo, agradecemos a los compañe- coa y el Excmo. Ayuntamiento de San Sebas- ros V. PUJALTE y M. C. COMAS sus estudios tián para circular libremente por zonas admi- sedimentológicos de muchas de nuestras nistradas por dichos organismos y normal- muestras. mente cerradas al tráfico de personas. Recordamos a J. CHACON por su gran Por último, hemos de indicar que este tra- ayuda durante nuestros estudios petrológicos bajo se inició en 1970 gracias a la subven- en rocas ígneas y metamórficas; sus consejos ción de una beca del Plan de Formación del y experiencia en esta especialidad nos han Personal Investigador otorgada por la Direc- resultado muy valiosas. ción General de Universidades e Investiga- Gracias a F. NAVARRO-VILA y J. ELORZA, ción, del Ministerio de Educación y Ciencia. compañeros y amigos con los que he compar- Se realizó íntegramente en el Departamento tido algunas jornadas de campo en las cua- de Geotectónica de la Universidad de Bilbao; les fueron discutidos algunos de los proble- fue presentado y defendido por el autor en mas planteados. junio de 1976 para optar al grado de Doctor Con J. GARCIA - MONDEJAR hemos con- en Ciencias.

CAPITULO 1 LOCALIZACION Y ANTECEDENTES

El área estudiada queda comprendida en- ximadamente. Está situada, pues, en la parte tre el mar Cantábrico y la frontera francesa, nororiental de la provincia de Guipúzcoa y en al norte, y una línea que une las localidades el extremo NW de la de Navarra. de Tolosa (Guipúzcoa) y Leiza (Navarra), al Abarca la totalidad de las hojas números sur. Los límites oriental y occidental están 40 (Jaizkíbel), 41 (Irún) y 64 (San Sebas- marcados, respectivamente, por el río Bidasoa tian), la mitad occidental de la número 65 y el meridiano de Zarauz (Guipúzcoa), apro- (Vera de Bidasoa) y, aproximadamente, el ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 5 tercio septentrional de la Hoja 89 (Tolosa). tábrica, que se extendió desde los Pirineos Todas ellas pertenecientes al M. T. N. a es- hasta el Macizo Asturiano. cala 1:50.000(1). Los primeros trabajos geológicos en la re- La fig. 1 recoge los principales núcleos gión de los Pirineos Vascos se remontan a de población y los accesos más importantes. finales del pasado siglo. Sin embargo, en un Como se puede apreciar en la fig. 2, el primer período, que abarca de 1880 a 1920, área está situada en la zona de máxima cur- los autores que se ocupan de este tema vatura del Arco Vasco (RAT, 1959: FEUILLÉE (ADAN DE YARZA, AZPEITIA MOROS, y RAT, 1971). Afloran materiales hercínicos, STUART-MENEATH, entre otros) no hacen si- que forman parte de los macizos de Cinco no marcar las líneas generales, que más tar- Villas y Peñas de Aya (Larrun-Aya), y otros de servirían como punto de partida para otras mesozoicos y terciarios pertenecientes a la investigaciones. cobertera alpídica de estos. Existen, además, estructuras pertenecientes a las dos ramas A partir de la década de 1920 y hasta 1956, del Arco. P. LAMARE publica un gran número de tra- Desde el punto de vista paleogeográfico. bajos, fruto de su investigación en los Piri- los materiales mesozoicos y terciarios estu- neos occidentales: en 1936 publicó una ex- diados forman parte de la Cuenca Vasco-Can- tensa obra titulada «Recherches géologiques dans le Pyrénées basques d’Espagne», que, aún en la actualidad, sigue representando el (1) Hemos hecho también algunas observaciones en la trabajo básico para los geólogos que se ocu- Hoja 90 (Sumbilla), pero no se han incluido en el mapa geológico pan de esta zona del norte de la Península

Fig. 1. Situación geográfica del área estudiada. Fig. 2. Esquema geológico de los Pirineos Vascos (según CIRY et al. 1967) ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 7

Ibérica. P. LAMARE es autor de la primera MlREZ DEL POZO, por su parte, revisa la es- cartografía detallada de la región situada al tratigrafía y estudia las microfacies del Jurá- este del río Oria, de la que, sin tener en sico y Cretácico de toda la zona vasco-cantá- cuenta los errores de interpretación, hay que brica, aportando algunas conclusiones de or- resaltar la precisión de los contactos, a pe- den paleogeográfico. sar de los pocos medios de que podía dispo- La cartografía más moderna de que disponer en el tiempo de su ejecución. níamos fue publicada por el IGME en el año P. LAMARE hace en su trabajo un estudio 1971. Se trata de un mapa de la provincia de suficientemente preciso de la estratigrafía Guipúzcoa a escala 1:50.000 que, si bien pre- de las series posthercínicas y marca las sub- senta algunas modificaciones positivas res- divisiones que aún hoy se aceptan en ellas. pecto a las anteriores existentes, no está Pone un especial interés en la tectónica al- exento, sin embargo, de algunos errores que pídica de la región, señalando la influencia creemos se han corregido en el confecciona- ejercida por el zócalo en la configuración de do por nosotros. las estructuras; indica que se pueden difen- Todos los trabajos que acabamos de citar ciar dos tipos de pliegues en la región: «plie- se ocupan sobre todo de problemas estrati- gues de revestimiento» (plis de revêtement), gráficos o tectónicos relacionados especial- en los que la cobertera se pliega adaptándo- mente con el ciclo alpídico. se a su basamento: y «pliegues de cobertera» Los estudios de los materiales paleozoi- (plis de couverture) en los que aquélla se cos, y de la estructura, de los macizos hercí- comporta independientemente del zócalo gra- nicos comienzan a realizarse con detenimien- cias a la existencia de un horizonte plástico, to en épocas relativamente recientes. Las pri- el Trías superior, que actúa como nivel de meras referencias que tenemos datan de 1963, despegue. siendo su autor D. RICHTER, quien reconoce P. RAT (1959) es autor de otro extenso la existencia de varios sistemas de pliegues trabajo de carácter regional, en el que trata superpuestos en los materiales del Carboní- la zona comprendida entre el río Oria y el fero, algunos de cuyos pliegues pueden ser Macizo Asturiano. Aunque en el mismo (en de edad alpídica. el que se incluye una cartografía a escala Posteriormente los geólogos alemanes de 1:200.000) se abordan muchos problemas, la Universidad de Clausthal (MOHR, PILGER, presta especial atención a la estratigrafía del REQUADT, entre otros) se ocupan del estu- Aptiense y Albiense, haciendo, sobre todo, dio estratigráfico y tectónico de las series un análisis muy detallado de las condiciones del Macizo de Aldudes y de la zona oriental de sedimentación y características de las for- del de Cinco Villas, llegando a conclusiones maciones que él incluye dentro del llamado muy interesantes. De entre todos hay que «CompIejo Urgoniano». destacar el efectuado por H. REQUADT También la escuela de F. LOTZE realiza (1966) al este del río Bidasoa, donde puso de manifiesto la existencia de corrimientos desde 1931 numerosos trabajos por toda esta de edad hercínica y la posición anormal del región del norte de España, tratando problemas tanto estratigráficos como tectónicos. Devónico sobre el Carbonífero. Como resultado de todos estos trabajos pu- Por su interés puramente estratigráfico blica en 1958 un mapa geológico a escala hay que mencionar el trabajo de C. HEDDE- 1:200.000 que abarca la zona comprendida BAUT (1973), quien se ocupa de las series entre, aproximadamente, Pamplona y Laredo antehercínicas de los macizos vascos. (Santander). Por supuesto que los citados no son los Desde un punto de vista estratigráfico y únicos trabajos existentes, consultados por paleogeográfico son dignos de mención los nosotros; existen muchos otros de menor trabajos de P. FEUILLÉE (1967) y J. RAMIREZ extensión, o que se ocupan de problemas muy DEL POZO (1971 a). El primero de esos auto- concretos, no dejando por ello de ser inte- res se ocupa sobre todo de la base del Cre- resantes. Quedan recogidos en nuestra bibio- tácico superior y de los problemas paleogeo- grafía y serán comentados y discutidos a lo gráficos que plantea en toda la cuenca. J. RA- largo de esta Memoria. 8 JUAN CAMPOS

CAPITULO 2 ESTRATIGRAFIA

En la región estudiada se pueden distin- Sólo se han podido diferenciar dos suce- guir dos conjuntos diferentes, desde un pun- siones litoestratigráficas. La sucesión más to de vista estratigráfico. En la parte más baja está representada por unas calizas mar- oriental, afloran en una vasta extensión, ma- móreas, «calizas de Aranaz», que afloran en teriales del Paleozoico, que han sido intensa- el núcleo de una estructura antiforme. Sobre mente plegados durante la orogenia hercinia- ellas se sitúa una sucesión muy monótona, na; sobre ellos yacen en discordancia otros desprovista de fósiles característicos, con del Mesozoico y Terciario, que han sido de- una estructura compleja por la superposición positados durante el ciclo sedimentario alpi- de varias fases de plegamiento. Es la «su- no y plegados en el Paleógeno. cesión esquistosa de Cinco Villas», que en En consecuencia, se podrían separar los conjunto posee una litología representada por materiales, agrupándolos según su pertenen- la alternancia de lutitas y areniscas grauwá- cia al zócalo o a la cobertera. Sin embargo, quicas esquistosas, con algunas intercalacio- ambos términos serán aplicados aquí con un nes de calizas y conglomerados, que, en la sentido algo restringido, ya que las diferen- medida de lo posible, se diferencian en car- cias entre sus estilos estructurales, para las tografía. deformaciones alpinas, están muy influidas A pesar de la ausencia de restos fósiles por los frecuentes despegues a favor del Trías en las dos sucesiones, parece razonable pen- superior, plástico y móvil; en lo que toca al sar que representen a un Paleozoico alto, po- comportamiento mecánico diferencial, la di- siblemente Carbonífero, sin que haya que de- sarmonía entre zócalo y cobertura no es ri- sechar la posibilidad de que también esté in- gurosa. De hecho, habría que incluir como cluido el Devónico terminal. Este punto será zócalo, materiales tales como el Trías infe- tratado más adelante. rior, netamente discordantes sobre el Paleo- La asignación de edad para estos mate- zoico, puesto que son solidarios con él en la riales se funda en nuestras observaciones y mayoría de las estructuras alpinas. en los datos bibliográficos; visitas efectuadas Hemos hecho la descripción de los mate- a sectores próximos, aunque fuera de nuestra riales según hayan estado o no implicados región, nos han permitido reconocer aflora- en el ciclo hercínico. Otras subdivisiones se mientos de materiales silúricos y devónicos. basan en las características paleogeográficas El Silúrico, según P. LAMARE (1936), es de la cuenca sedimentaria en la cual se de- de existencia incierta y los autores más an- positaron. tiguos que él, lo citan sin que concuerden sus observaciones. Al este del río Bidasoa, 2.1. MATERIALES PALEOZOICOS en el Valle del Baztán, ha sido citado por D. JUCH y D. SCHAFER (1971), en un aflo- El Paleozoico que aflora al oeste del río ramiento que hemos visitado; se trata de unos Bidasoa constituye la parte más occidental esquistos más francamente metamórficos, de los macizos de Cinco Villas y Peñas de que constituyen un «klippe», situados en el Aya. Se presenta en este área muy incom- alto de Anzábal, un kilómetro al NE de Maya pleto y de él sólo están representados los del Baztán. Si la atribución de estos autores términos más altos. es cierta, se puede asegurar que no hay Si- Debido a la cubierta vegetal existente, lúrico al oeste del río Bidasoa ya que no se prácticamente continua, las condiciones de han encontrado aquí dichos esquistos. observación son difíciles, y esto, unido a la El Devónico está bien desarrollado en la ausencia de fósiles y a la propia litología, parte más oriental del Macizo de Cinco Villas muy uniforme en su conjunto, han hecho im- y representado por litologías que tampoco son posible la configuración de un mapa con to- idénticas a las que han aparecido en la zona do el detalle deseado. objeto de este estudio. Sus series son rela- ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 9 tivamente heterogéneas, aunque algunas ve- espesor. En la parte alta, entre los niveles ces contienen pizarras similares a las que terminales, se intercalan delgados niveles de- nosotros hemos considerado como carbonífe- tríticos que les confieren un aspecto bandea- ras. Ha sido estudiado con mucho detalle por do muy característico. H. REQUADT (1966, 1972) al norte de Oronoz- El límite superior de las calizas no es ne- Mugaire, en el señorío de Bertiz; en este to. El paso a la serie esquistosa que se les afloramiento el Devónico, muy fosilífero, ya- superpone, se hace gradualmente; comienza ce anormalmente sobre materiales del Car- por los niveles bandeados anteriormente ci- bonífero. tados y continúa por una alternancia de cal- El Estefaniense no está representado en cosquistos, en niveles delgados, y lutitas es- nuestra área. En la región sólo ha sido citado quistosas; cada vez son más frecuentes es- en la zona de Ibantelly, y allí es discordante tas últimas, hasta pasar a la sucesión fran- sobre el Carbonífero plegado en la orogenia camente esquistosa superior. hercínica. Pertenecen al Estefaniense unas Al microscopio, los términos más calizos, pizarras negras, oscuras, con intercalaciones que a la vez son los más bajos en la sucesión, carbonosas, que en algunos momentos han se presentan como un mosaico de cristales sido explotadas, alternantes con areniscas de calcita, con tamaño que oscila entre 0,1 (15 m); sobre ellas se sitúan unas cuarcitas y 0,8 mm, mostrando maclas polisintéticas. verdosas o amarillentas. La potencia total es Contienen abundante materia carbonosa y se de más de 25 metros. Este tramo fue datado advierte en ellas la presencia de granos discon flora por R. ZEILLER (1885) y reciente- persos de cuarzo, muy redondeados y de tamente se han efectuado nuevos hallazgos maño correspondiente a limo, que represen- que han confirmado dicha edad (in CAMPOS, tan aproximadamente al 1% de la roca. GARCIA - DUEÑAS, SOLE y VILLALOBOS, Los niveles próximos al techo manifies- 1975). tan, en lámina delgada, un mayor contenido El Pérmico tampoco ha sido encontrado. en cuarzo (hasta un 5%) y la recristalización Según los datos bibliográficos, los materiales es menor; los cristales de calcita tienen un atribuibles a ese período no son fosilíferos y tamaño que oscila entre 0,02 y 0,2 mm. litológicamente son muy similares a los considerados como Trías inferior; se diferencian La potencia de las calizas de Aranaz no de ellos, únicamente, por las características se puede calcular, con las observaciones de los conglomerados intercalados que, en el efectuadas en el campo, por cuanto no aflo- caso del Pérmico, son más inmaduros, con ra el muro, pero se sabe (J. DEL VALLE, com. restos de calizas y otras rocas entre sus can- pers.) que, en un sondeo efectuado en las tos. En nuestro sector, los conglomerados in- proximidades de Lesaka, se encontró la base tercalados en la parte baja de las areniscas de la formación unos 100 m. por debajo de rojas son siempre de cantos cuarcíticos. la superficie: por ello se puede afirmar que la potencia máxima estimada no excede de 2.1.1. Las calizas de Aranaz los 300 m. Como ya ha sido señalado, afloran en los La ausencia de fauna, nos impide datar núcleos de dos estructuras antiformes, alar- con seguridad las calizas de Aranaz. Los di- gadas en dirección NNE, entre Lesaka y Ara- ferentes autores que, con anterioridad, han naz. trabajado en la región, han hecho intentos de En términos de campo se pueden descri- datación, sin llegar a conclusiones definitivas bir como calizas grises, muy recristalizadas; en este sentido. Se les ha atribuido diferen- casi se podría decir que son calizas marmó- tes edades, según los autores, que oscilan reas. Contienen pequeños cristales de pirita entre el Silúrico y el Carbonífero. Así, en 1953, y son fétidas. En la parte baja son masivas y en la segunda edición de la Hoja n.º 238, de más puras, formadas por cristales de calcita St. Jean-Pied du Port (Carte géologique, visibles, incluso sin lupa; hacia arriba la es- 1:80.000; France), confeccionada en su ma- tratificación se hace más manifiesta, y se pre- yor parte por P. LAMARE, se les atribuye una sentan en bancos de hasta medio metro de edad Devónico indiferenciado. 10 JUAN CAMPOS

Años más tarde, en 1964, se publicaba la ca, en la que alternan, de forma irregular, ni- Hoja de Espelette, a escala 1:50.000 (Carte veles de lutitas esquistosas y areniscas lami- géologique de la France), a partir de datos nadas, con espaciadas intercalaciones de de J. P. DESTOMBES y P. LAMARE; en este conglomerados y calizas de poca continuidad case se les atribuía una edad Devónico infe- lateral; las lutitas constituyen la litología do- rior, sin que esta se justifique en la Memo- minante. ria de dicha hoja. El color de los materiales es oscuro, de En 1973, C. HEDDEBAUT, en su tesis doc- gris a negro, y son frecuentes las estructu- toral, describe un corte de estas calizas, en ras de esquistosidad en los términos de gra- la zona de Aranaz y, ante la total ausencia no más fino. de restos faunísticos, trata de compararlos La potencia total es difícilmente calcula- con otras series datadas en áreas más orien- ble. De una parte las observaciones suelen tales, estudiadas también por él. Cree que se ser aisladas, dadas las condiciones de aflo- podrían asimilar, por su posición estratigrá- ramiento, y de otra la falta de niveles guía y fica, con unas calizas que, en el macizo de la propia estructura interna de los materia- Mendibelza, son de edad Namuriense y que les impiden una correcta valoración. Sin em- si litológicamente no son idénticas a las de bargo, teniendo en cuenta la extensión ocu- Yanci y Aranaz, también pasan a los esquis- pada por los esquistos de Cinco Villas, fácil- tos superiores de una forma gradual, por memente se puede suponer que nos encontra- dio de alternancias de calizas y esquistos azu- mos ante una potente sucesión que debe so- lados. Apoya su hipótesis en que, en el nú- brepasar los 2.000 metros de espesor. cleo del anticlinal que forman las calizas, ha La asociación litológica de la sucesión es- encontrado, intercalados entre ellas, unos ni- tá integrada por: areniscas de colores grises veles de roca silícea, de grano muy fino, que (amarillentos por alteración); pizarras limo- podrían representar la base de esta formación. sas micáceas, carbonosas, de colores grises Según C. HEDDEBAUT, la roca silícea corres- oscuros y negros; paraconglomerados cuarzo- pondería con el nivel de liditas que en otras sos; calizas oscuras. áreas de la región se encuentra en la base La totalidad de la sucesión, en gran par- del Carbonífero, por lo que asimila las cali- te constituida por secuencias de tipo turbidí- zas de Aranaz al Namuriense. tico, induce a considerarla como una «asocia- La literatura existente sobre la estratigra- ción de grauwaca», relacionada con una sedi- fía del Carbonífero en otras zonas más orien- mentación geosinclinal, en régimen de hun- tales del Pirineo (MIROUSE, 1966, WATER- dimiento rápido y considerable acumulación. LOT, 1969) permite comprobar como hecho Se puede suponer, pues, que nos encontra- constante el que la base del Carbonífero esté mos ante una formación flyschoide, represen- marcada por niveles de liditas, a las que se tativa de la facies «Culm», del Paleozoico al- superponen calizas de potencia y caracterís- to. Salvo el «graded bedding», no se han en- ticas litológicas variables, atribuidas al Vi- contrado las estructuras sedimentarias pro- seense; en algunos casos llegan a faltar los pias de cualquier formación de este tipo. En niveles carbonatados. un afloramiento situado unos dos km. al NE Como conclusión, se puede admitir, a pe- del monte Aldudecogaña, cerca del borde NW sar de la ausencia de fauna, de acuerdo con del Paleozoico de Cinco Villas, se han visto lo comprobado en otras áreas, que las cali- «slump» y pliegues penicontemporáneos de zas de Aranaz representan un Carbonífero la sedimentación, así como brechas intrafor- bajo, sin que podamos afirmar si incluyen o macionales asociadas. no el Namuriense. Ni siquiera podemos des- Las rocas de la sucesión de Cinco Villas cartar el que contengan términos de Devóni- presentan comúnmente dos esquistosidades. co superior. según las cuales se orientan y recrecen algunos minerales; con ellos coexisten algunos 2.1.2. La sucesión esquistosa de Cinco Villas otros desorientados y superpuestos a la es- Las calizas pasan hacia arriba, gradual- quistosidad. El examen microscópico pone de mente, a una sucesión eminentemente detríti- manifiesto que estas rocas han estado some- ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 11 tidas a procesos metamórficos, aunque el en lechos que raramente sobrepasan los grado de metamorfismo alcanzado es débil 50 cm. de espesor; son de colores grises, y se conservan, en parte, los caracteres de claros generalmente, y, en detalle, los lechos la primitiva roca sedimentaria; por esto, des- dejan ver una alternancia de delgados niveles cribiremos a continuación los materiales co- claros y oscuros, con un espesor del orden mo si fueran sedimentarios, dejando para más del milímetro; el cambio de tonalidad corres- adelante la consideración del metamorfismo ponde a composiciones, respectivamente, que los afecta. más cuarzosas o micáceas. En general, las areniscas tienen menos LUTITAS PIZARROSAS contenido en matriz que una grauwacka pro- Es ésta la litología predominante en la su- medio; la litología habitual corresponde a sub- cesión; se trata de rocas terrígenas de grano grauwacas. La trama, que suele representar fino, tamaño limo-arcilla, consolidadas en li- entre el 70 y el 80% de la roca, está cons- molitas y argilitas, que muestran normalmen- tituida esencialmente por cuarzo (aproxima- te las dos esquistosidades; presentan colo- damente en un 90%), con cantidades adicio- res grises, amarillentos y verdosos, a veces nales de feldespatos, en especial plagiocla- negros, y laminaciones claras, marcadas por sa, y fragmentos rocosos, que suelen ser de diferente contenido en cuarzo y materia car- pizarra y cuarcita. Los elementos de la trama bonosa y micácea. son angulosos o subredondeados y están de- Al microscopio, se pueden diferenciar, en- formados y alargados en el sentido de la es- tre estas lutitas, tipos que oscilan entre luti- quistosidad más patente (Láminas I a IV). Los tas cuarzosas (silt-shale) y lutitas micáceas tamaños de estos componentes correspon- (silt-shale, mud-shale, clay-shale), en las cua- den a arena fina a media, oscilando entre les la relación «fracción limosa/fracción ar- 0,06-0,7 mm. cillosas» suelen ocilar entre 1 y 1/3. La matriz es lutítica y está formada por La fracción limosa, con tamaño entre limo cuarzo, de tamaño limo, y minerales micá- medio a grueso (0,03-0,05 mm.), suele estar ceos y arcillosos, entre los que predominan predominantemente formada por cuarzo que, las micas blancas y la clorita. Suelen conte- en general, está deformado y alargado en el ner, de forma diseminada, considerables canti- sentido de la esquistosidad más penetrativa. dades de materia carbonácea y óxidos de hie- Además de cuarzo, no es raro encontrar rro. El cemento es escaso o no existe, pero, en la fracción limosa feldespato (plagioclasa) cuando lo hay, está formado por cuarzo de y, sobre todo, minerales micáceos (mica neoformación. blanca y clorita); menos abundantes son tur- No son raros los minerales pesados, sobre malina (a veces neoformada), zircón y alguna todo turmalina y zircón, y son frecuentes las mena opaca. No es raro hallar granos dis- menas metálicas, en especial óxidos de hie- persos de cuarcita, con un tamaño de hasta rro. 1 mm. La fracción arcillosa está formada sobre CONGLOMERADOS todo por arcilla, mica blanca detrítica y de En muchos puntos del macizo de Cinco neoformación, clorita y gran cantidad de óxi- Villas, afloran paquetes de brechas y conglo- do de hierro y materia carbonácea. Todos los merados que tienen, todos ellos, poca conti- componentes finos están fuertemente orien- nuidad lateral y un espesor que suele oscilar tados según la esquistosidad. alrededor de los diez metros. En cada uno de estos paquetes se observa una estratificación ARENISCAS grosera, con bancos de más de dos metros Se presentan como intercalaciones irre- de potencia, separados por delgados niveles gularmente repartidas entre los niveles lutí- de areniscas micáceas. ticos; unas veces son escasas y en otras oca- Es difícil precisar el número de niveles siones la abundancia de niveles areniscosos conglomeráticos intercalados entre la serie es mayor. esquistosa; sin embargo, existen intercala- Las areniscas están bien estratificadas, ciones a distintas alturas dentro de la suce- 12 JUAN CAMPOS sión, ya que han aparecido tanto cerca de los pesor reducido: no suelen superar los 50 m. que se suponen términos basales, como en de potencia, aunque frecuentemente son mu- la parte estratigráficamente más alta de la cho más delgados, no pudiendo ser siquiera misma. representadas en cartografía, en la mayor Los conglomerados están formados por parte de los casos. cantos, que aparecen deformados y alargados El mayor afloramiento de estas calizas en el sentido de la esquistosidad: unos es- aparece al sur de Articutza; allí se han podi- tán bien redondeados, mientras que otros son do representar hasta siete niveles de poca angulosos, pero con tamaños que oscilan en- continuidad lateral, el más potente de los cua- tre los 3 mm. y un centímetro. Generalmente les es el más meridional. los cantos son de cuarzo lechoso, lo que con- Estas calizas son de color gris azulado, fiere un color más claro y hace, junto a las bien estratificadas en lechos de unos 20 cm. propias características litológicas, que resal- de espesor. Están muy recristalizadas y sus ten en medio de la monotonía de los esquis- contactos con los esquistos no son netos, tos entre los que se encuentran. Se pueden sino que se cambia gradualmente de litología; ver también, entre los cantos, cuarcitas blan- en los límites de cada barra caliza, aparecen cas, liditas y esquistos, semejantes a los que calizas arenosas y, más lejos, intercalaciones se han descrito antes, por lo que supone que lutíticas, progresivamente abundantes a medi- estos conglomerados y brechas se han nu- da que desaparecen los estratos calizos. En trido, al menos en parte, de los propios ma- los niveles de calizas arenosas, son frecuen- teriales carboníferos. tes las estructuras sinsedimentarias, como Son conglomerados polimícticos, mal cla- «slump» y brechas intraformacionales, así co- sificados: se trata de ruditas bimodales, con mo laminaciones paralelas, debidas a la dife- la moda principal en la clase rudita (y are- rencia de contenido en material detrítico den- na gruesa) y la secundaria en arena fina o tro de un mismo lecho: en algún caso se han limo. La trama en unas zonas está intacta y observado también laminaciones cruzadas. en otras rota; los cantos de cuarzo presentan Al microscopio, las calizas muestran un halos de presión y, en algunos casos, los entramado de cristales bien desarrollados de bordes del canto, correspondientes a la me- esparita, con bordes suturados, que tienen nor dimensión, aparecen triturados, y llegan un diámetro que oscila entre los 0,02 y los a formarse texturas en mortero. La trama es 0,2 mm.; entre los cristales de esparita, hay litológicamente heterogénea, con cantos de dispersos granos redondeados de cuarzo de cuarzo, metacuarcita, ortocuarcita, chert (li- 0,02 mm. de diámetro, que representan el ditas), limolita cuarzosa y esquistos La ma- 5% de la roca. Corresponderían a calizas me- triz, que representa el 10-15%, está consti- dianamente recristalizadas. tuida por mica blanca, cuarzo, feldespato, óxidos de hierro, materia carbonácea, turma- EDAD DE LA SUCESION ESQUISTOSA lina y zircón. El cemento es muy escaso y DE CINCO VILLAS está formado exclusivamente por cuarzo se- Tampoco en estos materiales se han en- cundario. contrado fósiles que permitan la datación; Los cantos de mayor tamaño son los más tan sólo ha sido posible recoger algunos res- redondeados y entre los granos de tamaño tos de flora, mal conservados. arena gruesa existen muchos con acusada P. LAMARE (1936, p. 94) señala la exis- angulosidad, aunque éstos, en su mayor par- tencia de lentejones de calizas diseminadas, te, proceden de la fragmentación tectónica de «tono azul oscuro o negro, con aspecto de los calibres mayores. marmóreo una vez pulidas»; él atribuye estos niveles así como parte de la serie detrítica CALIZAS que los contiene, al Dinantiense (1). Entre la sucesión esquistosa de Cinco Vi- llas, y sin guardar relación con las calizas de (1) En la Hoja n.º 238 (St. Jean-Pied du Port), 2.ª edi- ción de la Carte Géologique de la France, 1:80.000 Aranaz, se intercalan, a diferentes alturas, pa- (1953) los sectores en los que afloran intercalacio- quetes de calizas: casi siempre tienen un es- nes calizas aparecen comprendidos en el Devónico. ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 13

Advierte también P. LAMARE que la su- se inician con el comienzo del Jurásico y se cesión debe ser en su totalidad anterior al prolongan hasta el Cretácico superior. Estefaniense, datado por R. ZEILLER (1885) En la parte nororiental de la provincia de en unos esquistos carbonosos discordantes, Guipúzcoa, las oscilaciones de la Cuenca se situados en el monte Ibantelly (Francia). manifiestan con particular énfasis, dada la in- Por nuestra parte y teniendo en cuenta las mediata proximidad a macizos paleozoicos, hipótesis de C. HEDDEBAUT (1973), hemos que debieran quedar emergidos en diferentes admitido que las calizas de Aranaz pueden épocas de los tiempos mesozoicos. Los cam- corresponder al Carbonífero bajo (Viseense o bios de facies y de espesores, y los hiatos, Namuriense). Si esto se verifica, la sucesión son un claro exponente de la posición margi- de Cinco Villas representará un Westfanien- nal en la cual se depositaron las formaciones se, ya que se encuentra superpuesta a las de nuestra región. calizas de Aranaz y soporta al Estefaniense El comienzo del Jurásico coincide con la discordante del monte Ibantelly. implantación de un régimen de sedimenta- ción marina, régimen francamente manifiesto, 2.2. MATERIALES MESOZOICOS durante el Lías superior, por la acumulación generalizada de sucesiones calcáreo-arcillo- La cobertera, que fosiliza al Carbonífero sas, con ammonites; la sedimentación mari- plegado, se inicia con materiales triásicos; na continúa en el Dogger, con depósitos cala ausencia de términos atribuibles al Pérmi- lizos, que marcan una cierta tendencia regre- co ha sido ya puesta de manifiesto. siva, más acentuada en el Malm. En un mo- El Trías es azoico y de litología relativa- mento no bien determinado del Jurásico su- mente uniforme, no sólo dentro de este área, perior, se alcanza la emersión y aparecen los sino también en toda la región. La atribución primeros sedimentos detríticos de facies con- de los materiales a esta edad, se han hecho tinental o de ambiente marino restringido. de acuerdo con los criterios admitidos por Así, mientras en la zona occidental de la todos los autores que han trabajado en la re- Cuenca (provincia de Santander), los últimos gión, basándose en la similitud con series materiales jurásicos marinos son de edad Ca- datadas en otros puntos de la Península y lloviense, en la zona oriental las influencias de Europa occidental. marinas persisten durante el Malm, y dan lu- Las series representativas del Jurásico y gar a series más condensadas que en la peri- Cretácico son variables, con frecuentes cam- feria del Macizo Asturiano: en el E, los sedi- bios de facies y de potencias, como corres- mentos se concentran en pequeñas cubetas, ponde a una zona de borde de cuenca. En sus hacia cuyos bordes los tramos se acuñan, y secuencias se observan, en algunos cortes, en los umbrales, que las separan, la acumu- hiatos importantes. lación es escasa o nula. Es a partir del Cenomaniense cuando la La sedimentación se prolonga con idénti- cuenca presenta mayor subsidencia, acumu- cas características durante una parte del Cre- lándose sedimentos de carácter flyschoide tácico inferior, hasta llegar al Complejo Ur- con una potencia considerable y, en general, goniano (RAT, 1959). muy uniforme, con menores variaciones pa- La transgresión urgoniana coincide de una ra toda la cuenca. manera aproximada con el comienzo del Ap- El tránsito al Terciario se localiza en unos tiense, sin que ello signifique que la base del niveles que poseen una coloración rosada Complejo coincida con una isocrona. Aparen- muy típica, con un espesor normalmente re- temente significa el comienzo de una etapa ducido; contienen microfaunas que datan el tranquila, en la que se instala un régimen Maastrichtiense y el Daniense. marino nerítico, apto para la génesis de formaciones recifales; P. FEUILLÉE y P. RAT 2.2.1. Caracteres generales del Mesozoico (1971), sin embargo, precisan que los episo- Uno de los rasgos más característicos de dios detríticos, intercalados entre las facies la Cuenca Vasco-Cantábrica es la sucesión propiamente urgonianas, deben estar relacio- de períodos transgresivos y regresivos, que nados con una prolongación, en el tiempo, de 14 JUAN CAMPOS los movimientos iniciados en el Jurásico su- Trías son litológicamente similares a los del perior. Ellos piensan en movimientos verti- Pérmico. Los autores que han trabajado en la cales, que revivificaron los relieves periféri- región así lo señalan también, y tradicional- cos, más bien que en oscilaciones tectónicas. mente se los ha separado por la naturaleza que afectaran al fondo del área de acumula- de los conglomerados que se encuentran in- ción. Recientemente, J. GARCIA-MONDEJAR tercalados; en el Pérmico hay niveles de con- (com. pers.) ha podido constatar la existen- glomerados polimicticos, de cantos menos cia de algunas discordancias intraurgonianas. redondeados, mientras que los del Trías tie- que, en la provincia de Santander, están li- nen cantos cuarcíticos, bien redondeados, ge- gadas a inestabilidad tectónica del área de neralmente. sedimentación; aunque un comportamiento Al W del río Bidasoa no hemos observa- semejante pudiera existir en Guipúzcoa, nues- do los niveles de conglomerados del Pérmi- tros datos actuales nos impiden por el mo- co y se atribuyen al Buntsandstein los mate- mento extender a toda la Cuenca Vasco-Can- riales detríticos que fosilizan a las estructu- tábrica, tales conclusiones. ras hercínicas. Es posible, sin embargo, que Las condiciones que se implantan con la en algún punto esté representado el Paleo- transgresión aptiense reinan, con mayor o zoico terminal, aunque no puede asegurarse menor duración según las zonas, hasta en la con certeza, ya que los primeros horizontes primera mitad del Albiense. En el Albiense de conglomerados, que parecen marcar el co- superior se intensifican los movimientos ver- mienzo de la sedimentación triásica, no son ticales, provocando la elevacion del área fuen- continuos. Tales conglomerados aparecen co- te y una subsecuente y rápida acumulación mo lentejones de poca potencia y escasa con- de potentes serie terrígenas; la cuenca debía tinuidad lateral, intercalados en la parte baja estar compartimentada en bloques levanta- de una formación que en conjunto es arenis- dos y cubetas subsidentes, relativamente mó- cosa; existen muchos cortes en los que los viles, lo que origina espectaculares cambios conglomerados están ausentes en toda la su- de facies y de potencias. De esta manera se cesión estratigráfica. originaron los materiales que P. RAT (1959) La formación intermedia es de naturaleza reunió bajo el nombre genérico e impreciso carbonatada, con calizas y algunas dolomías, de «Complejo arenoso supraurgoniano». Estas probablemente del Muschelkalk. Muchas ve- formaciones superan en su cima el límite in- nes falta esta formación y de la formación ferior del Cretácico superior y los últimos ni- detrítica inferior se pasa, de un modo aparen- veles contienen faunas características de la temente gradual, a la formación superior. El parte más baja del Cenomaniense (FEUILLÉE, Trías superior (¿Keuper?) es arcilloso y salí- 1967). fero. A partir de ahora la Cuenca entra en una La potencia total del Trías es muy difícil nueva etapa de su historia sedimentaria, de de calcular, puesto que los materiales plás- manera que, a las formaciones más grosera- ticos de la formación superior han actuado mente detríticas del Complejo supraurgonia- como nivel de despeque de la cobertera, e no, se superponen materiales, a veces flys- intervenido en estructuras diapíricas. Mien- choides, depositados en un régimen marino tras que en los diapiros existen importantes abierto, muy subsidente. acumulaciones de materiales salíferos, la potencia del Trías superior se ha reducido enor- 2.2.2. Formaciones del triásico memente en el borde del Macizo de Cinco Se distinguen tres formaciones fundamen- Villas; el adelgazamiento seguramente no obe- tales entre los materiales atribuibles a este dece a causas estratigráficas. período. De ellas, la formación intermedia es- 2.2.2.1. Materiales del Trías inferior tá muy irregularmente representada y, en la mayoría de los casos, ausente: sólo aflora en Litológicamente son muy uniformes en to- pequeños girones discontinuos, debajo de las da la región, por lo que no se describirán cor- arcillas abigarradas del Trías superior. tes tipos, sino que daremos las característi- Los materiales de la formación basal del cas de todo el conjunto. ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 15

La formación es fundamentalmente detrí- unos cantos y otros, con posterior removili- tica, disminuyendo el tamaño medio de grano zación de la sílice. conforme se asciende en la serie; de esta ma- Las areniscas más bajas del Trías inferior nera la parte alta está representada por ni- están formadas por granos de tamaño arena veles en los que predominan el tamaño limo media (0,6-0,2 mm.), cementados por cuar- o, incluso, arcilla. La similitud de los timos y zo secundario y envueltos por una matriz de arcillas rojas del Trías inferior con los nive- naturaleza micáceo-arcillosa. La trama repre- les basales del Keuper dificulta la diferencia- senta por término medio el 60% de la roca ción cartográfica, cuando faltan las calizas y y está constituida, en su mayor parte (75%), dolomías del Trías medio. por granos de cuarzo, de contornos subangu- La sucesión es eminentemente detrítica y losos; se encuentra también una apreciable presenta un color rojo intenso, muy caracte- cantidad (24%) de fragmentos rocosos (prin- rístico; sin embargo, no es raro encontrar en cipalmente metacuarcitas y pizarras) y una ella intercalaciones de bancos que, aunque pequeña proporción de feldespatos. La ma- poseen la misma litología que aquéllos entre triz está formada exclusivamente por mine- los que se encuentran, tienen otras tonalida- rales micáceos y óxidos de hierro, supone el des, tales como blanco, verde, rosado, etc. 15% del total de la roca. El cemento está La potencia es variable y se puede esti- formado por cuarzo secundario, recrecido a mar que oscila entre los 100 y los 500 m. Los partir de los granos detríticos. espesores máximos están representados en Inmediatamente encima del paquete infe- el borde más occidental del Macizo de Cinco rior comienza una alternancia de areniscas y Villas. lutitas. En la parte baja de estas alternancias En la base de la sucesión se sitúa normal- predominan los lechos areniscosos sobre los mente un paquete (30-100 m.) de areniscas de grano más fino, limitándose estos a del- rojas de grano fino a medio, estratificadas en gadas intercalaciones entre aquéllos. Las su- bancos que pueden llegar al metro de espe- perficies de estratificación son también ero- sor. Los planos de estratificación son irregu- sivas y en las areniscas se observan con fre- lares y en las capas se suelen ver laminacio- cuencia cantos aplanados de lutitas, posible- nes cruzadas que, generalmente, son de án- mente arrancados por la corriente que trans- gulo bajo, dificultando su utilización como cri- portó y depositó las arenas. terio de polaridad; a veces también pueden En estas areniscas, igual que en las del observarse laminaciones paralelas. paquete basal de Trías inferior, se aprecian En la base de este paquete inferior are- laminaciones cruzadas de bajo ángulo, así co- niscoso, o bien intercalados en la parte baja mo laminaciones paralelas. Ahora el conteni- del mismo, existen frecuentes niveles de con- do micáceo es aparentemente mayor, las mi- glomerados, cuyos cantos cuarcíticos, subes- cas se disponen en láminas paralelas a las féricos o ligeramente aplanados, alcanzan diá- superficies de estratificación, lo que facilita metros de hasta 10 cm. Cada nivel de con- el lajamiento de los bancos. Desde el punto glomerados tienen poca continuidad lateral, de vista microscópico, las areniscas se ma- su forma es lenticular y su potencia máxima nifiestan similares a las del paquete basal, no suele sobrepasar los 5 m. No es raro en- tanto en el tamaño de sus componentes co- contrar, en una misma sección, varios de es- mo en las proporciones relativas de los mis- tos niveles, intercalados a diferentes alturas mos; sólo hemos observado, como carácter entre las areniscas, pero siempre en la parte diferencial, granos de cuarzo de tamaño limo, baja del paquete. formando parte de la matriz. Los cantos cuarcíticos suelen estar exte- Hacia la parte superior de la presente su- riormente teñidos de color rojo. Las zonas de cesión disminuye progresivamente el tamaño contacto entre cantos contiguos destacan co- de grano y el espesor de los niveles de are- mo impresiones circulares, faltas de colora- niscas, a la vez que su frecuencia. Progresi- ción roja; según P. LAMARE (1936), dichas vamente aparecen lutitas rojas, bien com- marcas pueden tener un origen mecánico, pactadas, entre las que se observan lechos siendo originadas por una compresión entre delgados de areniscas de grano fino. 16 JUAN CAMPOS

Finalmente, el Trías inferior termina con o a consecuencia de los esfuerzos tectónicos. arcillas de color predominantemente rojo, Por ello, en determinadas verticales se con- aunque localmente pueden ser verdes o ama- centran importantes volúmenes, mientras que rillas; esporádicamente pueden contener del- en amplios sectores, por ejemplo el borde gados niveles areniscosos y carbonatados. del Macizo de Cinco Villas, sólo se reconocen delgadas láminas de Trías superior. 2.2.2.2. Materiales del Trías medio Sus arcillas abigarradas son predominantemente rojas o violáceas, verdes y amari- En el mapa geológico se ha recogido un llas. Entre esta masa arcillosa se encuen- sólo afloramiento: se halla situado al ESE de tran intercalaciones aisladas de delgados ni- Villabona y en él se puede observar la si- veles limosos y micáceos, de las mismas colo- guiente secuencia: Menos de 5 m. de dolomías masivas de raciones, y acumulaciones de yeso. Hay indicios sobre el contenido de otras color gris oscuro. sales (evaporitas) pero nunca se encuentran Aproximadamente 20 m. de calizas al- en superficie por su fácil arrastre en disolu- go dolomitizadas, en lechos de 10-15 ción. centímetros, alternando con niveles de Es relativamente frecuente que, entre el calizas más arcillosas. Keuper, se encuentren dispersos pequeños 5 m. de calizas nodulosas, de tonalida- cristales idiomorfos de cuarzo. des rosadas, con niveles ricos en La- En la parte más alta del Trías superior, melibranquios y Equinodermos; entre inmediatamente debajo de las series jurási- la microfauna de algunas muestras es- cas, se suelen encontrar pequeñas masas dis- taba presente Nodosaria cf. raibliana, continuas de dolomías cavernosas (carnio- muy frecuente en el Muschelkalk(1). las) que según alguno de los autores que las Unos a metros de calizas margosas y han descrito en esta región, pueden ser atri- margocalizas grises, algo apizarradas. buidas al Retiense. Calizas crema bien estratificadas, en Es característico del Keuper el contener lechos de unos 20 cm. y con un espe- masas de ofitas, englobadas entre arcillas; sor total de 10-15 m. algunas de esas masas llegan a tener un vo- Los restantes enclaves de calizas y dolo- lúmen considerable, como puede apreciarse mías, que pudieran ser del Muschelkalk, son por la extensión de algunos de los afloramien- de dimensiones muy reducidas, dispersos y tos recogidos en la cartografía. Serán descri- englobados entre las arcillas basales del tas con mayor detalle en el epígrafe 3.3.2. Trías superior. Son irrepresentables en nues- La disposición original de las masas ofí- tra escala cartográfica y ni siquiera permi- ticas, en relación con la estratificación del ten discernir si corresponden al Muschelkalk, Keuper no se puede determinar ya que, los al Trías superior o al Jurásico; el carácter contactos primitivos han sido profundamente habitualmente halocinético del Trías salífero modificados. Es posible que en el momento origina la incógnita de su procedencia y atri- de encajarse, y antes de que el Trías supe- bución. rior sufriera deformaciones importantes, adoptaran una disposición en lacolitos. 2.2.2.3. Materiales del Trías superior El conjunto está formado por materiales 2.2.3. Formaciones marinas del Jurásico arcillosos de naturaleza plástica. Resulta prác- Bajo este título reuniremos sólo a las su- ticamente imposible establecer la sucesión cesiones esencialmente carbonatadas que ca- estratigráfica así como determinar, aunque racterizan al Lías y al Dogger, y que, a ve- fuera de manera aproximada, sus potencias ces, pueden incluir hasta el Oxfordiense. originales. El material se ha redistribuido mer- En realidad no son los únicos materiales ced a la formación de estructuras diapíricas marinos del Jurásico, ya que, según hemos advertido, las influencias marinas persisten (1) Estas dataciones han sido efectuadas por el Labo- ratorio de Micropaleontología de Enadimsa (MA- en la Cuenca Vasco-cantábrica oriental duran- DRID), (cf. CAMPOS y GARCIA-DUEÑAS, 1975). te el Jurásico superior. ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 17

Utilizaremos el término de «Jurásico ma- existen unos 30 m. de calizo-dolomías y do- rino» como sinónimo al de («formaciones ma- lomías regularmente estratificadas, en ban- rinas del Jurásico» por razones históricas. Los cos de 1 m. de espesor aproximadamente; se autores que nos han precedido lo utilizan ha- presenta también recristalización acusada y bitualmente, y mediante su uso han preten- en algunos bancos se manifiesta un fino ban- dido resaltar la evolución hacia facies más deado. Culmina con alrededor de 25 m. de ca- detríticas, aunque con episodios de influencia lizas blancas, a veces algo dolomitizadas, bien marina, a partir del Oxfordiense. estratificadas en lechos de 25-30 cm.; estas A continuación describiremos los cortes calizas también están laminadas en algunos considerados como más representativos de de sus niveles. Todos los términos descritos las secuencias del Lías y Dogger. En algunos son azoicos y, por lo tanto inciertos de da- casos la descripción se efectúa a partir de tar. Sin embargo, el paquete terminal de ca- observaciones hechas en un solo perfil; en lizas, a veces laminadas, puede ser correla- otros, se reseñan columnas sintéticas, com- cionado con el que J. RAMIREZ DEL POZO puestas de datos dispersos pero siempre ob- (1971 a) atribuye al Sinemuriense inferior- tenidos en puntos próximos entre sí. medio, que, según él es muy constante en Algunas de las series características es- toda la cuenca. cogidas han sido estudiadas y publicadas an- Por nuestra parte, aceptamos que la teriormente por otros autores; en esos casos edad de estos niveles calizos y dolomíticos se ha revisado el corte correspondiente, in- debe estar comprendida entre el Fetiense y tentando completarlo con la aportación de el Sinemuriense superior. (Veáse epígrafe nuestras observaciones, o bien se ha hecho 2.2.3.5.). otro más o menos próximo, con la intención de que al compararlos se pueda obtener una TRAMO MEDIO visión más precisa de las variaciones estrati- El segundo tramo es predominantemente gráficas. margoso y margocalizo. Comienza con unos 2.2.3.1. Serie de Belaunza 20 m. de margas hojosas, bien estratificadas y de colores amarillentos, que poseen espo- En la vertiente septentrional de Gaztelu- rádicamente intercalaciones de margocalizas. mendi aflora una serie jurásica muy comple- Continúa con una sucesión de margas de co- ta, descrita anteriormente por P. LAMARE lor azulado, con intercalaciones margocalizas (1936) y R. SOLER y JOSÉ (1972). cada vez más abundantes, y progresivamente La base de la serie, en su contacto con más carbonatadas; de esta manera se llega el Keuper, está tectonizada a lo largo de to- a bancos calizos, que marcan la transición al do el afloramiento, impidiendo la observación Tramo superior. en muchos casos de los niveles más bajos. Los niveles margosos suelen contener una El corte realizado para revisar la secuen- fauna relativamente abundante, aunque mal cia establecida por P. LAMARE aprovecha el conservada y frecuentemente piritizada, de camino que, desde Belaunza, asciende a Gaz- braquiópodos, belemnites y algunos ammoni- telumendi. A partir de las últimas casas del tes. La potencia total del Tramo medio en el pueblo, sobre las dolomías cavernosas (car- corte de Belaunza se puede estimar en unos niolas), que se consideran como los niveles 150-160 m.; sin embargo, este espesor dis- de tránsito entre el Trías y el Jurásico, se minuye apreciablemente hacia el E y cerca puede apreciar la siguiente sucesión, dife- de Elduayen no llega a alcanzar los 100 me- renciada en tres tramos cartografiables: tros. P. LAMARE atribuye a los niveles margo- TRAMO INFERIOR sos basales una edad Domeriense, mientras Comienza por un paquete, de más de 100 que las margas azules y margocalizas él las metros de espesor, formado por dolomías car- supone pertenecientes al Lías superior por venosas y dolomías brechificadas muy rela fauna, compuesta por Ludwigia tolutaria cristalizadas, en las que no se aprecia estra- DUMORTIER y Sonninia sp. Por otra parte tificación aparente. Sobre este paquete basal R. SOLER y JOSE piensa, con reservas, que 18 JUAN CAMPOS nuestro tramo medio es de edad Sinemurien- La secuencia establecida, muy similar a la se superior-Aaleniense. de Belaunza, es la siguiente: Es probable que, efectivamente, las capas superiores, más calizas, sean de edad Aale- TRAMO INFERIOR niense. Niveles equivalentes han proporcio- Comienza con 60 m. de brechas dolomíti- nado faunas del Aaleniense cerca de Leiza cas y calizo-dolomías mal estratificadas. Las (VILLALOBOS y RAMIREZ del POZO, 1971). brechas dolomíticas están constituidas por Los niveles de margas azules, situados inme- cantos angulosos de dolomía unidos por un diatamente debajo, tienen faunas del Toarcien- cemento calcáreo impurificado por arcillas, se en varios de los cortes que hemos estu- óxidos de hierro y algunos granos de cuarzo. diado. Le siguen unos 70 m. de calizas micríticas de color gris, estratificadas en bancos de TRAMO SUPERIOR 50-60 cm. de espesor, que a veces manifies- Corresponde a un paquete de unos 250 m. tan una laminación paralela muy fina. Al mi- de espesor de calizas de color gris, oscuras croscopio se revelan como calizas microcris- en la base, a veces recristalizadas, y bien es- talinas, cuyo bandeado está originado por di- tratificadas en lechos de unos 50 cm. Hacia ferencias en el tamaño de grano y por la pre- la parte alta la estratificación se hace en ni- sencia de láminas de cemento esparítico y veles más delgados a la vez que las calizas otras de naturaleza no calcárea, principalmen- adquieren colores más claros y presentan su- te ferruginosas. Es frecuente que contengan perficies de estratificación irregulares. Algu- Radiolarios y fragmentos de Equínidos. nos niveles contienen restos y huellas de am- Como ocurre en Belaunza, tampoco aquí monites: La potencia de este paquete calizo es posible atribuir a estos niveles una edad es variable, de manera que, hacia el este dis- determinada, debido a la ausencia de fósiles minuye considerablemente. En Berástegui lle- característicos: debemos suponer una edad ga a superar escasamente los 50 m. de espe- entre el Retiense y el Sinemuriense inferior- sor y en el Puerto de Urto sólo existen algu- medio. nos pocos metros de calizas de color oscuro, casi negras, estratificadas en bancos de unos TRAMO MEDIO 50 cm. El Lías medio-superior (tramo margoso) También en este tramo está pendiente de está formado por una alternancia irregular de ser concretada la edad con nuevas datacio- margas hojosas de color azulado, margocali- nes faunísticas y tenemos que acudir a las zas y calizas arcillosas que, en conjunto, no observaciones efectuadas en otros puntos y superan los 150 m. de espesor. La litología a los datos suministrados por los autores que se va haciendo más calcárea hacia la parte al- anteriormente han trabajado aquí. De acuerdo ta del paquete, de manera que en la base pre- con ellos se puede admitir una edad Bajocien- dominan los niveles margosos y en el techo se-Calloviense para estas calizas, aunque es estos se limitan a delgadas intercalaciones probable que los últimos niveles pertenezcan entre los estratos calizos. ya al Oxfordiense, como ocurre en facies si- El examen microscópico de los lechos más milares de otros cortes efectuados en el área calizos revela la existencia de calizas micro- estudiada, en los que ha sido datado este cristalinas, impurificadas por arcilla, materia piso con ammonites. orgánica y óxidos de hierro, que al disponer- 2.2.3.2. Serie del Monte Gazume se paralelamente a la superficie de estratifi- Se ha escogido como representativa del cación ocasionan una laminación irregular. Jurásico que aflora en la alineación monta- Contienen Nodosaria sp., Lenticulina sp. y Am- ñosa que se extiende entre los montes Ernio modiscidae. y Pagoeta. TRAMO SUPERIOR El corte se ha realizado en el camino que, desde el Alto de Andazarrate (km. 29,500 de En la parte alta del «jurásico marino» hay la carretera de Villabona a Orio, sube al mon- unos 50 m. de calizas grises, bien estratifi- te Gazume. cadas y, a veces, algo nodulosas. Son calizas ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 19 microcristalinas, con algunas recristalizacio- gras con algunos Belemnites, que no hemos nes de caliza espática, impurificadas por ar- observado en el perfil del monte Gazume. cilla y granos de cuarzo de tamaño arena muy fina. En estas calizas se han reconocido Gas- 2.2.3.3. Serie de Aduna terópodos, microfilamentos, fragmentos de Lamelibranquios, espículas de esponjas, pla- En un camino que parte de Aduna en dicas y radiolas de Equínidos, tallos de Cri- rección al monte Andatza, aflora una secuen- noides, Briozoos, Ostrácodos, Lenticulina sp. cia semejante a la descrita para el monte y Ataxophragminidae. Gazume. Esta microfacies y otras semejantes han Sobre el Keuper, con el que contactan me- sido consideradas como característica del cánicamente, dificultando en muchas ocasio- Oxfordiense (RAMIREZ del POZO, 1971 a). Sin nes la observación de los niveles basales, embargo, en el techo de estos niveles, justa- se encuentran: mente en el contacto con las facies detríticas que se les superponen, hemos encontrado, en 1) Dolomías cavernosas y brechas dolo- el barranco del río Asteasu, una fauna de am- míticas, seguidas por calizo-dolomías monites muy mal conservados, entre los que muy recristalizadas, a las que se les se han reconocido Perisphinctidos, Haploce- superponen unos niveles de calizas, ratidos y Subgrosuvria sp., que precisan una también recristalizadas, que a veces edad Calloviense medio. presentan una laminación típica. Co- rresponden al tramo inferior de las se- VARIACIONES LATERALES DE LA SERIE ries precedentes. 2) Sucesión alternante de calizas arcillo- Aunque la serie del monte Gazume se re- sas de colores azulados, a veces algo pite en las vertientes septentrionales de los hojosas, y margas piritosas, de colo- montes Ernio y Pagoeta, existen pequeñas res amarillentos por alteración, que variaciones laterales que conviene destacar. contienen una abundante fauna de Be- El tramo calizo-dolomítico inferior parece lemnites, Braquiópodos y Ammonites. ser el más constante de los tres, tanto en Entre estos últimos se han podido cla- las potencias representadas como en su lito- sificar: Hildoceras bifrons (BRUG) , var. logía; la única variación ha sido observada al Lombardica MITZ. Hildoceras bifrons SW de Alkiza, en donde bajo las calizas lami- (BRUG) , var. acarnica MITZ; Hildoce- nadas de la parte alta existe una intercalación ras bifrons (BRUG). Esta fauna carac- de unos pocos metros de espesor de calizas teriza al Toarciense medio. muy recristalizadas, con cristales de esparita que pueden llegar a tener un tamaño de igual que ocurre en otros puntos, la 0,08 mm. secuencia de este paquete varía de El tramo medio manifiesta mayores dife- manera que, de abajo a arriba, va au- rencias de tal forma que en Aya (al N de mentando progresivamente la cantidad Gazume) presenta una potencia un poco me- de niveles intercalados entre las mar- nor, a la vez que las facies son algo más gas. calizas que las descritas en el corte tipo. En 3) Como siempre, la serie está coronada Alkiza, al S del Gazume, predominan las mar- por unos niveles de calizas micríticas, gas sobre las calizas, a la vez que aumenta bien estratificadas, con filamentos. el espesor de todo el tramo, que llega a su- En ellas se ha recogido una fauna que perar los 170 m. de potencia. ha permitido datar al Oxfordiense por Más al S, en la carretera que une Tolosa la asociación de Sublunuceras sp., Ta- con Ernialde, P. RAT (1959) realizó un corte ramelliceras sp., Perisphinctinae. Estas con la particularidad de que sobre las calizas calizas no superan aquí los 20 m. de del Calloviense, datadas con Reineckeia sp., espesor, potencia muy reducida en re- Macrocephalites sp. y Lunuloceras sp., cita lación con la presentada en otros sec- la existencia de unos niveles de calizas ne- tores. 20 JUAN CAMPOS

VARIACIONES LATERALES DE LA SERIE a las observadas en las series que ya han si- DE ADUNA do citadas. Las principales diferencias estriban en la Los términos que acaban de ser descri- extensión vertical de las series jurásicas, que tos afloran a lo largo del flanco NW del anti- aquí sólo comprenden hasta el Lías superior, clinal diapírico que se extiende desde Her- existiendo un importante hiato que, incluso, nani hasta Villabona. alcanza a una buena parte del Cretácico in- Entre Andoain y Urnieta el Jurásico está ferior; sobre los materiales del Lías superior mal representado y muy reducido por lamina- reposan directamente términos de edad Ap- ciones tectónicas. Sólo aflora con cierta ex- tiense o, a veces, Albiense. tensión el tramo medio margoso, que aquí Estos afloramientos jurásicos están rela- se presenta algo detrítico; en la parte baja cionados con estructuras diapíricas, por lo está formado por margas limosas de color que es muy difícil establecer en un solo cor- azulado y fractura concoide, a las que siguen te la secuencia completa. La sucesión se des- unos limos calcáreos de color amarillo; en cribe a partir de observaciones efectuadas en la parte alta hay margas pizarrosas con abun- distintos puntos del área y las correlaciones dantes restos de Lamelibranquios. No se ha se apoyan en la correspondencia entre nive- encontrado el nivel de calizas Oxfordienses les bien datados por sus faunas. con que culmina la serie, quizá laminadas o Cartográficamente hemos diferenciado inexistentes; en contacto con las margas pi- tres tramos litoestratigráficos, de los cuales zarrosas con Lamelibranquios, se encuentran el más bajo es prácticamente idéntico al tra- términos pertenecientes al Complejo Urgo- mo inferior de las series jurásicas descritas. niano. Los dos superiores equivalen, por su edad, al En el barrio de La Florida, en Hernani, apa- tramo medio margoso de las otras series, si recen de nuevo los tres tramos de Aduna; bien litológicamente se diferencian por la re- otra vez las calizas superiores de la serie lativa abundancia de elementos detríticos de vuelven a alcanzar aquí una potencia similar grano fino. a la que presentan en el Ernio. En los lechos margosos se ha recogido una abundante fau- LOS TERMINOS LIASICOS DE na de Ammonites, que ha permitido datar con SANTIAGOMENDI precisión. En la parte media del tramo se ha Un buen corte (referido por LAMARE, determinado el Toarciense medio con la aso- 1936) de los tramos primero y segundo se ciación: Hildoceras sp., grupo H. sublevisoni puede obtener en cualquiera de los caminos FUCINI; Hildoceras sp., forma intermedia en- que suben hacia Santiagomendi. tre H. bifrons (BRUG), var. y H. sublevisoni El tramo primero, siempre en contacto tec- FUCINI; Hildoceras bifrons (BRUG) var. En tónico con el Keuper y el Cretácico superior, los niveles más altos del mismo tramo me- comienza con unos niveles de dolomías y ca- dio se ha datado el tránsito Toarciense-Aale- lizo-dolomías brechoides, localmente con es- niense, con: Pleydellia sp. grupo P. subcompta tructura vacuolar; la parte inferior de este pa- (BRANCO); Pleydellia sp., grupo P. mactra quete, donde no está laminado, suelen tener (DUMORT); Dumortieria cf., costula (REI- verdaderas carniolas. NECK); Dumortieria bleicheri (BENECKE); Por encima se sitúan unos diez metros Dumortieria sp., cf. D. subfasciata (BUCK); de calizas y margocalizas lajeadas de color Cotteswoldia misera BUCKMAN; Pleydellia negro. Este nivel no lo hemos reconocido en cf. subcompta (BRANCO); Walkeria burctonen- ninguna otra serie, pero la facies ha sido ci- sis (BUCKMAN). tada en otros puntos de la Cuenca Vasco-Can- tábrica, con el hallazgo de faunas que permi- 2.2.3.4. El Jurásico entre Astigarraga y ten datar el Hetangiense inferior. R. CIRY Oyarzun (1940, in RAMIREZ del POZO, 1971a) encon- El Jurásico que aflora en este sector pre- tró Isosyprina germani, al Sur de Aguilar de senta características ligeramente diferentes Campóo. ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 21

Más arriba aparecen unas calizo-dolomías zun se ha recogido también fauna del Toar- brechoides, cuya potencia se puede estimar ciense. Hacia la mitad de estos niveles dicho en unos 50 m., coronadas por alrededor de piso queda definido por Harpoceras? sp.; No- 30 m. de calizas bien estratificadas en ban- dicoelocerae sp., grupo N. anulatiforme (BO- cos que, en ocasiones, presentan un fino ban- NARE). Y en la parte superior de los mismos deado muy característico. se han recolectado Pleydellia fluitans (DU- El tramo segundo está formado por una MORTIER); Pleydellia aalensis (ZIETEN); fó- serie alternante de calizas y margocalizas, de siles que ya datan al Toarciense superior (par- color azul en fractura fresca, con nódulos fe- te alta, zona de aalensis). rruginosos y, a veces, pirita cristalizada. Los 2.2.3.5. Otros afloramientos Jurásicos lechos más margosos se rompen con facilidad, mostrando una estructura hojosa y frac- Aparte de los ya mencionados, sólo cabe tura ligeramente concoide. Contienen una citar algunos otros, que han sido estudiados abundante fauna, aunque siempre deformada, anteriormente por diversos autores y de los consistente en Belemnites, Braquiópodos, La- que no nos ocuparemos mucho por no ser de- melibranquios y Ammonites. En la cima de masiado reiterativos; o bien aquéllos que, a Santiagomendi, junto a la ermita allí existen- pesar de sus reducidas dimensiones, han pro- te, se ha recogido una buena cantidad de frag- porcionado faunas de interés cronológico. mentos de Ammonites del Domeriense me- Entre los primeros es necesario destacar dio-superior: Arieticeras sp.; Fuciniceras sp.; el que aparece formando parte del sinclinal Arieticeras sp., forma asimilable a A. algo- del monte Uzturre, al NE de Tolosa. Allí aflo- vianum OPPEL in FUCINI; Arieticeras sp., gru- ra una sucesión muy completa (LAMARE, po de A. lotti MONESTI. 1936; JEREZ MIT et al, 1971), en la que el ju- rásico manifiesta unas facies y potencias en LOS TERMINOS LIASICOS DE OYARZUN su conjunto muy similares a las que se han Inmediatamente al Sur de Oyarzun aflora descrito en el corte de Belaunza. una sucesión cuyos tramos primero y se- En el barrio de Martutene, entre Astigarra- gundo son idénticos a los de Santiagomendi; ga y San Sebastián, el Jurásico forma parte la edad del tramo segundo se ha visto confir- de varios afloramientos discontinuos, alrede- mada por la recogida de algunos restos de dor del diapiro de Martutene (LAMARE, Ammonites, en un yacimiento de la carretera 1936). En este caso los términos que se pre- de Astigarraga a Oyarzun; entre ellos se han sentan se pueden correlacionar con los que podido identificar algunos Phylloceratidos, existen en el barrio de La Florida, en Hernani. pertenecientes al grupo de Rhacophyllites li- Por último, se pueden ver algunos retazos bertus (GEMM), que confirman la edad Do- de materiales del Jurásico pinzados por la meriense de dichos términos. falla inversa que se extiende desde las pro- El tramo tercero de la sucesión de Oyar- ximidades de Oyarzun hasta cerca de Villa- zun está formado por unos 50 m. de margas bona, y que constituye el límite NW del Pa- limosas, micáceas, de colores amarillentos, leozoico de Cinco Villas. En general, todos con nódulos ferruginosos y una abundante fau- estos retazos presentan unas secuencias muy na de Ammonites, Lamelibranquios, Braquió- reducidas por causas tectónicas, haciendo po- podos y Belemnites. En e talud de la carre- co útil su estudio con detalle. El más inte- tera de Astigarraga a Oyarzun, unos 300 m. resante es el que existe en las cuevas de antes de llegar al barrio de Ugaldetxo, se han Aizpitarte, unos 4,5 km. al ESE de Astiga- recogido los siguientes restos, determinati- rraga, por los restos faunísticos hallados; las vos del Toarciense inferior: Dactylioceras pe- facies que aparecen en este punto son simi- loritanum FUCINI; Dactylioceras sp., grupo lares a las descritas en Santiagomendi, aun- D. hispanicum SCHIE.; Dactylioceras senuce- que sólo se pueden observar los niveles más latum (SIMPSON); Spiriferina? sp.; (Rhynco- altos del paquete dolomítico y calizo y los nella) sp., grupo R. meridionalis (DESLO). basales del margoso que se le superpone; a Por otra parte, en el barrio Iturrioz de Oyar- estos últimos pertenecen los restos fósiles 22 JUAN CAMPOS

hallados: Uptonia sp., grupo U. dayiceroides Finalmente, R. SOLER y JOSE (1971, 1972) MOUTERDE y Angulaticeras? sp. La base del concluye que en la Cuenca Cantábrica orien- tramo margoso debe situarse, en consecuen- tal el dispositivo paleogeográfico del Jurási- cia, en el Sinemuriense superior o Pliensba- co, con una serie de cubetas (máximas po- quiense basal, a la vez que el tramo inferior tencias) separadas por umbrales, sigue sien- (dolomías y calizas) queda comprendido en- do válido al comienzo del Cretáceo y la que tre el Trías superior y el Sinemuriense su- él considera «emersión kimmérica» se acusa perior. en los altos fondos, donde la sedimentación llega a faltar: introduce el término Purbeck- 2.2.4. Complejo Purbeck-Weald Neocomiense. Estudiaremos en este apartado los mate- Los referidos geólogos han utilizado de- riales, con facies predominantemente detrí- nominaciones o apelativos tales como Weal- ticas, situados entre los más altos niveles dense, Purbeckiense, Purbeck-Wealdense, Pur- del «Jurásico marino» con ammonites y los beck-Neocomiense, Wealdico, etc., emplean- más bajos del Complejo urgoniano. Son los do, según los casos, dichos términos como depósitos acumulados durante el período re- significativos de una facies o, incluso, de una gresivo que culmina con los que otros auto- edad. res consideran «movimientos kimméricos». Ultimamente, V. PUJALTE (1977) ha pun- P. PALACIOS (1915, 1919) fue el primero tualizado que el uso de tales nominativos es que citó la existencia de una «formación weal- totalmente inadecuado y puede inducir a dense» en la vertiente N de la Sierra de Ara- error en las personas no familiarizadas con lar (Navarra), por comparación con las series estas sucesiones: en cualquier caso compor- Wealdenses de Soria y Logroño. ta una imprecisión. La imprecisión se hace P. LAMARE (1935, 1936) señaló cómo en mayor, si cabe, cuando se aplican a las se- los bordes de los macizos paleozoicos vas- cuencias de la zona oriental de la Cuenca cos, «el Aptiense reposa en muchas ocasio- Vasco-Cantábrica, donde la sedimentación ma- nes sobre cualquiera de los términos más an- rina ha proseguido, aunque con interrupcio- tiguos»; en algunos puntos (Monte Uzturre, nes en ese lapso de tiempo: por añadidura, por ejemplo), bajo los materiales aptienses las facies presentes son distintas a las de (incluidos en nuestro Complejo urgoniano) la zona occidental, que fueron las primeras existen unos niveles de calizas negras gene- en recibir las referidas denominaciones. ralmente muy alteradas, que contienen restos de Lamelibranquios, Equinodermos, etc., En adelante, evitaremos hasta donde sea pero en los que no hay ningún fósil caracte- posible, el uso de la terminología preceden- rístico, que permita su datación precisa. Su- te. Desde nuestro punto de vista y siguiendo puso que, por encontrarse encima de otras a V. PUJALTE, denominaremos Complejo Pur- calizas arenosas, atribuidas por él al Lusi- beck-Weald a un conjunto litoestratigráfico de taniense, las calizas negras debían de ser de cronología imprecisa que reúne facies hete- edad Neocomiense; aunque evitó la palabra rogéneas originadas durante parte del Jurá- Wealdense, sus atribuciones son conjetura- sico superior y Cretácico inferior. El límite les. inferior del Complejo Purbeck-Weald corres- P. RAT (1959) realiza dos cortes detalla- ponde a la desaparición de las formaciones dos del «Wealdense» de Zizúrquil y Uzturre francamente marinas del Jurásico (Callovien- y efectúa la correlación con las series de las se-Oxfordiense, en nuestra región) y el lími- provincias de Santander y Vizcaya: ambos te superior coincide con la transición al Com- cortes son referidos más adelante. plejo urgoniano. Posteriormente, J. RAMIREZ DEL POZO El Complejo Purbeck-Weald está mal re- (1969, 1971a), revisa el corte de Uzturre y presentado 'en el área estudiada: únicamen- aporta nuevos datos en lo referente al conte aflora en el flanco SE del sinclinal del An- tenido faunístico aunque no llega a determi- datza, en los montes Ernio y Pagoeta y en el naciones cronológicas precisas. sector de Tolosa-Gaztelumendi, es decir al ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 23

Fig. 3. Correlación entre las principales columnas de las formaciones marinas del Jurásico. Tk, Trías superior; J1, Lías inferior; J2, Sinemuriense sup.-Domeriense; J3, Toarciense- J4, Sinemuriense superior - Toarciense; J5, Dogger - (Oxfordiense?); Gw, Complejo Purbeck- Weald; Gal, Complejo supraurgoniano.

W-SW de una línea imaginaria que uniera cáceas y con pirita, que se presentan San Sebastián y Leiza. descalcificadas en superficie y con Las sucesiones más potentes se encuen- apariencia de arenas amarillentas; (100 tran al S, en el sector de Tolosa-Gaztelumen- metros aproximadamente). di, y son las mejor estudiadas por los auto- 3) Calizas masivas, de color gris, a veces res anteriormente citados. arenosas, que contienen (RAMIREZ del POZO, 1969) restos Equinodermos, 2.2.4.1. Las secuencias de Uzturre y Briozoos, Gasterópodos (Nautiloculina Gaztelumendi (Tolosa) colithica MOHL, Pfenderina neocomien- sis (PFEND), Glomospira, Quinquelocu- En el monte Uzturre se encuentran los si- lina), Ostreidos y Políperos (50 m.). guientes términos: 1) Calizas negras de grano fino con algu- 4) Calizas azoicas negras o grises en ban- nas impresiones de ammonites (Oxfor- cos delgados, que a veces contienen diense?) a las que se les. superponen cristales de dolomita (100 m). unos 50 m. de calizas arenosas negras, 5) Por fin, calizas fétidas, de color negro, muy alterables. Estos últimos niveles alternando con calizas arenosas y do- pueden corresponder al Jurásico termi- lomíticas. Contienen Exogiras y Gaste- nal, por lo que se les ha atribuido con rópodos (50 m). reservas una edad Lusitaniense (LA- Para P. RAT (1959) las calizas grises MARE, 1936). masivas con Equinodermos y Briozoos (tra- 2) Los primeros niveles, que, para P. LA- mo 3) deben corresponderse con las calizas MARE, pertenecen al Neocomiense, de Briozoarios de Ramales (Santander), que son unas calizas negras, arenosas, mi- él supone del Valanginiense. Asimismo se- 24 JUAN CAMPOS

ñala la existencia de Serpúlidos en los niveles de calizas negras superiores (tramo 5), sobre las que se disponen, en concordancia aparente, los primeros materiales del Com- plejo urgoniano. En los montes Iturregui y Gaztelumendi Alternancia de areniscas se presenta una secuencia muy similar a la y lutitas con delgados niveles de carbón de de Uzturre (LAMARE, 1936). En el corte de mica. Iturregui, los materiales comprendidos entre el Calloviense y el Aptiense han sido dividi- dos (SOLER y JOSÉ, 1972) en tres conjuntos litoestratigráficos: 1) «Malm I». Con facies de carácter regresivo. Margas arenosas micáceas y pizarras oscuras, con algunas intercalaciones de calizas negras más o menos arenosas y algunas huellas de ammonites y areniscas rojizas de cemen- Calizas arcillosas. to carbonatado; (150 m.). 2) «Malm II». Calizas oscuras recristalizadas con Crinoides y Briozoos. (Ox- fordiense superior? - Kimmeridgiense): (100 m.). Fig. 4. Sucesión del Complejo Purbeck-Weald en los montes Ernio y Pagoeta (J6, Dogger; Gu, Complejo 3) Calizas negras con Sérpulas, separadas Urgoniano). de los términos inferiores por la «discordancia kimmérica». Representan al 2.2.4.2. La secuencia de los montes Ernio y Jurásico terminal-Cretácico basal; (120 Pagoeta metros). Como se puede apreciar, no hay corres- Aquí la potencia es mucho más reducida pondencia en las edades propuestas por los que en el sector de Tolosa a la vez que se diferentes autores para los tramos de la se- acentúa el carácter regresivo, sobre todo en lo que se refiere a los términos superiores cuencia de Iturregui. Sin embargo, ninguno de del Complejo. ellos aporta pruebas paleontológicas que ga- ranticen sus atribuciones. Las únicas referen- En el camino del Alto de Andazárrate al cias cronológicas bien establecidas, para to- Monte Gazume, sobre las calizas que en As- das estas secuencias y para las restantes del teasu fueron datados como Calloviense, se Complejo Purbeck-Weald, corresponden a sus observa la siguiente secuencia: límites inferior y superior; los niveles que 1) Calizas arcillosas que, en lámina del- coronan a los materiales infrayacentes son gada, presentan niveles en los que se del Calloviense u Oxfordiense y la base de concentran granos de cuarzo de tama- los suprayacentes (Compiejo urgoniano) que- ño arena muy fina. Contienen restos da por debajo de niveles datados como Ap- de Lamelibranquios y fragmentos de tiense inferior alto. placas de Equínidos. Son niveles con El Complejo Purbeck-Weald disminuye poco espesor (no llegan a superar los progresivamente el espesor hacia el W y, a 20 m.) y no rigurosamente continuos partir de Berástegui, sólo se observan unos lateralmente. pocos metros de calizas arenosas y arenis- 2) Se les superpone una alternancia de cas de color amarillento, bajo los niveles in- lutitas y areniscas bien estratificadas feriores del Complejo urgoniano; desapare- en lechos de unos 15 cm. de espesor. cen, por tanto, las calizas con Sérpulas. Hacia el techo de la secuencia aumen- ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 25

ta la proporción de areniscas y el ta- co N del anticlinal diapírico del Hernani-An- maño de grano de las mismas, a la doain, el Complejo Purbeck-Weald únicamen- vez que se intercalan delgados niveles te aflora el SW de Andoain. En el resto del de carbón progresivamente más fre- anticlinal, el Complejo urgoniano contacta con cuentes, aunque sin que se aprecie rit- el Jurásico (veáse epígrafe 2.2.3.3.): a causa micidad alguna. La potencia es apro- de las laminaciones tectónicas es imposible ximadamente de unos 150 m. Los ni- determinar, de forma categórica, la sucesión veles lutíticos manifiestan una clara estratigráfica. laminación debida a la disposición pa- Al SW de Andoain, resulta difícil estable- ralela de los minerales micáceos y ar- cer el límite entre los Complejos Purbeck- cillosos, entre los cuales se disponen Weald y urgoniano, ya que este último co- algunos granos de cuarzo de tama- mienza con materiales detríticos, aquí muy ño limo o arena muy fina. Entre los semejantes a los subyacentes; la aparición minerales hojosos se reconocen peque- de un lentejón de caliza urgoniana al N de ños cristales de clorita y pajillas de Aduna nos ha permitido precisar el límite. Al mica blanca. De forma irregular apa- parecer los términos altos del «Wealdense» recen óxidos de hierro que se sitúan de Zizúrquil (RAT, 1959) pueden quedar in- en láminas groseramente paralelas a cluidos en el Complejo Urgoniano. la laminación general. Al N de Aduna, un corte relativamente Las areniscas son amarillentas y de bueno permite delimitar varios términos del grano fino. Sus principales componen- Purbeck-Weald; sobre las calizas con Ammo- tes son cuarzo, fragmentos rocosos (ro- nites del Oxfordiense, se observan: cas cuarzosas que contienen minera- 1) Calizas arenosas, muy alteradas en les micáceos orientados, limonita, cuar- superficie, que presentan una intensa zo, sericita y «chert») y una matriz coloración amarilla al descalcificarse. formada por cuarzo, sericita y clorita 2) Calizas arenosas negras con Lameli- sin orientación preferente, con canti- branquios, muy parecidas a «calizas dades subordinadas de óxidos de hie- con Sérpulas» citadas en otros pun- rro y minerales pesados (turmalina y, tos. Su espesor aquí es muy reducido, en menor cantidad, zircón). pues escasamente superan los 10 m. Directamente sobre las areniscas y lutitas, existen en este sector margas arenosas de color negro que, a veces, contienen gran cantidad de Orbitolinas y que representan la base del Complejo urgoniano. Alternancia de areniscas Más al N, entre Aya y el monte Pagoeta, y lutitas rojas. el Complejo Purbeck-Weald presenta en su cima unos lechos de calizas negras arenosas, con abundantes Lamelibranquios, coronados por niveles de limos y arcillas de color rojizo. Debe corresponder este paquete a las calizas negras con Sérpulas que existen en la zona de Tolosa, en donde también representan la parte más alta de la sucesión; las potencias no son, sin embargo, equivalentes; mientras en Tolosa pueden alcanzar los 100 m. Calizas arenosas negras de espesor, en Aya esas calizas negras no superan los 30 m.

2.2.4.3. La secuencia en el sector del monte Andatza Fig. 5. Sucesión del Complejo Purbeck-Weald en el sector del monte Andatza (J5, dogger; Gu, Complejo Urgoniano) En la vertiente SE del Andatza, en el flan- 26 JUAN CAMPOS

3) Culmina la secuencia con una alternan- presentan otras de carácter detrítico, en las cia de areniscas y lutitas de colores que la proporción de aportes procedentes del rojos y verdes, con nódulos ferrugino- continente llega a ser algunas veces fran- sos. camente importante. Las areniscas son de grano fino: su Por otra parte, aunque normalmente es- trama está constituida en su mayor tos materiales se identifican con el Aptiense, parte por cuarzo (hay también feldes- tal atribución, no es del todo correcta. El lí- patos y fragmentos rocosos en peque- mite inferior del Complejo no puede ser nun- ña proporción) y la matriz es princi- ca precisado con exactitud por la falta de palmente ciorítica. fósiles característicos y, como advierte P. RAT, Los niveles lutíticos se presentan al a pesar de que tradicionalmente se supone microscopio como un entramado de mi- que la transgresión marina sobre los térmi- nerales micáceos, clorita y minerales nos del Complejo Purbeck-Weald coincide con de la arcilla, entre las que hay disper- el comienzo del Aptiense, no hay que pen- sos granos de cuarzo de tamaño limo. sar que la base de los niveles transgresivos Los minerales foliares se disponen pa- sean contemporánea en toda la región Vasco- ralelamente a la estratificación confi- Cantábrica. Igualmente difícil resulta preci- riendo a las rocas una hojosidad carac- sar la edad del techo de estas formaciones; terística. desde luego no concide con el límite Aptien- La potencia de la sucesión es aquí más rese-Albiense, que ha sido localizado en varios ducida aún que en el área del monte Ernio, puntos, con ayuda de microfauna, dentro de no alcanzado en conjunto los 150 m. las calizas de facies urgoniana. Los límites cartográficos resultan en oca- 2.2.5. Complejo urgoniano siones difíciles de precisar por la semejanza litológica de algunos de los materiales del De acuerdo con la terminología usada por Complejo urgoniano con las sucesiones infra P. RAT (1959), incluiremos bajo esta denomi- y suprayacentes. El límite inferior está mar- nación a todo el conjunto heterogéneo de ro- cado casi siempre por la aparición de margas cas, desde calizas puras hasta arenas per- arenosas negras, generalmente laminadas, fectamente silíceas», en las que se asocian que contienen Orbitolinas y algunos restos los aportes terrígenos con materiales forma- de Ammonites (grupo de Parahoplites desa- dos a expensas del propio medio sedimenta- yesi). El superior lo hemos situado coinci- rio. Los constituyentes más representativos diendo con el techo de los niveles más altos son las calizas zoógenas formadas por orga- de las calizas de facies urgoniana (segundo nismos constructores (sobre todo rudistas del episodio urgoniano de P. RAT); a ellas se les grupo Toucasia) y caracterizadas por la casi superponen materia les detríticos, netamen- total ausencia de elementos detríticos; se pre- te diferentes, que se consideran ya pertene- sentan en masas más o menos irregulares dis- cientes al «Complejo supraurgoniano». puestas entre los demás tipos litológicos que componen el conjunto. LOS MATERIALES DEL COMPLEJO En ciertas ocasiones se utilizan términos URGONIANO tales como «Urgoniano» o «Urgo-aptense» para designar a estos materiales, pero ambos Dada la heterogeneidad litológica del Com- nos parecen imprecisos. Efectivamente, se- plejo urgoniano, con importantes y rápidos gún las conclusiones del «Coloquio sobre el cambios de facies, tanto en sentido horizon- Creticeo inferior», celebrado en Lyon en 1963; tal como en el vertical, resulta prácticamen- urgoniano (en minúscula) debe ser utilizado te imposible escoger un corte tipo que re- únicamente en sentido de facies y su empleo fleje, siquiera de manera aproximada, la se- se limitará «...a las calizas con Toucasia y a cuencia estratigráfica representativa de un las que están directamente asociadas a ellas». sector determinado. Por ello las descripcio- En la región estudiada, como se ha indicado, nes de estos materiales se harán a partir de junto a las facies típicamente urgonianas, se observaciones efectuadas en zonas más o me- ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 27 nos amplias, analizando en cada caso los das por otros autores como de edad Albien- cambios de facies más notables. se y que pertenecen al Complejo supraurgo- Por razones litológicas se han diferencia- niano. do en cartografía cuatro términos: calizas zoógenas masivas; calizas bien estratificadas; 2.2.5.1. El Complejo urgoniano en el limolitas y margas arenosas negras, y arenis- monte Ernio cas. Pero tal distinción no refleja con mucha Como ya se ha indicado, es entre las pro- exactitud toda la variedad de rocas existen- ximidades de Tolosa y el monte Pagoeta, al tes, que es muy amplia. Cada uno de los con- oeste de Aya, donde el Complejo urgoniano juntos separados es a su vez bastante com- alcanza los mayores espesores de toda la re- plejo. Además los cambios laterales de fa- gión estudiada, superando en algunos puntos cies se efectúan muchas veces de forma gra- los 1.000 m. de potencia. No obstante, aún dual, lo que hace que existan rocas con ca- aquí se aprecia una sensible variación en el racterísticas intermedias a las antes citadas. espesor de estas sucesiones de manera que El trabajo que P. RAT (1959) realizó so- las potencias totales disminuyen progresiva- bre el Complejo urgoniano de la Cuenca Vas- mente de NW a SE. co-cantábrica es muy completo y en él se ha- La distribución de las facies urgonianas ce un análisis detallado y bastante preciso, dentro del sector del Ernio es, desde luego, tanto de la estratigrafía como de las condi- bastante irregular, tanto los cambios de fa- ciones de sedimentación reinantes. Seguire- cies como de potencia se reflejan muy bien mos las líneas generales trazadas por dicho en el mapa geológico(1). En efecto, es frecuen- autor y utilizaremos su misma terminología, te que masas de varios centenares de metros limitándonos únicamente a describir los ma- de potencia de calizas cambien lateralmente teriales representados en el área estudiada a sedimentos terrígenos; tales cambios, aun- y las propias características de los afloramien- que rápidos, se realizan mediante una zona tos existentes. de transición, en la que se observan inden- En cuanto a las dataciones de las series, taciones entre los términos carbonatados y hay que advertir que se han efectuado de los arenosos. acuerdo con la zonación establecida por J. RA- Una secuencia característica de este sec- MIREZ DEL POZO (1971 a). tor puede considerarse la existente en la ver- En el mapa geológico del NE de Guipúzcoa tiente norte del monte Gazume. Allí el com- se aprecia el desigual desarrollo que presen- plejo urgoniano comienza con una sucesión ta el Complejo urgoniano de unos puntos a de lutitas grises, a veces casi negras, con una otros. Las mayores potencias aparecen en el laminación incipiente; entre ellas se interca- sector más suroccidental del área estudiada, lan niveles de areniscas cuarzosas con ma- en los montes Ernio y Pagoeta. Hacia el N, en triz limoso-arcillosa y algunas calizas arcillo- el monte Andatza, el espesor disminuye pro- sas: tampoco es raro encontrar pequeños pa- gresivamente y se observa a la vez que au- quetes de margas arenosas negras que con- menta la proporción de material terrígeno y tienen en ocasiones gran cantidad de Orbi- el tamaño medio de grano de las formaciones tolinas. Estos términos son los que se han detríticas del mismo. En el borde NW del Ma- denominado «esquistos con Parahoplites», ya cizo de Cinco Villas es donde peor desarro- que en ellos se encuentran con cierta fre- llo alcanzan estos materiales; sólo aparecen cuencia restos de ammonites asimilables al pequeños afloramientos discontinuos. de po- grupo de Parahoplites deshayesi (LAMARE, cos metros de espesor, con calizas bien es- 1936; RAT, 1959). tratificadas que jalonan la falla inversa que Las lutitas laminares representan un ho- limita al Paleozoico. Más al N, entre Oyarzun rizonte muy continuo en la base del Comple- e Irún, faltan los términos atribuibles al Com- plejo urgoniano; allí sobre materiales más (1) Consúltese, además de los mapas que acompañan antiguos, incluso palezoicos, reposan unas a esta memoria, la ya publicada Hoja de San Se- series detríticas azoicas que son considera- bastián (CAMPOS y GARCIA-DUEÑAS. 1975). 28 JUAN CAMPOS jo urgoniano en este sector, aunque muchas saridae, Textularidae, Miliolidos, Algas So- veces tienen un grosor tan reducido que no lenoporaceas y radiolas y placas de equínidos. pueden ser diferenciados en cartografía. Sin Tal biofacies podrían anunciar, según los embargo, materiales con una litología similar criterios de J. RAMIREZ del POZO, la proxi- a la que acaba de ser descrita se pueden en- midad del tránsito Aptiense-Albiense que, contrar a cualquier altura de la serie, bien aunque no ha podido ser detectado aquí, es formando intercalaciones delgadas entre tér- probable que se encuentre dentro de estas minos calizos o en espesos paquetes, a los calizas, igual que ocurre en la secuencia del que lateralmente se pasa desde las facies monte Andatza, que se describe a continua- francamente urgonianas. ción. Sobre los «esquistos con Parahoplites», en el monte Gazume, hay calizas de colores 2.2.5.2. El Complejo urgoniano en el grises a rosadas, bien estratificadas en ban- monte Andatza cos de 30-40 cm. de espesor, cuya litología En este sector afloran términos del Com- varía desde biomicruditas con intraclastos plejo urgoniano que, en conjunto, presentan a intrabiomicritas recristalizadas. En ellas se ligeras diferencias con los que existen en el ha reconocido la siguiente asociación: Sim- Ernio. Aquí, en general, las potencias son plorbitolina manasi ClRY y RAT, Bacinella algo inferiores a las observadas más al oeste. irregularis RADOICIC, Sabaudia minuta HOF- El espesor decrece progresivamente hacia el KER, Haplophragmoides greigi HENSON, Glo- NE, a lo largo del afloramiento que se ex- mospira sp., Cuneolina sp., Textularia sp., af- tiende por todo el flanco SW del sinclinal gas coralinas y fragmentos de Lamelibran- del monte Andatza; así, mientras al N de Zi- quios, Gasterópodos y Equínidos. zúrquil se puede estimar un espesor de unos Si se acepta la zonación establecida por 900 m., entre Urnieta y Hernani, sólo afloran J. RAMIREZ del POZO (1971 a) para el Ap- poco más de 100 m. Es posible, que esta tiense, corresponden a la parte inferior del reducción no sea tan exagerada como a pri- Aptiense superior. mera vista se contempla y en parte se deba Estas calizas son las que P. RAT denomi- a laminaciones tectónicas, que de hecho se na «pararfecifales» y en gran parte son cali- aprecian al NE de Andoain. zas biostrómicas, formadas por acumulación La proporción de facies terrígenas es ma- de los materiales procedentes de los edifi- yor en el Andatza que en el Ernio y este in- cios arrecifales. En el monte Gazume, se pue- cremento en la cantidad total de areniscas den observar, entre ellas, algunas pequeñas está acompañado de un aumento en su ta- intercalaciones de forma lenticular de cali- maño de grano. zas de rudistas. La secuencia más completa de estos ma- El espesor y la posición de este tipo de teriales se puede obtener en un corte efec- calizas son muy variables y lo que se ha di- tuado al norte de Aduna. Se comienza por cho antes, a este respecto, para las lutitas unos niveles de lutitas arcillosas laminadas y demás términos detríticos puede hacérse- de colores grises, semejantes a los que re- les extensivo. presentan la base en el monte Gazume, en Por último, la sucesión se ve coronada por las que, como únicos restos fósiles, se han una gruesa barra, continua, de calizas zoóge- observado placas y radiolas de Equínidos y nas masivas, ricas en Lamelibranquiv de Algas Dasycladáceas. La continuidad lateral gran tamaño, que resultan como carácter dis- de estos horizontes es muy escasa; en la tintivo. Las calizas se pueden clasificar co- zona donde se ha estudiado este corte apa- mo biolititos de rudistas, biomicruditas o dis- recen con una forma lenticular. micritas, siempre con un porcentaje muy ele- Encima existe un pequeño lentejón, tam- vado de CO3Ca. Hacia la mitad del paquete bién poco continuo lateralmente, de calizas se han reconocido una microfacies caracteri- masivas, zoógenas, con una litología similar zada por: Mesorbitolina texana texana (ROE- a la de los niveles superiores del Ernio; es MER), Coskinolinella sp., Dorothia sp., Nodo- decir, se trata de calizas con alto contenido ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 29

de CO3Ca, que se pueden clasificar como bio- conulus SCHROEDER; en la parte alta hemos Iíticos de rudistas, dismicritas, y biodismicri- localizado asociaciones referentes al tránsi- tas, a veces recristalizadas. En la parte baja to Aptiense-Albiense (según RAMIREZ DEL de estas calizas, la biofacies reconocida es- POZO, 1971 a), tales como: Simplorbitolina tá constituida por: Sabaudia minutta (HOF- conulus SCHROEDER, Mesorbitolina texana KER), Haplophragmoides sp.. placas y radio- texana (ROEMER), Lythophillum amphiroaefor- las de Equínidos, espículas de esponjas, Mi- me (ROTHPL.), Mesophillum sp., Archaeoli- liolidos, Textularidae y fragmentos de Lame- thothamnium sp., Haplophragmoides sp., Al- libranquios. gas Solenoporáceas, fragmentos de Lameli- En su cima hemos datado la parte inferior branquios y Radiolas y placas de Equínidos. del Aptiense superior, caracterizada por la Según esto, la parte terminal del Comple- asociación Sabaudia minuta (HOFKER), Sim- jo urgoniano pertenece ya al Albiense. plorbitolina manasi ClRY y RAT, Bacinella irregularis RADOICIC, Mesorbitolina texana te- 2.2.5.3. El Complejo urgoniano en el sector xana (ROEMER), Spiroculina sp., Glomospira de Gaztelumendi sp., Haplopharagmoides sp., A taxophragmiide Se caracteriza por un predominio de los y Miliolidos. términos carbonatados y por presentar un Al lentejón calizo le sigue, refiriéndonos espesor más reducido que en los sectores todavía al corte de Aduna, un tramo formado antes estudiados. Aquí, conforme a los cri- por la alternancia irregular de limolitas y are- terios de datación aceptados hasta ahora, to- niscas, litológicamente semejantes a las que do el Complejo urgoniano queda comprendi- coronan el Complejo Purbeck-Weald. En otros do en el Aptiense, localizándose por encima cortes, en los que faltan las lutitas y calizas una laguna estratigráfica que abarca, al me- inferiores del Complejo urgoniano, se hace nos, todo el Albiense; en efecto, sobre las problemática la localización del límite entre calizas urgonianas del Gaztelumendi, se apo- ambos complejos. ya el Cretácico superior. Las areniscas de Aduna están formadas Los primeros niveles atribuidos al Comple- en un 90% por granos de cuarzo muy bien re- jo urgoniano son unos lechos, en conjunto de dondeados: contienen además pequeñas can- muy poco espesor, de lutitas laminadas gri- tidades de fragmentos rocosos y de chert: la ses con restos de Ammonites («esquistos con matriz está constituida por óxidos de hierro Parahoplites»), interestratificados con cali- y arcilla. zas arcillosas. A continuación comienza un Aunque sin fauna, la edad Aptiense supe- grueso paquete de calizas masivas, de colo- rior del tramo queda definida por las datacio- res generalmente grisáceos, con elevado con- nes efectuadas en los materiales infra y su- tenido en CO3Ca y gran cantidad de Lameli- prayacentes. El espesor es muy constante en branquios y Orbitolinas. En la parte alta de todo el afloramiento urgoniano al SW de An- estas calizas se intercalan cuerpos lenticula- doain; entre esta localidad y Hernani, sin em- res de areniscas de tamaño de grano medio, bargo, está ausente, siendo difícil precisar si de color amarillo-rojizo, que contienen lamini- su desaparición se debe únicamente a causas llas de mica blanca, que le confieren cierta estratigráficas, o, por el contrario, a lamina- hojosidad, y nódulos ferruginosos. El cambio ciones tectónicas. de facies entre las calizas y estas areniscas La parte superior de la sucesión corres- se hace de forma gradual, pasando por una ponde a un paquete de calizas urgonianas ma- alternancia de calizas arenosas y lechos de sivas, a veces muy recristalizadas y litológi- areniscas. camente muy similares a las del lentejón ca- En el techo de estas calizas, culminando lizo que acabamos de describir. La biofacies la serie, se ha determinado una asociación se mantiene idéntica hasta aproximadamente que permite situar este límite dentro del Ap- la mitad del paquete; a este nivel destaca la tiense superior. La biofacies consta de: Sim- desaparición de Simplorbitolina-manasi CIRY plorbitolina conulus SCHROEDER, Mesorbitoli- y RAT, que es sustituida por Simplorbitolina na texana texana (ROEMER), Sabaudia minu- 30 JUAN CAMPOS

ta (HOFKER), Bacinella irregularis RADOICIC cico superior». Se caracteriza por su impor- y Coskinolinella sp. tante contenido en material terrígeno, procedente de recrudecimiento de los procesos ero- 2.2.5.4. Otros afloramientos del Complejo sivos en los márgenes continentales de la urgoniano cuenca; el relieve quedó rejuvenecido a causa de los movimientos ante-cenomanenses, ad- Aparte de los ya descritos, únicamente mitidos por muchos autores en el área pire- quedan por mencionar algunos afloramientos naica (FEUILLÉE y RAT, 1971). asociados a estructuras diapíricas y los que bordean, por el NW, al Macizo de Cinco Villas. Las secuencias, considerada la cuenca en De entre los primeros sólo son dignos de su totalidad, son de carácter regresivo. Sin reseñar los que aparecen en los diapiros de embargo, en el área estudiada, se adopta una Zarauz y en el de Martutene (al SE de San disposición más bien referible a oscilaciones, Sebastián). El Complejo urgoniano en Zarauz no generalizadas, de bloques, primeramente está constituido por materiales eminentemen- levantados y posteriormente subsidentes. Es- te detríticos, sobre todo lutitas y margas are- to implicaría la existencia de hiatos, aunque nosas, entre los que se intercala un pequeño no los hayamos podido valorar exactamente, lentejón de calizas masivas y algunas masas, dada la escasez de fauna. también de forma lenticular, de areniscas mi- La identidad cartográfica del Complejo cáceas. supraurgoniano es clara, pero su edad preci- Al SE de San Sebastián, afloran pequeñas sa es difícil de establecer. En diversos puntos masas de calizas masivas en Martutene y en de la cuenca se ha constatado la existencia el monte Txoritokieta. En ambos casos, los de términos del Albiense superior y del Ce- contactos son siempre tectónicos por lo que nomaniense inferior. El conjunto, en Guipúz- es imposible determinar, los espesores rea- coa, queda comprendido entre las calizas ur- les. gonianas, que se sitúan en el límite Aptiense- También en el borde de Cinco Villas aflo- Albiense y los primeros niveles, más ricos ran de manera discontinua delgados paque- en fauna, del Cenomaniense superior. Con to- tes de calizas urgonianas, alineadas según la do, es probable, y así ha sido advertido (RAT, falla que limita al Macizo. Se trata siempre 1959), que los límites no sean isocronas, si- de calizas bien estratificadas, con Orbitolinas, no que puedan coincidir con hiatos de ampli- y a veces con débiles proporciones de granos tud no determinada. de origen detrítico. Las potencias observadas El carácter transgresivo del Complejo su- son siempre muy reducidas, pues nunca se praurgoniano se hace más perceptible con- superan los 50 m., pero esto no es muy sig- forme nos aproximamos al Macizo de Cinco nificativo por cuanto toda la zona está muy Villas. En su borde NW, los materiales de- tectonizada y las laminaciones son muy fre- tríticos supraurgonianos son de grano muy cuentes e intensas. grueso y llegan a reposar discordantemente Al norte de la línea Oyarzun-Rentería no sobre el Paleozoico. Más al interior de la cuen- aflora el Complejo urgoniano y, como ya he- ca, en los afloramientos de los montes An- mos indicado anteriormente, series detríticas datza y Ernio, las facies son de grano más fi- del Albiense reposan sobre materiales más no, aunque persiste la naturaleza predominan- antiguos. te detrítica; es de señalar el incremento en la proporción de cemento de precipitación 2.2.6. Complejo supraurgoniano química. P. RAT (1959) denomina Complejo are- Al sur del Macizo de Cinco Villas, concre- noso supraurgoniano a «un conjunto potente tamente en la vertiente meridional de Gaz- de areniscas, margas compactas o esquis- telumendi, no están representados los ma- tos....» que se intercala entre «los últimos teriales del complejo supraurgoniano y térmi- horizontes del Complejo urgoniano y los pri- nos del Cretácico superior reposan directa- meros niveles del flysch margoso del Cretá- mente sobre calizas datadas del Aptiense. ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 31

2.2.6.1. Materiales supraurgonianos del das hiladas de conglomerados. Al microsco- borde NW de Cinco Villas pio, estas areniscas se manifiestan formadas esencialmente por granos de cuarzo y «chert» El Complejo supraurgoniano aflora a lo largo de tamaño arena media, bien redondeados y de todo el borde NW del Paleozoico, entre Vi- seleccionados: están cementadas por sílice llabona e Irún. Al NE de Hernani, existen tam- de crecimiento secundario; hacia la parte al- bién materiales supraurgonianos con la mis- ta el tamaño de grano disminuye y va aumen- ma facies, pero en puntos algo alejados del tando progresivamente la proporción de ma- actual macizo: se relacionan con los bordes triz micáceo-arcillosa. Más arriba y por me- de algunas estructuras diapíricas (Santiago- diación de un tramo de limos y areniscas de mendi, San Marcos, Oyarzun). grano fino, alternantes, se pasa a una suce- El mejor corte, sobre todo para los nive- sión de 100 m. de limos y arcillas bien es- les basales, se obtiene en la carretera que tratificadas, de colores amarillentos, con lo desde Oyarzun se dirige al Castillo del Inglés; que termina la sucesión (1). en el km. 12 de la carretera se pueden ob- De las observaciones efectuadas en la servar los términos más bajos de su suce- vertiente NW de las Peñas de Aya y en los sión supraurgoniana, que en este punto repo- alrededores de Oyarzun, P. FEUILLÉE (1967) sa sobre materiales del Trías. Comienza es- concluye que la edad de su sucesión debe ta sucesión por 3 ó 4 m. de limos y arcillas ser la misma que la de las areniscas de As- de colores amarillentos y rojizos que, en pe- cain, datadas como Albiense (DELOFFRE, queños afloramientos, se confunden con los 1959, in FEUILLÉE, op. cit.). materiales del Keuper y de hecho deben pro- Aunque en conjunto, las sucesiones supra- venir de la removilización de sedimentos urgonianas son uniformes de unos cortes a triásicos. La intercalación de finos niveles otros del borde NW del Macizo, se observan carbonosos es un buen carácter diferencial. algunas variaciones relativas, sobre todo, al Sobre los limos coloreados se sitúan unos tamaño medio de grano de los componentes 50 m. de secuencias rítmicas, en las que se detríticos; tales diferencias dependen de la repiten conglomerados, areniscas y, por úl- proximidad relativa al borde de la cuenca. Las timo, limos y arcilla. Los conglomerados son ritmitas basales con conglomerados sólo se de cantos cuarcíticos bien redondeados, aun- presentan bien desarrolladas en los alrede- que a veces se reconocen otros de areniscas, dores de Oyarzun. Más al N, en el sector de semejantes a las del Trías inferior; el tama- Minas de San Narciso, el Complejo supraur- ño de los cantos oscila alrededor de los 5 cm. goniano, que reposa directamente sobre ma- Las areniscas que les suceden son cuarcíti- teriales paleozoicos, muestra en su base are- cas y con matriz micácea; presentan colores niscas de grano medio, con esporádicas in- blanquecinos y rosados, y ocasionalmente se tercalaciones de conglomerados. Al SW de aprecia en ellas estratificación cruzada. Cada Oyarzun, jalonando la falla inversa que limi- ritmo termina en lutitas de colores grisáceos ta el Paleozoico, las sucesiones supraurgo- y rojizos, que dan paso a un delgado horizon- nianas se inician con areniscas y limos, que te de materia carbonosa. El espesor del ritmo predominan sobre materiales de granulome- completo oscila entre 3-4 m. y las superfi- tría más grosera; es presumible que el lími- cies de separación entre ritmos consecutivos te de la cuenca estuviera más al E que el suelen ser erosivas; a veces las secuencias borde actual del Macizo. se encuentran truncadas, tanto en su base 2.2.6.2. El Complejo supraurgoniano en el como en su cima. Andatza y en el Ernio La sucesión continúa con un espesor va- En el sector del monte Andatza, forman- riable (hasta 400 m.) de areniscas en grue- do el núcleo de un amplio sinclinal de direc- sos bancos y con superficies de estratifica- ción NE-SW, aflora una sucesión supraurgo- ción irregulares, entre las que se disponen delgados lechos de limos de color amarillo. (1) Las potencias señaladas son válidas para el sector Eventualmente se intercalan en ellos delga- Oyarzun-Irún. 32 JUAN CAMPOS

Areniscas de grano grueso con intercalaciones de Limos y arcillas, bancos de conglomerados alternantes. y niveles de limos y arcillas carbonosos.

Limos y margas apizarradas con intercalaciones de areniscas. Areniscas de cemento silíceo con delgadas intercalaciones de limos y conglomerados.

Alternancia de areniscas, limos y arcillas, con niveles carbonosos.

Complejo urgoniano. Secuencias rítmicas de conglomerados, areniscas Fig. 7. Sucesión del Complejo supraurgoniano en el y limos. monte Andatza.

Limos y arcillas. El color es amarillo y presentan frecuentes Fig. 6. Sucesión del Complejo supraurgoniano al NE. concreciones ferruginosas. Este primer paque- de Oyarzun. te de la serie que tratamos tiene un espesor muy variable entre 50 y 300 m. niana, diferente a las descritas. Los materia- Las areniscas son de grano fino y están les siguen siendo predominantemente detrí- formadas principalmente por cuarzo y, en me- ticos, pero se aprecia en ellos una conside- nor proporción, fragmentos rocosos; la ma- rable disminución en el tamaño de grano, en triz, que puede representar el 30% de la ro- relación con las secuencias del borde del ca, la constituyen arcilla, mica y óxidos de Macizo de Cinco Villas. hierro; el cemento es calcáreo. Las limolitas La columna estratigráfica, que se descri- tienen laminación paralela, que resalta con birá a continuación, se ha establecido a par- gran nitidez por la existencia de finísimas tir de observaciones efectuadas, por una par- acumulaciones ferruginosas, y en ocasiones te, en los caminos que dirigen desde Aduna se ha reconocido también laminación cruzada. hacia el monte Andatza, para los términos Por encima se sitúa un tramo potente y inferiores y, por otra, en las pistas foresta- monótono, de más de 500 m. de espesor, en les existentes al S de Aguinaga. el que alternan repetidas veces limos y mar- Al N de Aduna, sobre las calizas masivas gas apizarradas con areniscas. Los primeros urgonianas, comienza la sucesión por un tra- 20-30 m. de este gran paquete son limosos, mo formado por términos detríticos, en los estratificados en bancos de hasta 50 cm., con que se dan alternancias de areniscas y limos. intercalaciones arcillosas delgadas; los limos con arcillas y delgados niveles carbonosos. son de color gris oscuro, casi negros, con ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 33

Fig. 8. Principales columnas de los Complejos urgoniano y supraurgoniano en el NE. de Guipúzcoa. abundantes pajitas de mica dispuestas en lá- nos de areniscas y limolitas micáceas amari- minas paralelas, que confieren al material llas: son cantos poco redondeados, con ta- una hojosidad incipiente: el tamaño de gra- maño que no suele exceder de 5 cm. y con no, en algunos bancos, sobrepasa el límite una matriz sobre todo limosa y arenosa, y del limo y se han clasificado como areniscas una estratificación grosera en bancos de has- de grano fino; el cemento es calcáreo. El resta 2 m. Los conglomerados se distribuyen co- to se caracteriza por la alternancia reiterada mo cuerpos lenticulares dentro del conjunto de horizontes limosos y arcillosos, con es- detrítico más fino. Hay que hacer notar que tratificación más fina. Por el modo de pre- los materiales de grano grueso sólo han si- sentarse, se les ha considerado como un do observados en este corte; más al W, en flysch («flysch negro» de RAT, 1959, y FEUI- las inmediaciones del Alto de Andazarrate, LLÉE, 1967). Sin embargo, conviene notar la el Cenomaniense superior reposa sobre tér- ausencia de niveles propiamente turbidíticos. minos equivalentes a los del paquete de li- La sucesión supraurgoniana termina en el mos y arcillas alternantes. monte Andatza, con 300 m. de areniscas y conglomerados. Las areniscas, en bancos de En el monte Ernio, el Complejo supraur- 1 m. son de grano grueso, cuarzosas o cuar- goniano está representado por una sucesión cíticas y con matriz limoso-arcillosa: presen- monótona de limos calcáreos y pizarras, con tan colores amarillos y rojizos y suelen estar alguna intercalación de calizas arcillosas bien interestratificados con delgados niveles de estratificadas en lechos de poco espesor, y limos y arcillas carbonosas. De vez en cuan- algún delgado nivel de areniscas de grano do se reconoce algún banco conglomerático, fino. En conjunto, la fracción detrítica es más con cantos generalmente cuarcíticos y algu- fina que en el Andatza. 34 JUAN CAMPOS

Fig. 9. Ensayo de correlación entre las principales sucesiones del Jurásico y Cretácico inferior del NE. de Guipúzcoa.

2.2.7. Sucesiones del Cenomanience y, por otra parte, las sucesiones están suje- superior-Campanience tas a importantes variaciones en sus espesores; a este respecto baste señalar que, Son los materiales conocidos como «flysch frente a los 1.500 m. del Cretácico superior cretácico superior» (LAMARE, 1936; RAT, reconocidos en Orio-Usúrbil, sondeos efec- 1959, etc.), si bien en esa denominación se tuados entre San Sebastián e Irún sólo han incluían los niveles del Maastrichtiense y los conseguido cortar unos 500 m. (JEREZ MIR que marcan la transición Cretácico-Paleoceno. et al., 1971). El apelativo de «flysch» no es del todo co- El estudio de nuestro Cretácico superior, rrecto, puesto que sólo la parte superior pue- que quedaría comprendido dentro de las fa- de ser considerada como tal. cies que P. LAMARE (1936) llama «flysch nor- El carácter transgresivo del Cenomanien- pirenaico», se ha referido a tres sectores en se superior es manifiesto a escala de la cuen- los cuales se presenta con características ca, pero la transgresión se aprecia mal en ligeramente diferentes: nuestra área porque la mayor parte de los contactos entre estas sucesiones y los términos 1) Al NW del Macizo de Cinco Villas. Es inferiores son tectónicos. donde más extensamente afloran las sucesiones y donde mayores potencias Los sedimentos depositados desde el Ce- se alcanza. Dentro de esta zona se ob- nomaniense superior hasta el Campaniense servan, no obstante, variaciones apre- llegan a rebasar los 1.500 m. de espesor. De ciables de unos sectores a otros. esta importante acumulación, únicamente los 100-200 primeros metros corresponden al Ce- 2) Al S de Cinco Villas. Porción pertene- nomaniense superior-Santoniense. La despro- ciente a la llamada «Depresión inter- porcionada distribución de potencias a lo lar- media» por P. LAMARE. Es el área en go del Cretácico superior ha llamado la aten- donde mejor se aprecia el carácter ción de otros autores, hasta hacerles admi- transgresivo del Cenomaniense supe- tir hiatos anteriores al Campaniense (FEUI- rior. LLÉE, 1967; RAMIREZ del POZO, 1971 al. La 3) Cuenca de Vera de Bidasoa. Dentro de existencia de tales hiatos es problemática ya nuestros límites de trabajo sólo exis- que, como se verá, hemos conseguido obte- ten pequeños afloramientos, pellizca- ner microfaunas del Cenomaniense, Turonien- dos por la falla de Aritxulegui, zona se, Coniaciense, Santoniense y Campaniense. que debió servir de comunicación en- Desde luego, no podemos garantizar absolu- tre la cuenca de Vera y la existente tamente la continuidad en la sedimentación al NW del actual macizo. ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 35

2.2.7.1. Al NW de Cinco Villas El Cretácico superior se presenta en este sector en un gran afloramiento que, desde Irún, en dirección SW, atraviesa en diagonal la hoja de San Sebastián. Al sur de esta ca- pital el afloramiento queda dividido en dos ramas por el sinclinal del monte Andatza. La rama meridional forma parte de una estructura sinclinal limitada al NW por el anticlinal diapírico Hernani-Andoain y al SE por el macizo paleozoico; en la rama septentrional, entre San Sebastián y Zarauz, se localizan las mayores acumulaciones y las sucesiones más completas. Las potencias son muy variables en este vasto afloramiento. Los mínimos espesores se sitúan en el sector de Irún; hacia el W, el grosor aumenta progresivamente, y en la columna de Orio se puede superar los 1.500 m. A continuación describiremos las secuencias más características de los diferentes sectores de esta zona. ENTRE SAN SEBASTIAN Y ZARAUZ Se pueden distinguir dos tramos diferenciables litológicamente, uno inferior de naturaleza calcáres-arcillosa y otro superior y mucho más potente, flyschoide. El tramo inferior(1) tiene una potencia difí- cilmente calculable, ya que frecuentemente está reducido por laminaciones tectónicas; sin embargo, es posible que no supere los Fig. 10. Sucesión del Cenomaniense superior - Campa- 200 m. de espesor. Está formado esencial- niense en el sector de Orio-Usúrbil. mente por calizas arcillosas, generalmente El tramo inferior aflora de manera conti- con colores rosados, a veces son verdosas o nua entre Aya y San Sebastián, alineándose, grises; suelen contener una pequeña propor- generalmente con buzamientos invertidos, a ción de granos de cuarzo de tamaño limo, la lo largo de la falla inversa de Usúrbil, que li- fractura es astillosa o concoide y la estratifi- mita al norte la estructura sinclinal del cación normalmente es buena, en lechos con monte Andatza. Habitualmente estos mate- superficies irregulares y con un espesor de riales son pobres en fauna y ésta suele estar 30-40 cm. En ocasiones, como ocurre unos mal conservada: sin embargo, en varios pun- cuatro kilómetros al este de Aya, donde, por tos han podido ser recogidas muestras con otra parte, se manifiesta con su máximo asociaciones que datan hasta el Santoniense grosor, se presenta como calizas micríticas, superior. En los alrededores de Usúrbil, en el mucho menos arcillosas de color gris y es- km. 10 de la carretera Bilbao-San Sebastián (1) tratificadas en bancos de más de 50 cm. de hemos comprobado la existencia de Cenoma- espesor. niense superior-Turoniense inferior con: Rota- (1) Este tramo inferior fue considerado como Maas- lipora greenhornensis (MORROW), Dicarine- trichtiense en un trabajo anterior (CAMPOS y GARCIA-DUEÑAS, 1974 c). El error en la atribución fue motivado por el perecido litológico y por va- (1) Precisamente este corte ha sido citado por P. FEUI- rias dataciones sobre microfaunas que han resulta- LLÉE (1967), quien únicamente encontró microfau- do ser incorrectas. nas del Coniaciense. 36 JUAN CAMPOS lla difformis (BOLLI), Praeglobotruncana ste- zado por la asociación, presente en varios phani (GANDOLFI), Marginotruncana tarfa- cortes, de: Globotruncana elevata (BRO- yaensis (LEHMANN), Dicarinella schneegan- TZEN), G. fornicata PLUMMER, G. trinidaden- si (SIGAL), Rotalipora cushmani (MORROW). sis GANDOLFI, G. stuartiformis DALBIEZ, Por otra parte, en el sector de Lasarte, en G. rossetta CARSEY, G. arca (CUSHMAN), el camino que se dirige hacia el N desde el G. linneiana (D'ORBIGNY), G. sp. aff. ventri- km. 9 de la misma carretera, hemos datado cosa WHITE, Dorothia crassa (MARSSON) , el Santoniense con: Marginotruncana angus- Gyroidina nitida (REUSS), Lituotuba lituifor- ticarinata (GANDOLFI), Marginotruncana mis CUSHMAN y JARVIS(1). pseudolinneiana PESSAGNO, Marginotruncana El Campaniense superior también resulta renzi (GANDOLFI) , Marginotruncana corona- muy rico en microfauna, con asociaciones de: ta (BOLLI), Archaeoglobigerina cretacea Globotruncana arca (CUSHMAN), G. trinida- (D'ORBIGNY). densis GANDOLFI, G. bulloides VOGLER, En Ayete, al norte de Hernani, hemos po- G. cf. austinensis GANDOLFI, Globotruncana dido constatar que todavía el Santoniense sp. intermedia entre G. fornicata PLUMMER superior queda incluido en el tramo inferior, y G. contusa (CUSHMAN), G. gaudkoffi MAR- ya que en la cima existe la asociación: Glo- TIN, G. cf. stephensoni PESSAGNO, G. cf. botruncana fornicata (PLUMMER), Globotrun- plummerae GANDOLFI, G. caliciformie VO- cana aff. elevata (BROTZEN), Globotruncana GLER, G. ventricosa WHITE, G. lapparenti tri- lapparenti BROTZEN, Marginotruncana renzi carinata QUEREAU, Reusella szajnoschae (GANDOLFI). (GRZYBOWSKI), Verneuilina cf. munsteri El tramo superior corresponde a una su- REUSS, Dentalina cf. lorneiana D'ORBIGNY. cesión monótona con caracteres de verdade- Paleontológicamente no ha podido ser lo- ro flysch, constituida por una alternancia irre- calizado el límite Campaniense-Maastrichtien- gular de calizas, margas, pizarras sedimen- se. No obstante, por encima de los términos tarias, limolitas, calizas arenosas, etc., en bien datados como Campaniense superior, se las que se encuentran frecuentes estructuras sitúan otros litológicamente diferentes y que sedimentarias primarias, características de serán tratados más adelante, que suministran secuencias turbidíticas, tales como lamina- una abundante fauna del Maastrichtiense; su- ción paralela y cruzada, lechos gradados, ponemos que el límite cronoestratigráfico po- «convoluted laminations», estructuras de de- dría coincidir con el cambio vertical de lito- formación sinsedimentarias, etc.; de estas logía. estructuras se pueden observar bellos ejem- ENTRE OYARZUN Y VILLABONA plos en el talud de la carretera de Bilbao a San Sebastián, entre Usúrbil y Orio. La estra- También en este sector se pueden distin- tificación es muy uniforme, en lechos de unos guir dos tramos, aunque litológicamente algo 25 cm. de espesor. Litológicamente, se han diferentes, sobre todo el inferior, de los exis- clasificado, entre otros tipos, limolitas cal- tentes en él, antes considerado. cáreas, micritas arcillosas, arcillitas calcá- El tramo inferior es litológicamente varia- reas, areniscas carbonatadas, etc.; el conte- ble a lo largo del borde del Macizo: Entre nido detrítico en todas ellas correspondiente Ereñozu y Oyarzun se presenta bajo forma de a tamaño limo o arena fina, es apreciable. pizarras calcáreas, de color gris y superficie Recordemos que en algunos cortes, Orio por brillante, bien estratificadas. Son rocas for- ejemplo, el tramo superior rebasa los 1.500 m. madas por minerales micáceo-arcillosos y El alto contenido faunístico de este po- barro micrítico, entre las que hay dispersos tente tramo flyschoide permite la datación granos de cuarzo de tamaño limo en propor- precisa del Campaniense; aproximadamente (1) En opinión de M. A. LAMOLDA, que amablemente el tercio inferior del tramo pertenece al Cam- ha clasificado nuestras microfaunas, existen formas paniense inferior y el resto, con más desa- más propias del Campaniense superior que del in- rrollo, al Campaniense superior. ferior. Sin embargo la ausencia de formas de tran- sición a G. contusa que aparecen más arriba, nos ha El Campaniense inferior viene caracteri- decidido por el Campaniense inferior. ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 37 ción muy baja; diferencias alternativas de Pseudocyclamina sp., Textularidae, placas y composición confieren a la roca una lamina- radiolas de Equínidos y fragmentos de Lame- ción característica. En ocasiones se pueden libranquios; en este punto las facies basales observar en estos términos cantos dispersos, del tramo inferior resultan algo más areno- angulosos y de tamaño centimétrico, forma- sas. dos por restos de pizarras del Paleozoico; un La potencia del tramo inferior es variable buen ejemplo se tiene en el afloramiento y en ocasiones difícil de estimar, pero suele existente unos dos kilómetros al S del barrio oscilar entre 200 m. al S de Oyarzun y 50 m. Iturrioz, de Oyarzun. en Fagollaga, como valores extremos. Más al SW, las facies se hacen más car- El tramo superior es muy similar al des- bonatadas y se pierde la hojosidad, a la vez crito para el sector entre San Sebastián y que se intercalan niveles margosos. Este Zarauz. Se presenta como una alternancia mo- cambio litológico es la causa de que el tra- nótona y muy potente de calizas, margas, ca- mo inferior se haga parecido al superior y por lizas arenosas y areniscas, bien estratifica- ello no están diferenciados en cartografía al das, con características de flysch; entre sus SW de Fagollaga. niveles se observan con frecuencia episodios La microfauna del tramo inferior es poco turbidíticos, con estratificación gradada, la- abundante, sobre todo en el sector más no- minacion disturbada (convoluted beds) y la- roriental, donde predominan las facies arci- minación paralela; existen también huellas llosas. Más al Sur, cuando se hace más calde corriente en la base de algunos lechos y, cáreo y abundan las intercalaciones margo- a veces pliegues y brechas intraformaciona- sas, han podido ser datados varios pisos del les. En los horizontes inferiores del paquete Cretácico superior. Así, en el flanco N del se ha recogido una fauna que data aún el domo de Fagollaga, en cuyo núcleo afloran Santoniense ya que se encuentra Globotrun- areniscas del Complejo supraurgoniano, y a cana aff. austinensis GANDOLFI. En este calo largo de la carretera de Goizueta a Her- so el tramo superior comprendería el Santo- nani, hemos podido reconocer la presencia niense terminal y el Campaniense. del Turoniense con Globotruncana aff. linneiana (D’ORBIGNY); en el flanco S del mismo ENTRE OYARZUN E IRUN anticlinal, las dataciones son más precisas, Entre Oyarzun e Irún el Cretácico superior al haberse reconocido el Cenomaniense supe- presenta diferencias notables respecto a las rior en la parte baja del tramo y más arriba zonas anteriormente consideradas. Estas di- el Turoniense y el Santoniense. ferencias se acentúan sobre todo hacia el NE, El Cenomaniense superior presenta aso- en las proximidades de Irún; estriban princi- ciaciones como Pithonella sp., Rotalipora appe- palmente en la reducción de la potencia y en ninica (RENZ), R. greenhornensis (MORROW), una mayor abundancia de niveles detríticos. Praeglobotruncana sp., Hedbergella sp., Tex- Los dos tramos distinguidos más al W son tularia sp., Tritaxia sp., etc. En lechos supe- indiferenciables aquí. riores, el Turoniense se caracteriza por: Mar- Donde es posible la observación, la suce- ginotruncana helvetica (BOLLI), M. sigali sión presenta en su parte más baja caracte- (REICHEL), M. pseudolinneiana PESSAGNO y rísticas similares a los últimos horizontes M. Coronata (BOLLI). Finalmente el Santo- del Complejo supraurgoniano; está formada niense, con: Marginotruncana pseudolinneia- por 50 m. de margas arenosas de color gris na PESSAGNO, M. marginata (REUSS), M. co- azulado, entre las que se intercalan algunos ronata (BOLLI), Hedbergella sp., Heterohellix niveles muy delgados de calizas arcillosas. sp., etc. Al S. del monte Zubelzu, en la base de estos En el Km. 12 de la carretera de Astigarra- niveles existen horizontes de brechas forma- ga a Oyarzun, al W de un pequeño afloramien- das esencialmente por cantos calizos angulo- to de Kouper diapírico allí existente, se ha sos; mucho más escasos son otros de arenis- confirmado la existencia del Cenomaniense cas y cuarcitas, estos más redondeados que superior con Orbitolina conice (D’ARCHACH), los de caliza; el cemento es calcáreo. 38 JUAN CAMPOS

Hacia la parte alta de estos primeros 50 m. LLALOBOS, 1977, etc.); no se puede apre- se hacen más frecuentes los niveles calizos, ciar por observaciones efectuadas en nuestra presentándose como una alternancia de cali- área, ya que el contacto está en gran parte zas arcillosas y margas. A partir de varios tectonizado. Sin embargo, más al E, en la levigados de las margas se ha constatado la hoja de Sumbilla (n.º 90) y particularmente existencia de Turoniense-Coniaciense, por la al E de Ezcurra, hemos constatado que los presencia de Praeglobotruncana stephaní materiales del Cretácico superior reposan in- (GANODOLFI) y Globotruncana sigali (REI- distintamente sobre términos paleozoicos, CHEL). triásicos o jurásicos. Otros autores citan, pa- Al S del monte San Marcial (Irún), la su- ra ciertos cortes, la existencia de conglome- cesión prosigue con un paquete (20 m., má- rados y brechas poligénicas basales. ximo) de calizas grises, a veces algo areno- En la vertiente S del Gaztelumendi y en sas, bien estratificadas, aunque en lechos de el puerto de Urto el Cretácico superior se grosor desigual. Parecen prolongar, al lado apoya sobre calizas aptienses y comienza Sur de la frontera, las llamadas calizas de por unos metros de argilitas calcáreas, de Behobia, (FEUILLÉE y SIGAL, 1965); las ca- color gris azulado (amarillas por alteración), lizas de Behobia, mejor representadas en te- que poseen una hojosidad muy grosera. Más rritorio francés, donde se las considera cla- arriba se pasa a una sucesión flyschoide de ramente transgresivas, han sido datadas por más de 400 m., en la que alternan irregular- dichos autores como Santoniense. Al S del mente margas hojosas, calizas arcillosas y monte San Marcial desaparecen y, sobre los algunos niveles de areniscas y calizas are- términos atribuibles al Coniaciense, existe nosas; todos los niveles están regularmente una sucesión muy monótona (300-400 m.) en estratificados en lechos que raramente su- la que alternan lechos de calizas arcillosas, peran los 25 cm. de espesor. En los horizon- areniscas y margas, y algunos horizontes del- tes más arenosos se ven en ocasiones es- gados de chert; los niveles de chert son más tructuras sedimentarias primarias («flute escasos hacia la parte alta de su sucesión, cast», «convoluted beds», etc.). que se hace progresivamente flyschoide, Los numerosos levigados efectuados han aunque sin llegar a la frecuencia de turbidi- resultado estériles o sin fauna característica. tas de otros sectores. P. FEUILLÉE (1967) supone, sin argumentos En los últimos 100 m. y en diversos pun- definitivos, que los niveles basales pueden tos, hemos obtenido microfaunas del Campa- ser del Coniaciense; por su parte F. K. EWERT niense superior, muy rico en formas tales (1964, in VILLALOBOS, 1977), al E de Leiza como: Globotruncana lapparenti BROTZEN, G. consigue datar el Turoniense en las brechas aff. caliciformis VOGLER, G. cf. rosseta y conglomerados basales. En consecuencia, (CARSEY), G. elevata (BROTZEN), G. cf. gan- es probable que la sucesión completa incluya sseri BOLLI, G. globulosa (EHREMBERG), G. buena parte del Senoniense. linneiana (D'ORBIGNY), G. lapparenti BRO- TZEN, G. stuartiformis DALBIEZ, Spiroplecta- 2.2.7.3. Terminación occidental de la cuenca mina dentata (ALTH), Gaudryina laevigata de Vera de Bidasoa FRANKE, Dorothia crasss (MARSSON), Reu- Son pocos los afloramientos del Cretáci- ssella szajnochae (GRZYBOWSLY), etc. co superior de la Cuenca de Vera existentes al W del río Bidasoa; por añadidura son de ex- 2.2.7.2. El Cretácico superior al S de tensión reducida y se hallan pellizcados a lo Cinco Villas largo de la falla de Aritxulegui. El trazado de Forma parte de la llamada por P. LAMA- la falla parece coincidir con la zona que de- RE «Depresión intermedia», que se extiende bió servir de comunicación a la Cuenca de desde el Sur de Tolosa hasta Elizondo. Vera. El carácter transgresivo de la sucesión, Para el mejor conocimiento del Cretácico ya reconocido anteriormente por diversos superior de Vera de Bidasoa remitimos al autores (LAMARE, 1936; FEUILLÉE, 1967; VI- examen de algunos de los trabajos publica- ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 39 dos (RICHTER, 1963; FEUILLÉE, 1964 y 1967; gerina sp. y Robigerineloides sp. Al norte de CAMPOS et. al., 1975). Aguinaga, en un camino que, desde la ca- El corte del Bidasoa, el más completo del rretera de Bilbao a San Sebastián, sube en extremo occidental de la cuenca, deja ver una dirección al monte Talaigaña, el Maastrich- sucesión compuesta por un tramo basal, con tiense contiene: Globotruncana gansseri BO- calizas brechoides y calizas masivas zoóge- LLI, G. lapparenti tricarinata QUEREAU, G. nas («calizas con Caprinidos» del Cenoma- ventricosa WHITE, G. linneiana (D'ORBIGNY), niense de FEUILLÉE, 1964) que resultan de G. elevata BROTZEN, G. area (CUSHMAN) y la consolidación de gravas y fangos de ori- Racemiguembelina fructicosa (EGGER) . gen arrecifal. La parte superior es de naturaleza más El tramo superior está formado por una calcárea y representa al Daniense. Está for- alternancia de margas apizarradas y calizas mada por calizas de color rosa salmón bien arcillosas de color azulado (amarillos por al- estratificados en lechos de unos 30 cm. de teración), con algunas intercalaciones de le- espesor. Litológicamente corresponden en chos de areniscas. Las muestras recogidas ciertos cortes, a micritas arcillosas, con un han resultado estériles por lo que no pueden contenido variable de carbonato cálcico, pues ser hechas precisiones sobre la edad. En el hay muestras que dan hasta un 93%, mien- sector de Vera de Bidasoa, unos kilómetros al tras que otras no sobrepasan el 65-75%; en E del área que hemos estudiado, L. VILLALO- otros cortes, el paquete ostenta un carácter BOS (in CAMPOS et al., 1975) ha podido dis- más arcilloso, y los análisis no dan más de tinguir dos tramos, el inferior de edad Turo- un 35-45% de carbonato, correspondiendo el niense medio-Coniaciense medio y el supe- resto a la fracción arcillosa y fósiles. En lí- rior Coniaciense superior-Campaniense. neas generales se puede decir que la propor- ción de calizas disminuye de este a oeste. 2.2.8. Materiales Maastrichtienses. En cualquier caso los materiales son muy Transición Cretácico- Paleógeno fosilíferos, con ricas microfaunas del Danien- Sobre los materiales del Campaniense su- se. En las canteras situadas 1 km. al SW de perior y en un afloramiento prácticamente Fuenterrabía, hemos encontrado: Globigerina continuo que se extiende desde Fuenterrabía pseudobulloides (PLUMER), G. triloculinoides hasta Zarauz, se sitúan unos términos de li- PLUMMER, G. daubjergensis BRONNIMANN y tología y coloración, característica, en los Globorotalia uncinata BOLLI. En el sector de que han podido ser datados el Maastrichtien- Orio, el Daniense queda caracterizado con: se y el Daniense. Globigerina gr. mackannai WHITE, G. daubjer- De abajo a arriba, se distingue una varia- gensis BRONNIMANN, G. triloculinoides ción ciertamente apreciable en la litología, PLUMMER, G. alanwoodi EL-NAGGAR G. pseu- variación más acusada en la mitad oriental. dobulloides PLUMMER, Globorotalia compre- La parte inferior es más margosa y está for- sa (PLUMMER) y G. angulata WHITE. mada esencialmente por margas y calizas La potencia del conjunto Maastrichtiense muy arcillosas con fractura concoide, que y Daniense es reducida y ligeramente varia- presentan casi siempre tonalidades rosadas ble de unos sectores a otros. El máximo es- o rojas vivas: otras veces y sobre todo en pesor se presenta entre San Sebastián y los niveles más bajos, los tonos son verdo- Fuenterrabía, en donde se puede estimar en sos o azulados. Este tramo margoso es siem- unos 75 metros de los que aproximadamente, pre muy fosilífero y en él hemos datado re- los 25 m. superiores deben corresponder a petidamente el Maastrichtiense con una abun- las calizas del Daniense y el resto al Maas- dante microfauna de foraminíferos planctó- trichtiense. Hacia el W este grosor se redu- nicos. En Fuenterrabía se han determinado, ce apreciablemente y en los alrededores de entre otros: Globotruncana contusa CUSH- Orio no debe superar los 30 m., a la vez que MAN, G. cf. rossetta (CARSEY), G. calca- el Daniense como ya se ha indicado, se hace rata CUSHMAN, G. lapparenti tricarinata QUE- más margoso y se confunde litológicamente REAU, G. linneiana (D'ORBIGNY), Rugoglobi- con el Maastrichtiense. 40 JUAN CAMPOS

2.3. MATERIALES PALEOGENOS Los materiales preorogénicos más moder- nos de entre los que afloran en la región estudiada tienen una edad que comprende desde el Paleoceno medio hasta el Eoceno inferior. Unicamente se presentan en la zona cos- tera de Guipúzcoa, en la que, por sus propias características litológicas, forman una alinea- ción montañosa que, desde el Cabo Higuer Areniscas cuarzosas de hasta Zumaya, constituye una barrera que se- cemento calcáreo para la costa de las tierras del interior. (formación Jaizkíbel) En general, las formaciones terciarias tienen un marcado carácter de flysch y en algunas de ellas se superponen turbiditas con diferentes direcciones de aporte, lo que plantea interesantes problemas paleogeográficos. Se pueden distinguir dos formaciones bien definidas litológicamente, que serán tratadas a continuación. En la parte inferior se sitúa el que llamaremos Flysch de Guipúzcoa, y, sobre él, la Formación Jaizkíbel. En el sector oriental, entre San Sebastián y Fuenterrabía, las dos formaciones están bien diferenciadas, ya que al flysch de Guipúzcoa, de edad Pa- leoceno medio-superior, se superpone una potente sucesión areniscosa de más de 1.000 m., que abarca hasta el Eoceno inferior (forma- ción Jaizkíbel). Pero más al W, en Orio, las Sucesión flysch de calizas, dos formaciones se interpenetran de forma areniscas y margas que en la parte inferior de la formación Jaiz- (flysch de Guipúzcoa). kíbel y suturados como cambio lateral de facies, se intercalan tramos de flysch de Gui- púzcoa. Margas y calizas 2.3.1. El Flysch de Guipúzcoa arcillosas. Consideramos, por una parte, los afloramientos existentes entre San Sebastián y Fig. 11. Sucesión del Maastrichtiense y Paleógeno en- Fuenterrabía, en donde tiene menor potencia tre San Sebastián y Fuenterrabía. y puede ser perfectamente diferenciado de la formación superior, y, en segundo lugar, los En este perfil la secuencia presenta un situados más al W, representados por el cor- espesor que no supera los 400 m. Se caracte «tipo» de Orio, en el que se observan, in- teriza por las reiteradas alternancias de ni- tercalados, algunos tramos de areniscas de veles turbidíticos con otros de precipitación Ia formación Jaizkíbel. química y puede decirse que los términos de- tríticos representan aproximadamente el 25 ENTRE SAN SEBASTIAN Y FUENTERRABIA por 100 del espesor que en total correspon- Un buen corte de estos términos puede de a la sedimentación de pizarras sedimenta- estudiarse en la playa de Fuenterrabía, en el rias. Las secuencias de los ciclotemas del talud al W de la carretera que se dirige des- flysch no suelen presentarse completas, de de el centro urbano hacia la punta del Cabo modo que son frecuentes las secuencias trun- Higuer. cadas en la base, carentes de su correspon- ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 41

diente intervalo de extrema gradación. Se tor, un corte realizado a 3 km. al este de reconocen en muchos bancos los intervalos Orio, en el camino que parte del Km. 17 de de laminación paralela, laminación disturba- la carretera de San Sebastián a Bilbao, y as- da («convoluted beds») y el episodio lutíti- ciende hasta el monte Talaigaña. En este cor- co; algunas de las secuencias están trunca- te, sobre los niveles datados como Danien- das en su cima. se, afloran: La base de cada secuencia suele corres- 1) En la base, un paquete de calizas gri- ponder a areniscas cuarzosas feldespáticas, ses masivas, con una potencia varia- con hasta el 5 por 100 de feldespatos, la li- ble y que se acuñan lateralmente. El tología de intervalo pelágico es del tipo de espesor medio se puede estimar en biopelmicritas limosas en paso a dismicritas, unos 40-65 m. Litológicamnte corres- que terminan habitualmente coronadas por ponden a biosparitas con intraclastos, biomicritas arcillosas. con un contenido aproximado de En los lechos lutíticos, en Fuenterrabía, 96-98% de carbonato cálcico. hemos recogido una abundante microfauna de 2) Sigue una alternancia de calizas de foraminíferos planctónicos. Gracias a ella he- grano fino con areniscas y algunos ho- mos confirmado la datación del flysch, que rizontes limosos; la potencia es de queda incluido en el Paleoceno medio y su- aproximadamente, 50 m. y, lo mismo perior; otros autores han citado una edad que el tramo anterior, se acuñan late- semejante (SAAVEDRA, 1971; KRUIT et al., ralmente. Los lechos calizos se pue- 1972). En la parte inferior de la secuencia, el den clasificar como biomicritas más Paleoceno medio queda bien determinado con: o menos arcillosas; en ellos se obser- Globigerina compressa PLUMMER, G. pseudo- van, en ocasiones, algunas estructuras bulloides PLUMMER, G. aff. triloculinoides de «slumping» y olistostromas. PLUMMER, G. ex. gr. mckannai (WHITE), Glo- 3) Más arriba se intercala un paquete de borotalia angulata (WHITE) , G. oclusa LOE- areniscas feldespáticas, con un espe- BLICH y TAPPAN, Pelosina complanata FRAN- sor aproximado de unos 40-50 m., estra- KE, Trochamminoides aff. proteus KARRER, tificado en bancos cuyo grosor oscila Tritaxia pyramidata REUSS, Verneuilina trian- entre 1-2,5 m. Hacia el W, junto a Za- gulata COOK, Clavulina parisiensis D’ORBIG- rauz, cuando, tras acuñarse, desapare- NY, etc. La parte superior puede ser conside- cen los paquetes carbonatados 1 y 2 rada como Paleoceno superior por contener: mencionados, estas areniscas reposan Globorotalia cf. velascoensis (CUSHMAN), G. directamente sobre los materiales del pseudomenardii BOLLI , G. triloculinoides Daniense. Litológicamente correspon- PLUMMER, Cibicides sp., Asterigerina sp., etc. den a subarcosas y protocuarcitas po- En la margen derecha de la ría de Pasa- bres en fragmentos rocosos; sus ca- sajes se puede observar una secuencia si- racterísticas son similares a las que milar a la de Fuenterrabía, aunque aquí las posee la formación Jaizkíbel, situada, condiciones de observación son mucho peo- más al este, sobre el flysch paleoce- res por estar parte de los términos ocultos no. De hecho los aportes de arenas por la vegetación o por las edificaciones. El deben guardar relación con los mis- Paleoceno medio ha librado: Globorotalia mos fenómenos y áreas de alimenta- occlusa LOEBLICH y TAPPAN, G. acqua CUSH- ción que han determinado la acumula- MAN y RENZ, G. cf. subbotinae MOROZOVA, ción de la formación Jaizkíbel; a este G. cf. uncinata-carinata EL-NAGGAR, G. cf. si- respecto es interesante consultar la mulatilis (SCH WAGER) y Globigerina linaper- fig. 13, en la que se ensaya la corre- ta FINLAY. lación entre las columnas de Fuente- rrabía y Orio. AL OESTE DE SAN SEBASTIAN 4) Se prosigue con una sucesión de ca- Tomaremos como tipo, para la parte in- racterísticas flysch, muy semejante a ferior del flysch de Guipúzcoa en este sec- la observada en la playa de Fuenterra- 42 JUAN CAMPOS

bía, aunque la potencia es aquí mucho mayor: se puede estimar que oscila alrededor de los 1.000 m. Los niveles de Areniscas cuarzosas, con ritmitas se encuentran también trunca- cemento calcáreo dos por su base o por su cima; en la (formación Jaizkíbel) base de cada secuencia se suelen encontrar areniscas cuarzosas feldespá- ticas (5% de feldespatos), mientras que los intervalos pelágicos son de biopelmicritas bastante arcillosas. Tam- bién se observan frecuentes huellas de muro en los lechos más areniscosos, tales como «flute-casts», marcas de carga, etc.; la dirección de aportes, deducida del estudio de huellas de co- Sucesión flysch de calizas rriente, es E-W, por lo que son, tam- areniscas y margas bién axiales. (flysch de Guipúzcoa). En la formación flysch y a unos 150 m. del techo se intercala un paquete de areniscas semejantes a las descritas en 3) y que, asimismo, suponemos aso- ciables a la formación Jaizkíbel (ver fig. 12). Es estudio de las microfaunas planctóni- cas, en los cuatro paquetes diferenciados en el perfil de Orio, permite constatar que el lí- mite inferior de la sucesión, se sitúa en el Areniscas faldespáticas. Paleoceno medio, tal como ocurre al E de San Sebastián, mientras que el límite superior Calizas y areniscas. queda incluido ahora dentro del Eoceno infe- Calizas masivas. Margas y calizas rior. arcillosas. El paquete inferior calizo (paquete 1 de la Fig. 12. Sucesión de Maastrichtiense y Paleógeno en sucesión) contiene términos del Paleoceno el sector de Orio. medio, caracterizado por: Globorotalia com- presa (PLUMMER), G. occlusa LOEBLICH y MAN Y RENZ, G. bollii EL-NAGGAR, Acarini- TAPPAN, Haplophragmoides aggeri CUSHMAN, na cf. crassata densa (CUSHMAN), A. inter- Pelosina complanata FRANKE, Cibicides sp., media (SUBBOTINA) y Globigerina mckannai Bathysiphon sp., etc. (WHITE). Los niveles superiores siguen sien- En el paquete 2, se ha datado el Paleoce- do del Ypresiense, con abundante representa- no medio-superior, con: Globorotalia simulati- ción de: Globigerina yeguaensis WEINZERL y lis (SCHWAGER), G. angulata WHITE, G. pseu- APPLIN, Globorotalia crassata (CUSHMAN) y domenardii BOLLI, G. aequa CUSHMAN y G. subbotinae subbotinae MOROZOVA. RENZ, Globigerina ex. gr. mckannai (WHITE) y G. linaperta FINLAY. 2.3.2. La formación Jaizkíbel En el paquete 4, ya que en el 3 los levi- Es una potente formación de litología muy gados efectuados han resultado estériles, característica, que se dispone, en la zona cos- todas las muestras recogidas dan faunas del tera, sobre los materiales del Flysch de Gui- Eoceno inferior. En la base hemos datado el púzcoa, formando un suave arco de concavi- Ypresiense inferior, con asociaciones de: Glo- dad al N, desde el Cabo Higuer hasta unos borotalia subbotinae subbotinae MOROZOVA, 10 km. al W de Zarauz. Localmente, en San G. simulatilis (SCHWAGER), G. aequa CUSH- Sebastián y en Zarauz, el trazado del arco se ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 43 ve perturbado por la interferencia de otras Las estructuras de corriente son muy fre- estructuras. cuentes en el muro de los estratos de arenis- La formación Jaizkíbel se compone de pocas. El estudio regional de las mismas refle- tentes bancos de areniscas cuyo grosor, de ja la existencia de un patrón divergente en varios metros, crece de abajo hacia arriba, abanico, en el que las corrientes, inicialmen- por lo general. Son areniscas cuarzosas de te la dirección N-S (perpendiculares, por tan- color amarillo por alteración y cemento cal- to, al eje de la cuenca), se curvan hasta ad- cáreo; están formadas por un entramado de quirir una dirección próxima a la E-W. granos de cuarzo bien redondeados, que pue- Intercalados entre los gruesos bancos are- den constituir hasta el 90% de la roca (siem- niscosos, se disponen delgados niveles de pre más del 75%), y cantidades subordina- naturaleza arcillosa; en ocasiones las inter- das de feldespatos y fragmentos rocosos; los calaciones son tan finas que los bancos de bancos suelen presentar una ligera gradua- areniscas se apoyan prácticamente unos so- ción en el tamaño de grano y, en el conjun- bre otros. Son lutitas que presentan siempre to de la sucesión, el tamaño medio de grano una cierta pizarrosidad. se hace mayor hacia la parte alta de la mis- Recientemente se ha llegado a la conclu- ma. Es frecuente encontrar en el techo de sión de que la formación Jaizkíbel se originó los bancos areniscos superficies erosionadas por acumulación de material detrítico en la y rellenas por nuevos sedimentos. La mayo- desembocadura de un profundo cañón subma- ría de los lechos presentan laminación para- rino (KRUIT, BROUWER and EALEY, 1972). Pa- lela y en ellos se observan estructuras for- ra ellos, el hecho de que la granulometría de madas durante la compactación del material las areniscas sea más grosera hacia la parte sedimentario (existen bellos ejemplos de alta de la secuencia, a la vez que aumenta «disch-structures» y «pillar-structures»). progresivamente el espesor de los bancos,

Fig. 13. Correlación entre las principales sucesiones del Cretácico superior y Paleógeno 44 JUAN CAMPOS es indicativo de que se trata de la parte me- cuerda con la asignada desde los trabajos de dia de un cono de deyección submarino, de M. RUIZ de GAONA (1948) a nuestra forma- acuerdo con el modelo propuesto para este ción Jaizkíbel. tipo de depósitos por WALKER Y MUTTI Como ejemplos de algunas de las datacio- (1973) (in KRUIT et al., 1975). Además, han nes efectuadas citaremos las correspondien- estudiado la fauna contenida en estos mate- tes a varios cortes. riales, encontrando fósiles que, aunque ne- En la ría de Orio, y en los términos más ríticos están claramente rodados; el estudio altos de la formación en este perfil, hemos de las especies bentónicas, por otra parte, encontrado: Globorotalia simulatilis (SCHWA- les lleva a la conclusión de que la acumula- GER), G. crassata (CUSHMAN). En la playa ción se debió verificar a una profundidad va- de Ondarreta, en San Sebastián: Globorotalia riable entre 1.000 y 4.000 metros. Estiman aragonensis MUTALL, G. crassata (CUSH- también que los materiales arenosos se han MAN) ; Chiloguembelina sp., Bulimina sp. En depositado por corrientes de gravedad, que, fin, en el monte Jaizkíbel han aparecido aso- como es sabido, pueden ocurrir a cualquier ciaciones, en las cuales están presentes: Glo- profundidad; por añadidura, no hay eviden- borotalia aequa CUSHMAN y RENZ, G. arago- cias de ningún otro fenómeno o proceso pro- nensis crater FINLAY, G. pseudotopilensis pio de aguas poco profundas. (SUBBOTINA), Globigerina inaequispira SUB- Al E de San Sebastián, entre el monte Ur- BOTINA, G. linaperta FINLAY, G. yeguaensis gull y Fuenterrabía, la formación Jaizkíbel al- WEINZERL y APPLIN, Lenticulina nitidus canza su máximo desarrollo visible, superan- (REUSS), Fissurina cf. crumenata (CUSH- do los 1.000 m. de espesor. La base de la for- MAN), Cibicides pseudownellerstorfi COLE. mación areniscosa se sitúa todavía en el Pa- leoceno superior, ya que en la ría de Pasajes 2.4. CONSIDERACIONES PALEOGRAFICAS hemos encontrado, en sus primeros niveles PARA EL CICLO SEDIMENTARIO Discocyclina seunesi DOUVl LLE y Discocyclina ALPINO aff. barkeri VAUGHAN y COLE, que rápida- mente dan paso a microfaunas del Eoceno in- La historia sedimentaria post-hercínica co- ferior. Nuestra atribución concuerda con la mienza en nuestra región a partir del Trías, establecida por KRUIT et al. (1975). puesto que es improbable que los términos Por otra parte, al W de San Sebastián, basales, de los atribuidos al Buntsandstein, según hemos señalado ya al tratar el flysch representen el Pérmico. de Guipúzcoa, un apreciable espesor (más Todo el período sedimentario que procede de 900 m.) de niveles flyschoides infrayacen- al paroxismo alpídico está caracterizado por tes forman parte del Eoceno inferior, si bien una sucesión de megarritmos transgresivos poseen paquetes intercalados de areniscas y regresivos, para los cuales hay que imagi- de características similares a las de Jaizkíbel nar, a veces, causas de índole tectónica. El (fig. 12). Así, la formación de Jaizkíbel, en- ciclo sedimentario culmina con la acumula- tre Zarauz y San Sebastián, queda compren- ción de un flysch eoceno, que precede a la dida en el Eoceno inferior y muy por encima orogénesis pirenaica propiamente dicha. del tránsito al Paleoceno. La diacronía del lí- La cordillera hercínica, levantada al final mite entre el flysch de Guipúzcoa y la forma- del Carbonfero, debió ser pronto arrasada y, ción Jaizkíbel es, por lo tanto, manifiesta y durante el Pérmico, se habría conseguido el puede suponerse motivada por la existencia desmantelamiento de buena parte de sus re- de al menos dos grandes conos de deyección lieves. Durante el Trías se depositan sedi- submarinos cuyos reiterados aportes nutren mentos terrígenos cada vez más maduros, lo los distintos sectores de la cuenca, en dife- que indica el estado de peniplanización pre- rentes momentos del Paleoceno terminal o viamente alcanzado. La carencia de fósiles de el Eoceno inferior. las sucesiones triásicas impide precisar las En ningún punto hemos recogido faunas condiciones reinantes durante la acumulación posteriores al Eoceno inferior, edad que con- del Buntsandstein, que, en líneas generales ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 45 coincide con la implantación de un régimen cillosas multicolores. Los niveles terminales, continental de clima árido. de naturaleza dolomítica, representan la evo- El Trías medio está localmente marcado lución hacia las condiciones marinas que van por una leve etapa de transgresión, que da a reinar durante gran parte del Jurásico. lugar a sedimentos marinos de naturaleza cal- JURASICO Y CRETACICO INFERIOR cárea y dolomítica. La transgresión, sin embargo, no debe tener un carácter general; el El período comprendido entre el comienzo mar debió cubrir sólo pequeñas áreas, las del Jurásico y el del Cretácico superior es más deprimidas, quedando gran parte de la de fuertes oscilaciones y los importantes región en condiciones subaéreas, como lo cambios de facies, reflejan la indudable exis- prueba el hecho de que, en la mayoría de los tencia de inestabilidad tectónica en la cuen- sectores en que afloran materiales triásicos, ca de sedimentación. Son dos los máximos no se presenten los materiales carbonatados de inestabilidad más destacables, ya resal- del Muschelkalk, existiendo una aparente con- tados por los autores que han trabajado en la tinuidad entre el Trías inferior y el superior. Cuenca Vasco-Cantábrica; el primero se si- Finalmente, en el Trías superior se gene- túa aproximadamente en el límite Jurásico- ralizan de nuevo las condiciones de aridez y Cretácico y corresponde a la conocida como se implanta un régimen favorable a la preci- «fase neocimmérica», mientras que el segun- pitación de evaporitas, junto con margas ar- do es Albiense («fase austrica»). Aparte de

Fig. 14. Distribución de los sedimentos marinos del Jurásico. 1, áreas que reciben sedi- mentación durante el Dogger; 2, área en la que no están representados los materiales del Dogger; 3, límite actual del Macizo de Cinco Villas; 4, límite probable del área de sedimentación durante el Lías. 46 JUAN CAMPOS

estos episodios más importantes es posible acerca de la paleogeografía de la cuenca ju- diferenciar otros de menor relevancia que in- rásica, se pueden añadir algunos comentarios fluyeron también en la sedimentación (1). más sobre el Jurásico guipuzcoano. Al comienzo del Jurásico gran parte del Ya anteriormente diversos autores han pre- área estudiada se ve invadida por el mar; la sentado modelos paleogeográficos que, aun sucesión jurásica está constituida, como se- siendo en algunos casos producto de extra- ñala R. SOLER (1972), por dos megarritmos. polaciones de áreas limítrofes, resultan bas- El megarritmo inferior, transgresivo, co- tante acertados. P. LAMARE (1936) hace un mienza con brechas dolomíticas, dolomías, esquema de la distribución de los depósitos carniolas, etc., representativas, según el ci- jurásicos alrededor de los macizos paleozoi- tado autor, de un medio lagunar hipersalino, cos, del que se puede obtener una informa- característico de extensas transgresiones; so- ción muy exacta de la disposición de esa bre estos términos, las calizas laminadas, que cuenca sedimentaria. El mismo R. SOLER, generalmente coronan el primer tramo dife- después de analizar las series del Jurásico renciado en el Lías, son depósitos caracte- entre la Sierra de Aralar y Tolosa, concluye rísticos de plataforma de marea. Culmina es- diciendo que, durante este período, la zona ta primera etapa transgresiva con calizas ar- de Tolosa y Gaztelumendi funcionó como una cillosas oscuras, de color gris azulado, debi- pequeña cubeta marginal, alargada en direc- do a la conservación de materia orgánica: son ción E-W, y separada del resto de la cuenca propias de un medio marino profundo, con un (el surco de Aralar) por el alto fondo de Al- bajo nivel de energía y pobreza de oxígeno zo-Leiza. (ambiente reductor). El modelo que se puede deducir de nues- A los términos arcillosos de color oscu- tras observaciones es muy similar al de ro se superponen, en la zona meridional del R. SOLER, si bien al N de Tolosa se comple- área considerada, unos niveles de calizas a ta con nuevas precisiones. veces nodulosas y algo arenosas que, según En un supuesto corte NE-SW (fig. 17), la R. SOLER, representan el comienzo del se- cuenca jurásica de Guipúzcoa aparece cons- gundo megarritmo antes enunciado, esta vez tituida por dos surcos (Tolosa y Hernani), regresivo, que culminará, a escala regional, separados por una zona de umbral situada con una emersión casi general y la acumula- entre Urnieta y Andoain. Quizás el surco de ción de potentes series detríticas en el Jurá- Tolosa fuera simplemente una pequeña cube- sico terminal y Cretácico basal. Este tramo ta marginal de dirección E-W, como sugiere calizo, cuya edad es atribuida al Dogger, es- la disminución de la subsidencia en esa di- tá desigualmente representado: el mayor de- rección, reflejada en la reducción de los es- sarrollo se alcanza en el sector de Tolosa y pesores representados en las secuencias. Gaztelumendi (150 m.), mientras que en la Al NE de San Sebastián, nos encontraría- vertiente N del monte Gazume no se supe- mos en la zona marginal de la cuenca, estan- ran los 50 m. y, en Aduna, los 20-30 m. Como do emergido el sector más septentrional del señalábamos en el epígrafe 2.2.3., las posi- área estudiada (sector de Irún-Peñas de Aya). bles calizas del Dogger desaparecen hacia No se tienen datos más al SE de la falla el N, en Urnieta, y vuelven a encontrarse pe- inversa de Ereñozu, límite actual del Macizo queños afloramientos en Hernani, pero al N de Cinco Villas; sin embargo, a tenor de la de esta localidad, no sólo faltan las calizas extraordinaria reducción de potencia que se del Dogger, sino que las facies del Lías su- observa en los pequeños afloramientos jurá- perior son más detríticas (margas limosas) sicos que jalonan dicho accidente, se pueden que las de la misma edad en otros sectores. suponer que gran parte del Macizo ha debi- Aunque los datos son insuficientes para do permanecer emergido, aunque sus límites elaborar un mapa de isopacas, que ilustra no corresponderían a los ahora existentes. Tampoco disponemos de datos, por la fal- (1) Algunas fases de inestabilidad secundarias, intra- ta de afloramientos, al W de una línea que urgonianas, han sido precisadas recientemente (GARCIA-MONDEJAR, com. pers.). uniera Hernani, Andoain y Aya. Desde luego ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 47 es cuestionable la continuidad de los surcos del Dogger inferior, o quizás Lias superior; de Gaztelumendi y Hernani, puesto que po- representan al umbral de Urnieta-Andoain, drían representar un borde de cuenca, festo- mal definido en sus límites y extensión, y que neado alrededor del Macizo hercínico. se prolonga desde mediados del Jurásico A partir del Calloviense, o quizás del Ox- (fig. 17). Así se da paso a la reducida cube- fordiense, se dejan sentir los primeros efec- ta (?) de Hernani, de muy difícil delimita- tos producidos por la llamada fase neocimmé- ción por la escasez de afloramientos de Pur- rica. En la zona más occidental de la cuenca beck-Weald. Pirineo-cantábrica (en la provincia de Santan- Podemos decir que la fase neocimmérica der), la regresión, que ya se acusa en el Ca- provocó, en Guipúzcoa, un débil levantamien- lloviense, trae como consecuencia la acumu- to general, responsable del retroceso de la lación de espesas series depositadas en me- línea de costas, sin que se modificara sus- dio continental; en la zona oriental de Gui- tancialmente el relieve preexistente; los púzcoa se manifiesta asimismo el carácter aportes terrígenos, cuando predominan sobre regresivo aunque predomina el carácter ma- la sedimentación química, son poco impor- rino de los depósitos. En opinión de J. RA- tantes y, casi siempre de grano fino. El ca- MIREZ del POZO (1969) el borde la cuenca rácter regresivo alcanza su máximo hacia fi- purbeck-Weald se situaría siguiendo aproxima- nales del Jurásico, pero no es sincrónico en damente la línea San Sebastián-Pamplona. toda la región. Los sedimentos del Complejo Purbeck- Tras la activa sedimentación terrígena, de Weald son principalmente calizas arenosas, régimen continental o marino restringido, con areniscas de grano fino y arcillitas. General- que comienza el Cretácico, la cuenca Vasco- mente son azoicos, aunque en algún punto cantábrica sufre una nueva transgresión a se han encontrado restos de fósiles marinos principios del Aptiense. En los bordes de los y pueden contener lechos carbonosos e, in- macizos paleozoicos vascos, sin embargo, es- cluso, pequeñas láminas de carbón (vertien- ta transgresión fue aún incompleta y proba- te norte del monte Gazume). El pequeño ta- blemente quedaron en gran parte emergidos; maño de grano del sedimento, pese a la pro- los límites del mar aptiense debieron ser pa- ximidad del borde de cuenca y la conserva- rcidos a los del Lías y Dogger. Efectivamen- ción de la materia orgánica señalan como te, hacia el N se observa una progresiva dis- más probable un medio de sedimentación de minución del espesor en las series del Com- aguas tranquilas, en el que la materia orgá- plejo urgoniano y al N de Rentería ya no hay nica aportada fuese abundante. Por otra par- representación de estos materiales, coinci- te, el relieve del área circundante debió de diendo aproximadamente con la línea a partir ser tan poco abrupto como para que las even- de la cual se efectuaba, en el Lías superior, tuales corrientes de agua que desembocaran el cambio hacia facies más litorales. En el en el mar no transportaran sedimentos detrí- borde del Macizo de Cinco Villas el Comple- ticos gruesos. jo urgoniano no rebasa los 100 m. de espe- La distribución de afloramientos y poten- sor, lo que representa también una importan- cias en estas sucesiones detríticas sugieren te reducción frente a los 1.000 m. que se al- un esquema paleogeográfico muy similar al canzan más a W (corte de Aduna, por ejem- descrito para el período precedente, aunque plo). Conviene advertir que una parte de las naturalmente el área de sedimentación que- reducciones de potencia observadas obedece daría más restringida. Los materiales del Com- al carácter transgresivo o regresivo de cier- plejo Purbeck-Weald se concentran en la zo- tas formaciones post-aptienses. na que considerábamos como más subsidente El mar aptiense sera poco profundo (alre- para el Jurásico, el surco de Tolosa, surco dedor de 100 m., según RAMIREZ del POZO, en comunicación abierta con la cuenca viz- 1971 a), de aguas agitadas y templadas que caina. Hacia el N y NE del surco de Tolosa permitieran la vida de organismos arrecifa- se alcanzan dominios en los que posiblemen- les. La subsidencia del fondo de la cuenca y te materiales aptienses se apoyan sobre los la acumulación, incluidos los aportes detríti- 48 JUAN CAMPOS cos fueron notables, consiguiéndose así la mo sublitarenitas con fragmentos rocosos de formación de potentes sucesiones que pue- origen sedimentario o de bajo metamorfismo den superar los 1.000 metros de espesor. y menos del 1% de feldespatos, nos informan A pesar de encontrarse en un mar agita- sobre un área fuente ubicada en el dominio do, en el interior del entramado arrecifal las de los actuales macizos paleozoicos. aguas debían estar en calma, explicándose Es de suponer que la cantidad de material así la abundante matriz micrítica contenida terrígeno aportado a la cuenca controlara en por estas formaciones. Probablemente debido cierto modo la formación en la misma de a los gases liberados por la actividad bioló- construcciones organógenas. Cuando los apor- gica, en estos depósitos se forman galerías y tes detríticos fueran escasos se desarrolla- fisuras que han sido ocupadas, inmediata o rían con facilidad los edificios arrecifales que posteriormente, por calcita espática, originán- condicionaría a su vez, al disponerse irregu- dose dismicritas y biodismicritas, que pue- larmente en el fondo de la cuenca, la acumu- den ser consideradas como microfacies típi- lación del material alóctono. Intermitente- cas de estos sedimentos. mente, llegarían a la cuenca mayores canti- Litológicamente, el Complejo urgoniano dades de aportes terrígenos, que modifican se compone (véase epígrafe 2.2.5.) de cali- el medio sedimentario y dificultan el pro- zas organógenas recifales o pararecifales y ceso bioconstructor; la causa de estos apor- de sedimentos detríticos, lutitas y areniscas. tes masivos de material podría encontrar- Precisamente las areniscas, clasificadas co- se en una inestabilidad tectónica que pro-

Fig. 15. Extensión de área de acumulación del Complejo urgoniano. 1, límite probable de la cuenca. ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 49

Fig. 16. Distribución de los materiales del Complejo supraurgoniano. 1, facies del borde de Cinco Villas: 2, materiales de características flyschoides («flysch negro» de Rat, 1959). 3, área sin representación del Complejo supraurgoniano; 4, límite actual del Macizo de Cinco Villas: 5, límite posible del área de acumulación supraurgoniana. dujera el levantamiento y rápida erosión a partir de entonces. Los movimientos dias- de las zonas marginales, emergidas, de la tróficos verticales vigorizan los procesos ero- cuenca, tal como ha sido anteriormente su- sivos y, como consecuencia, la cuenca re- gerido por algunos autores (FEUILLÉE y cibe enormes cantidades de materiales terrí- RAT, 1971) y recientemente demostrado genos que se acumulan en potentes sucesio- en otras zonas de la región Cantábrica nes detríticas que, en ocasiones, llegan a al- (GARCIA MONDEJAR, com. pers.). La pro- canzar más de 1.000 m. ximidad del área fuente es, a nuestro jui- A escala regional esta inestabilidad tec- cio, la causa de que se den tan reiteradamen- tónica origina un levantamiento general y las te interpenetradas las facies organógenas y secuencias son de carácter regresivo sobre las detríticas. los materiales infrayacentes (FEUILLÉE y RAT, Hacia la mitad del Albiense y coincidien- 1971). Sin embargo, como ya se indicó ante- do con la sedimentación supraurgoniana, se riormente, en el borde norocciental de los Pi- contempla en la región un nuevo período de rineos Vascos estos movimientos tectónicos inestabilidad tectónica que influye enorme- debieron ocasionar una fragmentación en blo- mente sobre los depósitos que se acumulan ques, de tal manera que quedarían unos le- 50 JUAN CAMPOS vantados y serían fuertemente erosionados, ño medio de grano más pequeño y alcanzan mientras que otros serían hundidos y subsi- grandes espesores (unos 1.000 metros en el dentes, recibiendo gran cantidad de sedimen- monte Andatza). La litología predominante tos. está formada por arcillitas negras impurifica- Con esta fragmentación el dispositivo pa- das por elementos detríticos de tamaño limo leogeográfico, que había permanecido con o arena, que en ocasiones contienen peque- pocas variaciones durante gran parte de la ñas cantidades de micrita y foraminíferos cal- historia sedimentaria precedente, se ve mo- cáreos pelágicos. En segundo lugar, por su dificado considerablemente; zonas que ha- importancia volumétrica, se encuentran las bían recibido importantes cantidades de se- areniscas, generalmente impurificadas por ar- dimentos (sector de Gaztelumendi) se ven cillas y carentes de feldespatos; más espo- ahora elevadas y sometidas a la erosión; por rádicamente aparecen conglomerados y are- el contrario, otras que habían permanecido niscas conglomeráticas, cuyos cantos mayo- emergidas durante largo tiempo (sector de res son de fragmentos rocosos de rocas se- Oyarzun-Irún) son ahora invadidas por las dimentarias (chert, areniscas) y metamórfi- aguas y reciben los materiales erosionados cas (cuarcitas, esquistos cuarzo-moscovíti- de las áreas levantadas circundantes. cos), y excepcionalmente se pueden encon- En la región estudiada hemos distinguido trar algunos niveles de calizas. dos tipos de facies correspondientes al Com- Todos estos materiales, que provienen del plejo Supraurgoniano. En la parte más orien- desmantelamiento de las zonas emergidas, tal y bordeando los macizos paleozoicos, las se debieron acumular en una zona profunda series son detríticas y de carácter litoral: en la que las condiciones euxínicas permi- hacia el norte, al hundirse el bloque de Pe- tieran la conservación de la materia orgáni- ñas de Aya respecto al Macizo de Cinco Vi- ca. Según P. FEUILLÉE y P. RAT (1971), el llas, aquél se ve en parte invadido por las área de sedimentación sería una fosa de pe- aguas y las sucesiones albienses transgreden queñas dimensiones que significaría la con- sobre materiales bastante antiguos, estable- tinuación hacia el este del surco norpirenai- ciéndose a partir de este momento una co- co y en la que «...se acumulan depósitos de municación directa con la cuenca norpirenaica. tipo "wild-flysch" arenoso (fluxoturbidi- En zonas más internas de la cuenca (sec- tas) ...». tores de Andatza y Ernio) las facies, aunque Estas facies profundas, que se extienden siguen siendo detríticas, presentan un tama- en la zona más septentrional de la Cuenca

Fig. 17. Sección estratigráfica idealizada en la que se muestran las variaciones de facies y potencias del Jurásico y Cretácico inferior. Tk, Trías superior: J, Jurásico marino; Gw, Complejo Purbeck-Weald; U, Complejo urgoniano; SU, Complejo supraurgoniano. ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 51

Vasco-cantábrica, entre San Sebastián y Bil- En esta misma época se individualiza la bao, adquieren un carácter flyschoide; esto, cuenca de Vera de Bidasoa, cuyo relleno co- unido al color negro que les confiere el con- mienza en el Albiense, con acumulación de tenido en materia orgánica, ha determinado facies detríticas, que se indentan con otras el apelativo de «flysch negro» con el que se arrecifales; esta cuenca recibirá sedimen- las conoce (RAT, 1959; FEUILLÉE, 1967). tación durante todo el Cretácico superior. Más al S, entre Tolosa y Leiza, se diferencia una franja, que permanece sobre ele- CRETACICO SUPERIOR Y TERCIARIO vada (umbral) y sin recibir aportes de mate- A comienzo del Cretácico superior tiene riales hasta el Cretácico superior. Es el um- lugar una nueva transgresión y, durante todo bral que separa el surco de grandes acumu- el período que resta hasta la orogénesis pi- laciones de un dominio epicontinental situa- renaica la mayor parte de la región queda do inmediatamente al S (cuenca navarro-cán- cubierta por un mar abierto y de fondo sub- tabra, de FEUILLÉE y RAT, 1971). sidente, en el que se dejan sentir dilatados En resumen, decimos que la inestabilidad episodios de inestabilidad durante los cuales intraalbiense provoca el basculamiento de se acumulan potentes sucesiones de flysch. grandes bloques, que se hunden hacia el N La transgresión se efectuó al principio de y W. Las grandes subsidencias se trasladan una forma tímida y, por supuesto, la sedimen- en esas direcciones mientras que el umbral tación no comenzó a la vez en todos los sec- Tolosa-Leiza permanece levantado y sin se- tores de la región. En aquellas zonas en que dimentación. la sedimentación no estuvo interrumpida du-

Fig. 18. Extensión del área de sedimentación durante el Cretácico superior. 1, límite actual del Macizo de Cinco Villas: 2, posible límite del área de acumulación. 52 JUAN CAMPOS rante la época anterior (NW del Macizo de con cantos de pizarras en el borde de Cinco Cinco Villas), se constata la existencia de Villas y algunas brechas y conglomerados in- Cenomaniense superior, pero en los umbra- traformacionales. les sometidos a erosión (sectores de Aritxu- Progresivamente una parte de los bloques legui y Leiza) parece que los efectos de la emergidos se van hundiendo y posiblemente transgresión se dejaron sentir algo más tar- en el Turoniense (o quizás al principio del de; así lo apoyan las dataciones efectuadas Coniaciense) existiría clara comunicación de por algunos autores en los niveles basales la cuenca de Vera de Bidasoa con el mar abier- de las secuencias del Cretácico superior. to, a la vez que el umbral albiense de Tolosa- Al W de los macizos paleozoicos, la pri- Leiza estaría ya recibiendo sedimentación. mera parte del Cretácico superior está carac- Es posible, no obstante, que quedaran algu- terizada por la depositación de calizas arci- nas zonas emergidas y los macizos de Cinco llosas o arcillitas calcáreas, con fósiles pe- Villas y Peñas de Aya se presentaran como lágicos; son depósitos característicos de mar dos islas. La misma disposición paleogeográ- abierto. Las series están comprimidas (en fica debió permanecer invariable durante to- los primeros 100-150 m. se puede datar desde do el Senoniense. el Cenomaniense superior hasta el Santonien- En el Campaniense la subsidencia y acu- se) y es posible, aunque no seguro, que exis- mulación se hacen considerables; los sedi- tan algunos hiatos. Según P. FEUILLÉE (1967), mentos, con más de 1.500 m. de espesor en la sedimentación, en esta parte de la región algunos casos, acusan los caracteres de un pirenaica, está influenciada aún por los mo- verdadero flysch (epígrafe 2.2.7.1.). vimientos verticales de los bloques en que Durante el Maastrichtiense y el Daniense está compartimentado el basamento paleozoi- se deja sentir un período de tranquilidad en co; él apoya esta suposición no sólo en la la cuenca sedimentaria. Se depositan margas existencia de lagunas estratigráficas, sino y calizas micríticas arcillosas de color rojo también en la presencia de niveles brechoi- salmón, que contienen fósiles pelágicos; los des. Nosotros también hemos encontrado, depósitos son de mar abierto y de medio oxi- en los bordes de los macizos paleozoicos, al- genado, aunque ciertamente algo profundos. gunas muestras de esa inestabilidad; brechas Regionalmente se produce una regresión que, calizas del SE de Irún, niveles brechíticos en algunas áreas más meridionales y lejos

Fig. 19. Distribución de paleocorrientes durante la acumulación del flysch de Guipúzcoa y la formación Jaizkíbel (según KRUlT et al. 1975). ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 53 de la zona por nosotros estudiada, llegan a Las descargas, procedentes del N, coexis- ocasionar la aparición de facies continentales tían con aportes turbidíticos axiales alimen- (Garumniense). tados desde el E, pero estos, mucho menos El Paleoceno medio coincide con la rea- brutales, serían absorbidos y reordenados por parición de sucesiones de carácter flysch, las imponentes masas de arenas aportadas probablemente las más llamativas de las exis- por los cañones submarinos. Lateralmente, tentes en la región. La distribución regional las areniscas de los antiguos conos se su- de las huellas de corriente indica que el sur- turan con las sucesiones de flysch. co de acumulación tenía una dirección E-W y recibía los aportes desde el E. Concretamente en nuestra área se pueden A partir del Paleoceno superior se suce- distinguir dos conos de deyección submari- den importantes descargas de material terrí- nos, uno oriental (sector del monte Jaizkíbel), geno que, procedentes del N, se relacionan que comenzaría a formarse en el Paleoceno con la desembocadura de profundos cañones superior y continuaría recibiendo aportes en submarinos (KRUIT, BROWER y EALEY, 1972; el Eoceno inferior, y otro, occidental (entre KRUIT et al. 1975). La distribución de estos San Sebastián y Zarauz), cuya base se sitúa materiales terrígenos en el fondo de la cuen- en el Eoceno inferior; aparte de estos dos ca adopta la forma de enormes conos de de- es posible que existiera algún otro de menor yección, con disposición en abanico de las importancia, responsable de algunas otras in- huellas de corriente, que se aproximan asin- tercalaciones de areniscas que se encuentran tóticamente al eje del surco en las porciones en el flysch de Guipúzcoa, al W de San Se- distales externas de cada cono. bastián.

CAPITULO 3 PETROLOGIA

3.1. EL STOCK GRANITICO DE Los contactos con la roca encajante son PEÑAS DE AYA netos, observándose alguna vez una zona de transición, con un espesor de menos de un Aflora en una extensión de algo menos metro, representada por una roca de compo- 2 de 100 km. , en la zona noroccidental de la sición feldespática, muy alterada. hoja de Vera de Bidasoa. Adopta en superficie una forma ligeramente ovalada y alarga- En la proximidad del granito, se desarro- da en sentido NNE. El afloramiento se intro- lla en la roca encajante un metamorfismo duce, en su parte más septentrional, dentro térmico, con formación de corneanas de an- del territorio francés, pero allí su extensión dalucita y cordierita (corneanas hornbléndi- es muy pequeña. cas); más lejos, se pasa gradualmente a zo- El stock está dividido en dos partes por nas de metamorfismo más bajo, de corneanas la falla de Aritxulegui, importante accidente con albita-epidota. tectónico de dirección E-W de orígenes pos- El espesor de la auréola de contacto es thercínicos, que ha jugado un importante pa- variable y difícil de determinar; las rocas de pel durante el ciclo alpídico. las facies hornbléndicas no suelen extender- La roca encaja siempre en materiales car- se más allá de los 25 m., llegando incluso a boníferos. En algún punto se pone en contac- faltar. El espesor de las rocas asociadas a to con rocas mesozoicas, pero estas han si- la facies de corneanas con albita-epidota es do depositadas cuando la erosión había he- más difícil de precisar; por una parte, el ta- cho aflorar en superficie al granito; el Trías, maño desmesuradamente pequeño de los mi- que se apoya sobre el granito de Peñas de nerales que se forman hace difícil la deli- Aya, lo hace discordantemente y no mues- mitación de la auréola sobre el terreno y por tra huellas de metamorfismo de contacto. otra, a escala regional, las rocas del Carbo- 54 JUAN CAMPOS

La extensión de afloramiento de las rocas representativas de las facies de borde es muy grande, no limitándose a la zona próxima al contacto. Estimamos que la superficie to- pográfica actual está tallada precisamente en las proximidades de la cúpula del stock, y es esta circunstancia la que determina dos características del afloramiento del cuerpo ígneo. De una parte la citada extensión des- proporcionada de las facies de borde y de otra, el que, incluso el área ocupada por las facies internas, esté salpicada de afloramientos de granitos porfídicos, granodioritas, etc. Dos de estos afloramientos dejan ver además jirones de la auréola de contacto, respetadas por la erosión (fig. 20). En relación con este granito, encajando en él o en su proximidad, aparecen también rocas filonianas de diferente naturaleza, en- Fig. 20. Esquema cartográfico del stock granítico de tre las que cabe citar pequeños filones de Peñas de Aya mostrando la distribución aproximada de sus facies petrográficas. 1, Mesozoico; 2, sucesión es- pegmatitas y, sobre todo, filones de cuarzo. quistosa de Cinco Villas; 3, rocas ígneas de la facies Estos últimos son los más destacables tanto de borde; 4, granito de la zona interna. por su abundancia como por su prominencia, que los hace resaltar en el paisaje. nífero de Cinco Villas parecen haber sufri- 3.1.1. La facies interna del stock do, entre otros, un metamorfismo térmico, 3.1.1.1. El granito con biotita de cuyos efectos pueden confundirse con los de Peñas de Aya la periferia de la auréola, si es que ambos metamorfismos fuesen debidos a causas di- La facies petrográfica que caracteriza a la ferentes. zona interna del stock corresponde a granito Quizá conviene adelantar que el plutón se con biotita y, a veces, granito alcalino con considera como sincinemático tardío o post- biotifa. Microscópicamente las rocas de esta cinemático, respecto a las dos fases de de- zona del plutón presentan un aspecto masivo, formación principales que se pueden distin- mostrando un grano medio a grueso; se ob- guir en el Carbonífero; su emplazamiento po- serva a simple vista un mosaico de grandes siblemente anteestefaniense, pudo tener lu- cristales (hasta de 1 cm.) de feldespatos gar en el Carbonífero superior. con forma irregular y cuarzo subredondeado. Dentro del afloramiento granítico se pue- Entre estos cristales leucocráticos destacan den distinguir dos zonas diferenciables por otros pequeños de biotita. sus facies petrográficas. La zona interna co- Superficialmente la alteración es muy in- rresponde a un granito con biotita, de grano tensa, la roca se granula y desmorona fácil- medio a grueso: la zona de borde está repre- mente, tiñiéndose de color pardo-rojizo por sentada por rocas desigualmente repartidas, los óxidos de hierro procedentes de la alte- tales como granitos porfídicos y, eventual- ración de la biotita. En corte fresco y debido mente, granodioritas con biotita y hornblenda, a la gran cantidad de feldespato potásico que cuarzodioritas y dioritas, todas ellas con un contiene, el granito muestra un color rosado tamaño de grano inferior al presentado en la pálido. zona interna. También es frecuente encon- Frecuentemente presenta huellas de una trar, englobados en el granito y cerca del fuerte tectonización posterior a la consolida- contacto, enclaves de roca encajante parcial- ción, que se pone de manifiesto por el desa- mente digerida. rrollo de fracturas, microscópicas o submicros- ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 55 cópicas rellenas de óxidos de hierro y clori- originado por recristalización durante el cre- ta y por la extinción ondulante del cuarzo. cimiento del cuarzo y los feldespatos. La biotita está fuertemente corroida por el MINERALES ACCESORIOS cuarzo y el fesdespato potásico. El cuarzo Están representados por zircón y apatito se introduce entre las láminas de la biotita y principalmente: a veces hay también magne- la sustituye, quedando en ocasiones sólo un tita. «esqueleto» del primitivo cristal. El ZIRCON se presenta en cristales idio- El feldespato potásico reacciona con ella morfos de tamaño comprendido entre 50 y dando clorita y cuarzo, que forma gotas con 150 micras. Normalmente está incluido en bio- apariencia mirmequítica. El hierro liberado tita, dando un halo pleocroico; se dispone queda entre las láminas de la mica y ocupa con su eje cristalográfico c paralelo al plano los intersticios entre los granos. En los con- de exfoliación basal de la mica. En muy po- tactos entre la biotita y el feldespato potá- cas ocasiones está incluido en cuarzo o fel- tico no es raro que se forme, por reacción, despatos y algunas de las veces en que esto un estrecho anillo de mica blanca. ocurre, los minerales que lo incluyen han La alteración de la biotita es muy intensa reemplazado a biotitas anteriores, que se en- y no sólo a causa de la corrosión ejercida por cuentran corroidas. los minerales formados después que ella, si- El APATITO es prismático y de color ver- no también por acciones posteriores a la con- de pálido, casi incoloro. Aparece en largos solidación del material ígneo. Como produc- cristales que pueden tener varios milímetros tos de alteración se forman principalmente de longitud, aunque lo normal es que no so- clorita y óxido de hierro, que quedan «in situ» brepasen las 200 micras. Puede estar inclui- o se movilizan y recristalizan rellenando grie- do en cualquiera de los minerales esenciales. tas; también de forman rutilo y titanita. La MAGNETITA se encuentra dispersa for- PLAGIOCLASA: Además de la plagioclasa al- mando cristales cúbicos de pequeño tamaño. bítica, procedente de desmezcla pertítica, se pueden diferenciar dos generaciones. MINERALES ESENCIALES La piagioclasa 1 se presenta en cristales Se encuentran biotita, plagioclasa, feldes- que frecuentemente no superan las 400 mi- pato potásico y cuarzo, que describimos de- tras, aunque en alguna ocasión pueden al- talladamente a continuación. canzar un tamaño de hasta 1 mm. Estos cris- BIOTITA: Es el único melanocrato existente tales están normalmente maclados con la ley en esta zona interna y constituye menos del de la albita y se encuentran incluidos en fel- 10% de la roca. Es biotita marrón, fuerte- despato potásico pertítico o en cuarzo. mente pleocroica, que se encuentra alterada Se han hecho determinaciones del conte- a biotita verde, de tal manera que es mucho nido en anortita de estas plagioclasas me- más común el producto de alteración que el diante el uso de la platina universal de cinco mineral original. No son raros los cristales ejes (método de Rittman). Las composicio- parcialmente alterados, en donde coexisten nes varían entre An9 y An18, con un valor me- ambos tipos de biotita interestratificados. dio de An12. Los cristales suelen ser idiomorfos, con Las inclusiones de plagioclasa 1 en fel- un tamaño que puede llegar hasta los 2 mm., despato pertítico son generalmente de sec- aunque no es raro encontrarlos mucho más ción rectangular. El borde de estas inclusio- pequeños y de contornos irregulares, debido nes se encuentra lixiviado con liberación de a la corrosión sufrida, cuando están incluidos cuarzo, que queda como una película entre en el seno de minerales leucocratos. la plagioclasa y el feldespato potásico; este A veces se observan agregados intersti- lixiviado produce una albitización de las pla- ciales de pequeños cristales de biotita entre gioclasas. Como ejemplos citaremos las si- los minerales posteriormente formados. Al- guientes variaciones en la composición zo- gunos de estos agregados pueden haberse nal de las inclusiones: 56 JUAN CAMPOS

Composición original Borde lixiviado el valor más frecuente. El ángulo oscila

An13 An2 entre 5º y 8º y el (001) varía alrededor de 7º.

An15 An4 En algún caso se ha medido un ángulo

An11 An0 de 18º, que indica la existencia de verdadera

An15 An0 microclina. La plagioclasa 2 aparece en grandes cris- La pertita se presenta en películas y en manchas. Las manchas de desmezcla general- tales tabulares que pueden tener hasta 6 mm. mente tienen un tamaño comprendido entre de largo. Está maclada con la ley de la albita 150 y 200 micras. y a veces de albita y periclina. Los cristales de ortoclasa pueden alcan- En ocasiones la plagioclasa 2 crece alre- zar en algún caso extraordinario hasta 1 cm., dedor de un cristal de plagioclasa 1, que que- pero lo normal es que oscilen alrededor de da incluido en ella; está corroida por el cuar- los 5 mm. Incluyen o corroen a plagioclasa zo y el feldespato potásico y, en sus contac- y cuarzo, mientras que se observan en el fel- tos con este último mineral, presenta bordes despato pertítico golfos de corrosión origi- lixiviados, con la consiguiente albitización. nados por el cuarzo de la tercera generación. La composición de la plagioclasa de la se- Entre las inclusiones se encuentra cuar- gunda generación es muy semejante a la an- zo cóncavo («concave quartz», MEHNERT, terior: el contenido en anortita varía entre 1968); en este caso es clara la anterior cris- 5 y 14%, siendo la media de An11. En los bor- talización del cuarzo y su posterior corrosión. des albitizados se han observado variaciones Pero otras veces, además, las inclusiones en la composición como las siguientes: comprenden cuarzo en gotas, que pueden ocu- Composición original Borde lixiviado par una parte de las zonas externas del cristal de ortoclasa. An13 An2 Las inclusiones periféricas de gotas de An14 An5 cuarzo pueden extinguir simultáneamente por An14 An9 grupos, con la apariencia de una textura pseu- Sólo en tres láminas de las estudiadas dogranofídica; en ocasiones las gotas inclui- han sido determinadas plagioclasas con con- das extinguen a la vez que granos de cuarzo tenidos en anortita superiores a los anterior- de mayor tamaño en contacto con la orto- mente citados concretamente An20, An24 y An30, clasa. En general es difícil de precisar si el pero en los tres casos las muestras habían feldespato sustituye al cuarzo o es este quien sido recogidas cerca de enclaves más bási- corroe al feldespato, pero ciertamente am- cos, de los que son frecuentes en la zona de bos minerales han crecido en las postrime- borde del plutón. rías del proceso de consolidación, de forma No es rara la presencia de pequeños cris- que pueden crecer juntas y corroerse mutua- tales de albita intersticial entre los grandes mente. cristales de feldespato potásico. Parece ra- CUARZO: Es siempre xenomorfo. Lo hay de zonable pensar que esta albita procede de varias generaciones (1), citadas indirectamen- cristales de plagioclasa descalcificados, que te al referirnos a otros minerales, todas ellas han sido comprimidos y aprisionados duran- tardías en el proceso de consolidación mag- te el crecimiento de otros de feldespato po- mática. tásico; así explica K. R. MEHNERT (1968) La primera de las tres generaciones prin- el origen de la albita intersticial, sin recurrir cipales (cuarzo 1) está constituida por cuar- a un aporte exterior de sodio.

FELDESPATO POTASICO: Es el mineral más (1) Se excluye el cuarzo originado en los procesos abundante; puede llegar a constituir el 50% póstumos o tardíos, que no guardan relación inmediata con el de cristalización de la roca. Es habi- de la roca. Se trata de ortoclasas pertíticas tual en las láminas estudiadas la aparición de pe- con algunos indicios de microclinización, co- queñas fracturas rellenas de cuarzo de segregación o hidrotermal, pero son evidentemente posteriores mo lo demuestra el valor de los ángulos 2V a la solidificación del granito, o al menos a la so- medidos, siempre superiores a 60º, siendo 80º lidificación de la zona cortical del stock. ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 57 zo incluido en ortoclasa, bien en granos con 3.º Formación de las plagioclasas, que bordes cóncavos, con bordes cóncavos y se inicia con la aparición de peque- rectos, o en forma de gotas. ños cristales, una parte de los cua- Otra generación importante (cuarzo 2) es- les permanecen como tales de modo tá formada por el cuarzo en gotas que se en- que nos aparecen englobados por cuentra en las zonas externas de los crista- otros minerales, se sitúan intersticial- les de ortoclasa, formando a veces verdade- mente entre cristales posteriores, etc. ras texturas granofídicas. Raramente, en las facies internas, se Por último, el cuarzo 3 está representado han visto indicios de si neusis a par- por los grandes cristales (de hasta 5 mm.) tir de los cristales de talla reducida. que corroen o incluyen al feldespato potási- Muchos otros representan el papel de co; también por el cuarzo que se introduce «núcleos» en la subsiguiente crista- en los espacios intergranulares y planos de lización de plagioclasa que da lugar exfoliación del feldespato potásico. a cristales mayores, crecidos sobre La cristalización del cuarzo 1, cuarzo 2 y los cristales embrionarios, carentes cuarzo 3, de las tres generaciones mencio- de zonación. nadas, forma parte de un proceso práctica- 4.º Cristalización del feldespato potási- mente continuo que se puede jalonar según co, que corroe y engloba a la biotita se esté formando ortoclasa o haya dejado de y plagioclasa ya formadas. Algo des- crecer este mineral. pués de iniciado el crecimiento de la Las pequeñas gotas de cuarzo existentes ortoclasa comienza a formarse cuar- en los bordes albitizados de las plagioclasas zo, que crece conjuntamente con ella o en los planos de exfoliación de la biotita, y después. originadas por reacción de estos minerales 5.º Cristalización de cuarzo, que engloba con la ortoclasa, constituyen otra generación o corroe al resto de los minerales, de cuarzo, iniciada, como es lógico, con el coincidiendo con la última etapa de comienzo de la cristalización de la ortoclasa. la consolidación del magma. 6.º Posteriormente ha tenido lugar una MINERALES ACCIDENTALES fase hidrotermal con nueva cristaliza- Están representados, sobre todo, por los ción de cuarzo y que ocasionaría la productos de alteración de los minerales ac- alteración de parte de los minerales cesorios y esenciales. Entre ellos se encuen- anteriormente formados (biotita y pla- tran mica verde, óxidos de hierro, titanita, gioclasa sobre todo). Probablemente rutilo y clorita procedentes de la alteración este hidrotermalismo constituye un de la biotita. Tampoco es raro encontrar mica proceso póstumo en la evolución del blanca, resultante de la reacción de la bioti- stock. ta con el feldespato. La alteración de la plagioclasa es muy in- 3.1.2. Facies en la zona de borde del stock tensa y produce sericita, que se presenta en pequeñas pajitas dispersas por el mineral La zona de borde es muy variable petro- original. gráficamente; la constituyen rocas desde muy ácidas hasta ligeramente básicas, que están 3.1.1.2. Principales conclusiones distribuidas con poca regularidad. petrogenéticas En general, cuando uno se mueve desde Como resumen, se puede esquematizar de la zona central del granito hacia sus bordes, la siguiente manera el proceso de consolida- se observa que gradualmente decrece el ta- ción magmática y la cristalización de los com- maño de grano a la vez que se hace más ponentes mineralógicos de la facies interna marcada la heterometría, llegando a apare- del plutón granítico: cer una roca porfídica; en ella, a la escala 1.º Cristalización del zircón y del apatito. de muestra de mano, se aprecian grandes 2.º Cristalización de la biotita, que inclu- cristales de forma ovoide de cuarzo y fel- ye a los minerales anteriores. despato, que pueden alcanzar un tamaño de 58 JUAN CAMPOS hasta un centímetro, inmersos en una matriz Es posible que, al menos en parte, la apa- de grano mucho más pequeño, en la que se rición de composiciones granodioríticas y dio- encuentran los melanocratos, que le dan un ríticas representen fenómenos de diferencia- color más oscuro. Sólo en ciertos casos se ción básica producidos dentro de la masa íg- puede adivinar una ligera orientación de los nea durante la cristalización magmática; pe- fenoblastos, manifestando una estructura flui- ro el hecho de que se encuentren en muchos dal incipiente. En la zona de contacto se pue- casos cerca del borde del stock y a veces den presentar texturas cataclásticas, observa- en relación con enclaves de la roca enca- bles al microscopio por la trituración de la jante, hace pensar que la causa de su for- matriz: esta deformación puede ser relacio- mación sea la asimilación por el magma intru- nada tanto con el propio emplazamiento de sivo de fragmentos de la roca de caja. Esto la roca plutónica como con una tectonización está apoyado por la presencia en algunas de posterior. estas rocas de cordierita y xenolitos de horn- La mayor parte de la zona de borde está blenda y biotita que son productos frecuen- constituida por este tipo de granito porfídico, tes de la asimilación magmática de areniscas cuya composición mineralógica es idéntica a y lutitas (TURNER y VERHOOGEN, 1960). la del granito propio de las facies internas. Sin embargo y de una manera irregular se 3.1.2.1. Granito porfídico encuentran diferenciaciones más básicas, en- Está formado por una matriz de composi- tre las que son frecuentes granodioritas, gra- ción granítica y fenocristales de feldespato nodioritas porfídicas, cuarzodioritas y diori- potásico y cuarzo predominantemente, aun- tas, así como enclaves de la roca encajante. que también los puede haber de plagioclasa. A veces el propio granito porfídico que ca- La proporción relativa de fenocristales y ma- racteriza a esta zona del borde, se hace algo triz es muy variable, encontrándose desde más rico en melanocratos, llegando a conte- rocas de grano fino que aisladamente con- ner incluso hornblenda, mineral que en nin- tienen algún cristal de cuarzo o feldespato gún caso ha sido identificado en la zona cen- de gran tamaño, hasta rocas en las que pre- tral. dominan grandes fenoblastos con una matriz La tupida cubierta vegetal y la intensidad intersticial. de los procesos edáficos dificultan mucho la El tamaño de grano de los componentes delimitación de las distintas variedades pe- de la matriz es bastante uniforme; oscila en- trográficas, con todo es posible asegurar que tre 400 y 700 micras. Los fenoblastos tienen cada una de las diferenciaciones más básicas un tamaño medio comprendido entre 3 y 5 mi- ocupa un volumen reducido, ya que su es- límetros, pero no es raro encontrarlos de has- pesor no sobrepasa en ningún caso los 15 m. ta 1 cm. y su continuidad lateral es siempre pequeña, del orden de decenas de metros. No es raro MINERALES ACCESORIOS encontrar zonas relativamente amplias en las Los minerales accesorios son, como en el cuales alternan, de forma irregular, cuarzo- granito común, zircón y apatito. El ZIRCON dioritas, granodioritas y restos de la roca en- también se encuentra aquí generalmente in- cajante metamorfizada, con granitos porfídi- cluido en biotita, es idiomorfo y suele dar en cos e, incluso, con estrechas bandas de gra- las micas un halo pelocroico característico. nito típico de la zona central. Donde mejor El APATITO se presenta igualmente incluido se ha encontrado expuesta esta secuencia en los minerales posteriormente formados, ha sido en el camino que, desde el km. 23 de tiene hábito prismático y suele ser de tama- la carretera del pantano de Articutza, des- ño muy pequeño. ciende hasta Ergoyen; en este corte la tec- tonización es marcada y la cataclasis, a ve- MINERALES ESENCIALES ces intensa, determina cambios texturales en la matriz del granito porfídico, que presenta Son cuarzo, feldespato potásico, plagio- abundantes muestras de alteración y remo- clasa y biotita, principalmente; no es raro, vilización hidrotermal. sin embargo, que la hornblenda verde entre ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 59 a formar parte de la roca en proporción su- do en magnesio es del 50-65% del total de perior al 5%. Los melanocratos únicamente (Mg + Fe2+ + Fe3+ + Mn). forman parte de la matriz. Normalmente se presenta en cristales ais- BIOTITA: Es marrón y muy pleocroica; apare- lados cuyo tamaño no excede de las 300 mi- ce en cristales que rara vez superan las 200 tras, pero donde hay mayores porcentajes, no micras. Su alteración a biotita verde y a clo- es raro que se concentre formando agregados irregulares rodeados por una corona de rita suele ser menos intensa que la presen- láminas de biotita. Como ya hemos señalado, tada por este mismo mineral en la facies in- esas concentraciones de melanocratos (horn- terna. Está fuertemente corroida por los feldespatos y el cuarzo, en los que es frecuente blenda y biotita en este caso) pueden repre- encontrarla incluida. El cuarzo formado en la sentar xenolitos típicos de la asimilación magmática de areniscas y pizarras. Sin em- última etapa de la cristalización suele sus- bargo, no se debe despreciar la posibilidad de tituir a la biotita introduciéndose entre sus que se trate simplemente de fenómenos lo- láminas de exfoliación. cales de diferenciación magmática favoreci- En algunas ocasiones la biotita aparece en dos por el rápido enfriamiento en la zona de pequeños cristales que se adaptan a la super- borde. ficie de los grandes granos de cuarzo de for- Los xenolitos de hornblenda frecuentemen- ma esferoidal, dando una textura seudo-orbi- te están muy alterados, apareciendo como cular; en estas estructuras globulares, la bio- productos secundarios óxidos de hierro, cal- tita puede ser el único mineral que rodee al cita, clorita y epidota principalmente cuarzo o puede existir una capa más interna de pequeños cristales de hornblenda verde. PLAGIOCLASA: Puede formar parte de la ma- Otras veces la mica negra se presenta en la triz y de los fenocristales, aunque es más fre- parte externa de xenolitos, cuyo núcleo está cuente lo primero. Cuando aparece en feno- formado por un agregado de pequeños crista- cristales, no presenta señales de crecimien- les de hornblenda. tos secundarios, que tan frecuentes son en el caso del feldespato potásico y del cuarzo. HORNBLENDA: No es un mineral siempre Los fenocristales, que pueden alcanzar un ta- esencial. Aparece preferentemente en zonas maño de hasta 5 mm., tienen una composición de transición hacia composiciones más bási- que suele oscilar entre An10 y An20, con la cas, sobre todo relacionadas con fenómenos media en An13. No presentan zonación, si bien de contaminación. El contenido, por tanto, tienen los bordes corroidos por reacción con varía de una manera insensible desde algunos el feldespato postásico y el cuarzo, igual que cristales pequeños y muy diseminados, hasta ocurre en el granito con biotita propio del áreas de gran concentración. núcleo del stock. La elevación en el contenido de hornblen- Frecuentemente los granos mayores de da lleva consigo también un aumento en la plagioclasa no son monocristales, sino que proporción de biotita. En ciertos casos de están formados por orientación y agrupación alta concentración de hornblenda la roca de- sinéutica de pequeños cristales que presen- ja de tener una composición granítica típica y tan una extinción casi uniforme. aparece caracterizada por una relativa abun- En la matriz se encuentra plagioclasa de dancia de feldespatos alcalinos y cuarzo, jun- dos tipos: En cristales de 100 a 600 micras, to a una elevada cantidad de ferromagnesia- con maclas de la albita y un contenido en nos. anortita similar al de los fenocristales y. lo La hornblenda es de color verde, con pleo- mismo que ellos, corroidos por el feldespato croismo en diferentes tonalidades. Las medi- potásico y el cuarzo, o bien, albita intersti- das de 2Vx dan resultados comprendidos en- cial o incluida en fenoblastos de microclina. tre 65º y 80º, con un valor medio de 72º; el La albita intersticial frecuentemente con- ángulo oscila entre 16º y 18º. De acuer- tiene cuarzo mirmequítico cuando está en do con estos valores la composición debe co- contacto con el feldespato potásico, lo que rresponder a la de hornblenda cuyo conteni- hace pensar en que la albitización ha sido 60 JUAN CAMPOS originada por reacción con este último mi- periféricas, en las que se forman las coronas neral y no por un proceso de metasomatismo de inclusiones, están formadas por microcli- sódico tardío. na con macla en enrejado. En ocasiones los pequeños cristales de También en la matriz se encuentra con plagioclasa, junto con cuarzo, se agrupan en frecuencia microclina con maclas en enreja- coronas que rodean a granos ovoides de fel- do; en este caso su crecimiento es intersti- despato potásico; ciertas ramificaciones ame- cial y corroen a las plagioclasas, formándose boides de feldespato potásico se introducen a estas algunos bordes mirmequíticos. entonces entre los granos de la matriz, a la A veces la microclina se introduce en los que engloban en parte. En esos casos es tam- planos de exfoliación de los cristales de pla- bién normal que existan inclusiones de albita gioclasa a la cual albitiza y remplaza en parte. y cuarzo que se disponen dentro del feno- Según V. MARMO (1971, p. 171) la única blasto en zonas concéntricas, correspondien- manera por la que se puede formar microcli- tes a las caras cristalinas que limitaron las na sin la previa cristalización de feldespato sucesivas etapas de crecimiento del feno- monoclínico es el reemplazamiento metasomá- blasto. tico de plagioclasa por feldespato potásico. Este metasomatismo lleva consigo la seritiza- FELDESPATO POTASICO: Tanto en la matriz ción de la plagioclasa de tal forma que, cuan- como en los fenocristales puede aparecer co- to más avanzado esté el proceso, más sericí- mo ortoclasa o microclina. La ortoclasa es tica será esta. En casos de reemplazamiento pertítica y anterior en su formación a la mi- muy avanzado se puede formar albita secun- croclina; presenta ángulos 2Vx que oscilan daria no alterada. entre 60º y 80º; aunque puede formar parte En nuestro granito pordífico se puede ob- de la matriz, normalmente constituye el nú- servar este fenómeno de reemplazamiento en cleo idiomorfo de los fenocristales. diversas de sus etapas de desarrollo, desde En los fenocristales de feldespato potási- pequeñas manchas de microclina que corroen co se observa con relativa frecuencia cómo ligeramente a grandes plagioclasas fuertemen- el crecimiento se efectúa por el sucesivo de- te seritizadas, hasta las inclusiones de albita sarrollo de las caras del primitivo cristal, pu- que han quedado en la auréola de los feno- diendo apreciarse en el microscopio las tra- cristales de feldespato potásico. zas correspondientes a las diferentes etapas Muchos de los petrólogos transformistas de la blastesis del mineral. El cuarzo y las tratan de ver en el crecimiento metasomático plagioclasas, anteriormente formadas, son em- de los feldespatos en granitos porfídicos una pujadas hacia la periferia o son parcialmente prueba del mismo origen para toda la masa digeridos y englobados durante la cristaliza- ígnea. Pero, en éste lo cierto es que sólo se ción. El resultado es la aparición, dentro del observa el reemplazamiento como una fase fenoblasto, de inclusiones de pequeños gra- final de la cristalización del granito cerca de nos de cuarzo y plagioclasas, alineados en cala roca encajante (TURNER y VERHOOGEN, pas concéntricas, que siguen el trazado de 1960). El crecimiento metasomático de los caras del cristal y, en la periferia, de una co- porfidoblastos a temperaturas relativamente rona formada por agregación de estos mis- bajas, en la zona de la cúpula de la intrusión mos minerales, entre los cuales se indentan ígnea, puede estar favorecida por la existen- apófisis de feldespato potásico, en continui- cia de una fase fluida residual rica en pota- dad con el fenocristal. sio. El potasio podría ser un excedente de la A veces no se ven inclusiones alineadas consolidación del propio magma, o bien representar un enriquecimiento secundario por y zonadas sino que la parte externa del feno- asimilación de material arcilloso de la roca cristal presenta una corona formada por in- adyacente al granito. tercrecimiento gráfico de cuarzo y microclina. Según K. R. MEHNERT (1968) esto indica CUARZO: Se pueden diferenciar al menos dos una fase de rápido crecimiento, en un medio generaciones. La primera está formando siem- rico en volátiles. Normalmente estas zonas pre parte de la matriz en pequeños granos ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 61 dispersos, a veces incluidos en la parte ex- temperatura de cristalización, con la consi- terna de los fenoblastos de feldespato potá- guiente formación de grandes cristales, com- tico. patibles con la tendencia a disminuir el po- En la segunda generación este mineral se tencial químico; la tensión superficial de es- presenta de diferentes maneras. Una de ellas tas masas globulosas impide la incorporación es el cuarzo intersticial que cristaliza en los a su interior de los cristalitos de biotita y espacios intergranulares o aprovechando su- hornblenda y determina la disposición tangen- perficies de exfoliación de minerales anterior- cial de los mismos en el borde del cristal del mente formados. cuarzo. Pero el cuarzo 2 también puede formar fe- MINERALES ACCIDENTALES nocristales de dos tipos. Frecuentemente son Los productos de alteración más frecuen- grandes granos globulosos, con bordes ame- tes que proceden de los minerales esencia- boides, que a veces engloban parcialmente, les son rutilo, clorita, titanita, epidota, calci- en su zona más extensa, a pequeños crista- ta, óxidos de hierro y sericita. A veces se en- les de la matriz, incluida la microclina. El otro cuentra también cuarzo removilizado. tipo está representado por grandes cristales, también esferoidales, que no tienen un borde 3.1.2.2. Granodioritas ameboide sino neto y que están rodeados por Tienen un tamaño medio de grano que os- una capa discontinua de pequeños cristales cila entre 500 micras y 1 milímetro. Normal- de biotita y/o hornblenda, con una textura mente son equigranulares, pero a veces pre- seudoorbicular. sentan textura porfídica, en la que los feno- D. FLlNN (1969) estableció de un modo cristales son de piagioclasa exclusivamente. estadístico que los granos cristalizados a par- Los únicos melanocratos presentes son tir de una masa fundida tienden a localizarse hornblenda y biotita. La HORNBLENDA es en contacto con fases de diferente naturaleza verde y generalmente muy abundante; los a fin de conseguir una mínima energía inter- cristales pueden alcanzar un tamaño de has- facial. Esto se consigue mediante la disemi- ta 1 mm. y otras veces se encuentran for- nación del cristal en el seno de la matriz o mando agregados, iguales a los descritos en bien por la formación de grandes cristales el caso del granito porfídico. únicos para disminuir la superficie total de BIOTITA: Es marrón y muy pleocroica. Puede los contactos entre cristales de la misma llegar a ser menos abundante que la hornblen- fase. da y está, normalmente, corroida por los fel- La posibilidad apuntada podría explicar la despatos y el cuarzo y muy alterada a clori- aparición de cuarzo intersticial y los fenocris- ta y óxidos de hierro. tales ameboides; en estos últimos, los brazos que se introducen entre la matriz podrían re- PLAGIOCLASA: Es el leucocrato más abun- presentar los caminos seguidos por el cuarzo dante. Se presenta en cristales hipidiomorfos para integrarse al cristal único. que pueden alcanzar más de 1 mm. de tama- Sin embargo, en el caso de las texturas ño. Su composición oscila entre An20 y An30, siendo las más frecuentes las situadas alre- seudoorbiculares no puede ser aplicado el mo- dedor de An25. A veces están ligeramente zo- delo anterior, ya que la disposición periférica nadas, variando la composición en un mismo de los cristales de biotita y hornblenda requiere la previa individualización del grano de cristal desde An25 en el centro hasta An15 en los bordes. Suelen estar corroidos por el cuar- cuarzo. Esta textura podría tener su origen zo y el feldespato potásico, presentando en en la separación precoz de dos fases diferen- ocasiones bordes mirmequíticos. tes si la presión de vapor llega a ser superior a la litostática en la zona superficial de la FELDESPATO POTASICO: Es mucho menos masa ígnea (W. I. PHILLIPS, 1973). Se consi- abundante que la plagioclasa. Se trata de or- gue entonces la individualización de pequeñas toclasa pertítica en cristales xenomorfos, cu- masas globulares, ligeramente enriquecidas yo tamaño no suele sobrepasar las 500 mien componentes votáliles, lo que rebajaría su cras. 62 JUAN CAMPOS

CUARZO: Es el mineral que alcanza a crista- casos superior al 5%, lo que permite enton- lizar más tardíamente y se puede presentar ces clasificar a esas rocas como cuarzodio- en granos xenomorfos o bien en pequeños ritas. cristales intergranulares. Normalmente suele Como minerales accesorios suelen encon- dar extinción ondulante. trarse zircón y apatito. Sólo en una muestra Como minerales accesorios puede haber hemos podido detectar cordierita, como com- en estas rocas zircón y apatito. ponente accesorio de estas rocas. Los pro- La alteración es muy fuerte en los mela- ductos de alteración son muy abundantes y nocratos y plagioclasas; éstas están a veces entre ellos se encuentran los característicos tan seritizadas que resulta imposible la dis- de este tipo de rocas (titanita, epidota, óxi- tinción de sus maclas polisintéticas. Los pro- dos de hierro, rutilo, etc.). ductos de alteración de los melanocratos son muy numerosos y frecuentemente no se en- 3.1.2.4. Enclaves y rocas filonianas en el cuentran «in situ» sino que han sido movili- stock de Peñas de Aya zados y rellenan grietas o impregnan la su- Cerca del contacto con la roca encajan- perficie de otros granos; entre ellos normal- te es normal la presencia de pequeños en- mente se pueden distinguir clorita, epidota, claves, en los que generalmente no se ob- zoisita, calcita, titanita, rutilo y óxidos de servan síntomas de digestión y ni siquiera ha hierro. sido borrada la estructura esquistosa original. El metamorfismo térmico no ha sido muy 3.1.2.3. Dioritas fuerte, y en los enclaves se encuentran rocas Se presentan al microscopio como un ende la facies de corneanas con hornblenda, se- tramado de cristales tabulares de plagioclasa mejantes a los de la zona interna de la auréo- fuertemente zonada, entre los que hay, en la de contacto. La asociación más frecuente ocasiones, grandes cristales de piroxeno y en rocas pelíticas es cuarzo-mica blanca-bio- anfiboles que pueden alcanzar 3 ó 4 mm. de tita-cordierita, a veces también aparece pla- tamaño. gioclasa sódica. La cuestión de la evolución La PLAGIOCLASA es andesínica, con una de metamorfismo térmico será tratado más composición que oscila entre An35 y An40, aun- adelante (epígrafe 3.2.). que no es raro encontrar cristales con hasta Existen pequeños filones de pegmatita en- un 50% de contenido en anortita. Normal- cajados tanto en el granito, sobre todo en la mente está zonada. zona de borde, como en la roca encajante, El piroxeno es AUGITA y suele estar in- cerca del contacto con el stock. Estos filones cluido en hornblenda, lo cual demuestra su tienen poca potencia, no sobrepasan los 5 m. anterior formación. En ocasiones se encuen- de espesor, y escasa continuidad lateral. Su tran grandes cristales, muy corroidos en sus composición mineralógica es muy simple; bordes por la plagioclasa, con un núcleo for- suelen estar formados casi exclusivamente mado por piroxeno que hacia su parte exter- por cuarzo y feldespato potásico crecidos na pasa a hornblenda verde. conjuntamente en una estructura gráfica. En- La HORNBLENDA es el más abundante de tre los grandes cristales granofídicos se dis- los ferromagnesianos, siempre es de color ponen otros tabulares de tamaño muy inferior verde y aparece tanto en grandes cristales de plagioclasa albítica. Como minerales ac- como en otros más pequeños, distribuidos por cesorios contienen turmalina verde y mosco- toda la roca. vita. La BIOTITA no suele ser abundante; es Mucho más aparentes que las pegmatitas, biotita marrón, normalmente muy desferrifi- tanto por su frecuencia como por las caracte- cada y alterada a clorita. rísticas del afloramiento, son los filones de A veces hay pequeñas cantidades de cuarzo. Encajan casi siempre en el Carboní- CUARZO intersticial, que produce grandes fero, a veces lejos del granito, aunque lo nor- golfos de corrosión en el resto de los mine- mal es que lo hagan cerca de él; alineándose rales. La cantidad de cuarzo es en algunos paralelamente al contacto del stock; tal como ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 63 ocurre cerca del borde occidental de este, en tituyentes(1), dando una roca con un los sectores de Alzacogaña y Usategieta. tamaño de grano menor que el de la Estos filones tienen una potencia de apro- facies interna por un descenso más ximadamente 10 metros y son subverticales. rápido de la temperatura. De esta pri- Están formados casi exclusivamente por mera cristalización, en la que se for- cuarzo, con cantidades subordinadas de mos- maría la matriz de las rocas porfido- covita y óxidos de hierro, pueden estar pre- blásticas, queda un residuo rico en sentes pequeñas cantidades de feldespatos volátiles, entre los cuales habría po- normalmente caolinizados. No son raras las tasio y Si02, que permanecerían sin mineralizaciones asociadas de óxidos y sul- incorporar por completo a las fases furos, que han sido en alguna ocasión moti- minerales. vo de explotaciones en la actualidad comple- 3.º Al descender la temperatura el pota- tamente abandonadas. sio y la sílice se incorporan metaso- máticamente a las fases minerales 3.1.2.5. Conclusiones petrogenéticas sobre anteriormente formadas, provocando las facies de borde el crecimiento blástico del feldespato En conjunto, la composición de la zona potásico y del cuarzo cristalizados de borde del stock es muy similar a la fa- con la matriz. Simultáneamente se re- cies interna, si bien se observan inclusiones gistra la formación de microclina y con una mineralogía que refleja un mayor con- cuarzo en disposición intersticial. tenido en ferromagnesianos. 4.º Otra parte de los componentes resi- Se podría pensar que estas concentracio- duales volátiles actúan sobre la roca nes más básicas fueran debidas a fenómenos encajante, en la medida en que la per- de contaminación, o bien suponer la existen- meabilidad de ésta lo permite y pro- cia de dos intrusiones diferentes, una ocu- ducen alteración hidrotermal en ella. pando la zona central y otra el borde actual El resto aprovecha fracturas y se del cuerpo intrusivo. Sin embargo, según el introduce por ellas para solidificar en modelo planteado por W. J. PHlLLlPS (1973), forma de filones de composición peg- parece lógico que la variedad litológica de la matítica. zona periférica sea producto de una diferen- 3.1.3. Aureola de contacto del stock ciación temprana debida a la intrusión en una posición superficial, en la que la presión de La aureola de contacto que envuelve al vapor fuera superior a la presión de carga: stock de Peñas de Aya tiene un desarrollo ello acarrearía la separación de dos fases, muy variable. Normalmente, por lo que se de- una más rica en ferromagnesianos que crista- duce de los cortes realizados, no sobrepasa lizaría dando rocas de composición más bá- en muchos el centenar de metros de espe- sica, y otra rica en volátiles, que sería de sor, si bien su limite externo es en la ma- composición granítica y que provocaría la for- yoría de los casos difícil de precisar por cuan- mación de granitos porfidoblásticos; la fase to, a escala más amplia, las sucesiones del residual sería la causante de la actividad Carbonífero manifiestan un ligero metamor- neumatolítica e hidrotermal que origina los fismo térmico, en muchos casos similar en filones de tipo pegmatítico instruidos en la intensidad al presentado por las corneanas. auréola de contacto y la alteración metasomá- Junto al pantano de Articutza se incremen- tica de los minerales de metamorfismo for- ta la extensión de afloramiento de la aureola, mados en la roca encajante. pero ese sector se sitúa precisamente en la En resumen, la evolución esquemática de cúpula del granito, como se manifiesta por la la zona de borde del stock sería como sigue: disposición del contacto granito-aureola, que 1.º Separación de los líquidos inmiscibles se hunde hacia el S. en una zona superficial por descenso de la presión de carga. (1) Para el orden de cristalización véanse los epígra- 2.º Cristalización de los principales cons- fes 3.1.1.2. y 3.1.2.1. 64 JUAN CAMPOS

Las isogradas de la aureola se disponen mico. Solo cerca del contacto con la roca in- concéntricamente al stock, aunque con cier- trusiva se pueden observar, en algunas oca- tas irregularidades. En la zona más interna siones, corneanas con andalucita, en las que se desarrollan asociaciones minerales indica- este mineral ha alcanzado un extraordinario tivas de la facies de corneanas con hornblen- desarrollo, encontrándose cristales de más da, hecho normal para este tipo de intrusio- de 5 cm., dispuestos desordenadamente. nes: pero en ciertas ocasiones las rocas in- En la inmediata vecindad del stock existe mediatamente en contacto con el granito no una zona que no suele sobrepasar el metro reflejan un metamorfismo tan intenso, hecho de espesor en la que hay señales de asimi- que se puede interpretar como indicio de que lación. Allí, las rocas tienen un aspecto com- la aureola ha sido laminada, ya sea durante pacto y en ellas se ha perdido toda trata de su el propio proceso de encajamiento del grani- anterior estructura: se forma, en tales casos, to, que podría haberse efectuado en varias un entramado visible de pequeños cristales etapas, o a causa de deformaciones posterio- de feldespato, de un tamaño próximo al milí- res ligadas a esfuerzos tectónicos regionales. metro, desorientados entre una mesostasis En cualquier caso, los espesores actualmente de color oscuro con tonalidades verdosas. visibles de la aureola de Peñas de Aya, no se El examen microscópico revela la abundancia encuentran seriamente afectados por la tec- de fenoblastos de plagioclasa (alrededor de tonificación posterior al encajamiento del An30) y, en ocasiones, de hornblenda verde; stock. la mesostasis se compone de cuarzo intersticial, biotita verde, clorita y cordierita. La ac- 3.1.3.1. Las corneanas de Peñas de Aya y ción hidrotermal ha sido muy intensa en es- sus asociaciones minerales tas rocas, con formación de turmalina y apa- En la zona externa de la aureola, el me- tito: también se encuentran gran cantidad de tamorfismo de contacto empieza a ponerse productos de alteración, tales como epidota, de manifiesto con la aparición de pizarras mo- calcita, sericita, etc., que impregnan a los teadas, con motas que van variando su com- minerales originales, haciendo muy difícil su posición según su proximidad al stock, es identificación. decir conforme aumenta el grado de meta- PRINCIPALES ASOCIACIONES MINERALES morfismo. En el estadio metamórfico más bajo las Salvo en el mismo contacto en donde apa- motas están constituidas exclusivamente por recen normalmente las rocas que acaban de pequeñas concentraciones de óxido de hie- ser descritas, en la aureola se suelen encon- rro con forma ovalada y alargadas mimética- trar asociaciones mineralógicas que permiten mente según la foliación más generalizada a agrupar a las corneanas en dos facies: las fa- escala regional (S1). A medida que la recris- cies de corneanas con albita-epidota, en la talización se-va haciendo más intensa, el in- zona externa, y la facies de corneanas horn- terior de las motas aparece ocupado por agre- bléndicas en la zona más interna de la aureola. gados desorientados con asociaciones que La facies de corneana con albita epidota van desde cuarzo-albita-clorita hasta biotita está más ampliamente desarrollada que las roja-andalucita: el óxido de hierro primitivo corneanas hornbléndicas, ya que éstas, cuan- va quedando reducido, en las motas nuclea- do se conserva, se limitan a los 25 metros das, a una aureola, cada vez más pequeña. más internos. En el sector de Articutza, es Con la proximidad del granito las rocas se donde se observa un mayor desarrollo super- van haciendo cada vez más compactas, sin ficial de las rocas más metamorfizadas, de- que se llegue a perder su estructura esquis- bido a la geometría del afloramiento según tosa original. El aumento de tamaño de los ha sido expuesto. minerales micáceos proporciona a las rocas Las asociaciones minerales presentes se un aspecto satinado, sin que habitualmente caracterizan por la constante presencia de lleguen a distinguirse a simple vista los mi- cuarzo y moscovita. Además de estos dos minerales originados en el metamorfismo tér- nerales, las asociaciones más frecuentes que ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 65 se observan, siempre en rocas de composi- que se pone de manifiesto sobre todo en las ción originalmente pelítica, son: relaciones texturales de la andalucita; debe guardar relación con el propio encajamiento a) Facies de corneanas con albita-epidota. del stock (fig. 22). — Clorita - óxido de hierro — Clorita - óxido de hierro - epidota DESCRIPCION MINERALOGICA — Clorita - albita CUARZO: Normalmente procede de la recris- — Albita - epidota talización de granos detríticos existentes en — Albita - biotita la roca original. Con el metamorfismo crecien- — Biotita - clorita te suele cambiar sus rasgos texturales: en la b) Facies de corneanas hornbléndicas. auréola externa presenta bordes indentados — Biotita - andalucita y los granos están alargados en el sentido — Biotita - cordierita de la esquistosidad más manifiesta (S1) y, a medida que aumenta el grado metamórfico — Andalucita - cordierita con la proximidad al granito, los granos, se Superpuesta a la fase de metamorfismo van haciendo más equidimensionales, dejan térmico suele haber otra, no muy intensa de carácter hidrotermal, en la que cristalizan turmalina marrón y verde en cristales que no sobrepasan normalmente un tamaño de 200 micras; se provoca, además, la alteración de los minerales anteriormente formados, pro- duciéndose clorita, óxidos de hierro, sericita, titanita y rutilo. En relación con esta acción hidrotermal se forman también venillas rellenas de cuarzo y pinnita. La cristalización ligada al metamorfismo de contacto es posterior a la formación de las dos esquistosidades principales observables a escala regional; dichas esquistosidades son parcialmente obliteradas por la blastesis de Fig. 21. Esquema mostrando la relación de las motas nuevos minerales, que crecen desordenada- de óxido de hierro (algunas parcialmente sustituidas mente. Sin embargo, en algunas ocasiones por biotita) con la esquistosidad de fractura. Cornea- nas de la auréola de contacto del stock de Aya. se puede asegurar que en medio del proceso metamórfico se sitúa una etapa cinemática, en la cual se desarrolla esquistosidad de fractura. Algunos ejemplos han sido puestos de manifiesto en relación con la evolución me- tamórfica de las motas de óxido de hierro; estas concentraciones de hierro se formaron con anterioridad al desarrollo de la esquistosidad de fractura aludida y son atravesadas por ella; posteriormente el metamorfismo progresivo determina el crecimiento sobre la marcha y a expensas de su concentración en hierro, de biotitas y cloritas desorientadas y peciloblásticas, en cuyo interior hay reliquias de la esquistosidad de fractura y de las anteriores (fig. 21). Con posterioridad a la blastesis principal Fig. 22. Esquema mostrando la disposición de grandes del metamorfismo de contacto existe una de- cristales de andalucita con deformación por aplasta- formación por aplastamiento («flattening»), miento («flattening»). 66 JUAN CAMPOS de tener extinción ondulante y los bordes se metamorfismo en la facies de corneanas con hacen más rectos, formándose numerosos albita-epidota; su desaparición al elevarse la puntos triples cuando se ponen en contacto temperatura, favoreciendo la formación de varios cristales del mismo mineral. En la cordierita, marca el límite inferior de las ro- auréola interna se suelen encontrar granos de cas que hemos considerado como pertene- contorno poligonal con inclusiones grafito- cientes a la facies hornbléndica. sas, que dibujan las esquistosidades origina- Suele aparecer en pequeños cristales que, das anteriormente al metamorfismo de con- en lámina delgada, presentan pleocroismo en tacto. color verde pálido, que va creciendo en in- También se encuentra cuarzo formado en tensidad con el aumento del metamorfismo. relación con una etapa hidrotermal tardía. Generalmente están orientados al azar, pero En ese caso aparece en pequeños cristales pueden al igual que la moscovita, disponer- poligonales que rellenan pequeñas fracturas. se paralelamente a las esquistosidades antiguas, mimetizándolas. MOSCOVITA: Lo mismo que en el caso del También puede ser un producto de retro- cuarzo, la moscovita procede sobre todo de metamorfismo o proceder de la alteración hi- la recristalización de los minerales arcillosos drotermal de la biotita. Entonces puede apa- de origen detrítico, que están orientados y recer interestratificada con dicho mineral y recrecidos según S1; por eso es frecuente contener inclusiones de rutilo y óxido de hie- encontrarse a este mineral mimetizando a rro (este último mineral dispuesto según los esta esquistosidad. Cuando se pone de ma- planos de exfoliación) procedentes de esa al- nifiesto S2, esquistosidad de crenulación, sue- teración. le aparecer la moscovita formando arcos po- Por último, se puede encontrar clorita re- ligonales. llenando pequeñas fracturas de origen hidro- Con el aumento del metamorfismo térmi- termal; se trata entonces de cristales radia- co, la mica blanca, que en la aureola exter- les de pinnita con color verde claro, casi in- na escasamente llega a tener un tamaño de coloros, y con color de interferencia azul. 100 micras, va presentándose en cristales ca- EPIDOTA: Se manifiesta siempre en peque- da vez mayores, a la vez que deja de estar ños agregados irregulares muy sucios que orientada según S1 y aparece en agregados están desorientados. Su color de interferen- desorientados en los cuales se pueden dar lá- cia suele ser elevado. minas desordenadas que alcanzan hasta 600 micras. BIOTITA: Sus características varían con el incremento del grado de metamorfismo. En la ALBITA: Puede proceder de la recristaliza- parte más externa de la aureola aparece en ción de feldespatos detríticos, pero normal- pequeños cristales pleocroicos de color ver- mente aparece en pequeños cristales pecilo- de y a medida que uno se acerca al plutón em- blásticos de tamaño generalmente inferior a piezan a aparecer biotitas que, al principio, las 300 micras, con bordes lobulados e in- tienen color marrón pálido, para acabar, en clusiones de cuarzo. En algunas ocasiones la zona más interna, formándose grandes cris- presenta maclas polisintéticas. tales desorientados de color rojo intenso y Las determinaciones efectuadas para cal- muy pleocroicos, que llegan a alcanzar un ta- cular su contenido en calcio revelan que, en maño de hasta 1 mm. general, suelen ser inferiores a An5 y lo más Es frecuente la alteración hidrotermal de común es encontrar composiciones entre An0 la biotita, dando clorita, rutilo y óxido de y An2. hierro, como productos más frecuentes de Su alteración hidrotermal es muy intensa esa alteración. provocando la formación de pajillas de seri- ANDALUCITA: Sólo aparece en relación con cita que ensucian la superficie de los cris- las corneanas hornbléndicas, en la zona más tales. interna de la aureola. Al principio se suele CLORITA: Se ha formado como mineral de presentar en pequeños cristales peciloblásti- ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 67 cos de contornos irregulares, que contienen ro todavía se estaría dentro del intervalo de inclusiones grafitosas y micáceas, para ir temperaturas que caracterizan a la facies de después, en zonas de mayor grado metamór- corneanas hornbléndicas propias de los 530º fico, pasando a formar cristales idiomorfos a 610º C, a presión de 1000 bars (aprox. 4 km. de andalucita que pueden alcanzar un tamaño de profundidad). enorme. En el sector de Articutza afloran A partir de esa temperatura de borde (la corneanas con andalucita en las que se pue- más alta de la auréola) y teniendo en cuen- den ver cristales prismáticos de este mine- ta la amplitud del afloramiento, se puede en- ral que alcanzan casi los 10 cm. de longitud: sayar la reconstrucción aproximada de las iso- alrededor de estos cristales se suele presen- gradas alrededor del stock. tar un ligero «flattening», que se supone re- En efecto, la anchura cartográfica mínima lacionado con el aplastamiento de la roca en- del plutón es de unos 4 km. y la temperatura cajante en la zona de bóveda del granito por del magma no debía ser muy superior a efecto de la propia intrusión. 700ºC. Si la profundidad de encajamiento era CORDIERITA: Es un mineral siempre difícil de de unos 2 km., la temperatura propia de las identificar, no sólo por sus propias caracte- rocas para un gradiente geotérmico normal rísticas, sino también porque suele encontrar- sería de unos 60º. se muy alterado a minerales micáceos. De acuerdo con estos datos y conforme Habitualmente es peciloblástico y presen- a valores generalmente aceptados (WINKLER, ta contornos irregulares, contiene inclusio- 1965, p. 59), a unos 400 m. del contacto, la nes de otros minerales y raramente aparece roca encajante llegaría a alcanzar algo más en maclas cíclicas. Su ángulo 2Vx oscila alde 400°C. Por otra parte, las corneanas con rededor de los 80º. albita-epidota comienzan a formarse a partir de 400º C, aproximadamente, lo que vendría 3.1.3.2. Consideraciones sobre el desarrollo a concluir que las facies de la aureola podrían y evolución de la aureola prolongarse teóricamente hasta casi 400 m. Dos hechos importantes han de ser teni- del borde del plutón. dos en cuenta al tratar el problema de la evo- Sin embargo, la aureola del stock de Pe- lución del metamorfismo de contacto en re- ñas de Aya, por término medio, no deja ver lación con la intrusión granítica: el grado me- efectos apreciables de metamorfismo de con- tamórfico alcanzado por las rocas de la aureo- tacto a más de 100 m. del granito. Por otra la y el espesor de la misma. parte, las facies de corneanas con hornblen- El grado metamórfico alcanzado (facies da, aunque desigualmente repartidas no tie- de corneanas hornbléndicas) es el normal en nen un desarrollo superior a los 25 m. de este tipo de intrusión. Como es sabido, en espesor. las rocas situadas en contacto directo con De acuerdo con todo lo anteriormente ex- el cuerpo intrusivo no se alcanza una tempe- puesto, es necesario hacer algunas observa- ratura superior al 60% de la del propio mag- ciones acerca de las causas que puedan ha- ma más aquella a la que se encontraban las ber contribuido al desarrollo aparentemente rocas encajantes antes de la intrusión: de tal anormal de la aureola de Peñas de Aya. De manera que suponiendo que el magma graní- entre estas causas, las más destacables pa- tico tuviera una temperatura original entre recen ser las siguientes: 700º y 800º y la intrusión se realizara a una 1. Temperatura de intrusión bastante ba- profundidad de 5-6 km., se alcanzarían en di- ja. cho contacto los 600º-650º C. (JAEGER, 1957; 2. Emplazamiento superficial. in WINKLER, 1974). 3. Intrusión no realizada en una sola eta- En el caso que nos ocupa la intrusión de- pa. bió de ser poco profunda, dada la posición estratigráfica de los materiales encajantes, Analizaremos someramente, una tras otra, con lo cual las temperaturas en el contacto estas tres posibilidades. serían algo más bajas que las anotadas, pe- Es posible que la temperatura del magma 68 JUAN CAMPOS en el momento de su emplazamiento fuera in- ble que tal esquistosidad se relacione con la ferior a los 700º C supuestos anteriormente, presión generada en una segunda etapa de con lo cual el flujo de calor hacia el medio encajamiento del granito. circundante habría sido relativamente bajo; En definitiva, el reducido espesor de la MARMO (1968) indica la posibilidad de for- aureola parece controlado por la baja tem- mación de granito en un medio hidrotermal a peratura del magma intruido, menor que temperaturas inferiores a 650º C (incluso del 700°C (?), la temperatura de intrusión sien- orden de 400-500ºC), pero en este caso no do a su vez dependiente del apreciable con- hay pruebas para admitir tal proceso. No obs- tenido en volátiles y de la escasa profundidad tante, cabe que un magma rico en elemen- de emplazamiento (menos de 2 km. de pro- tos volátiles y H20 pueda alcanzar, aún en fundidad). A todo esto hay que añadir la ve- estado fundido, temperaturas por debajo de rosímil posibilidad de que el ascenso ocu- los 700º-800º C, supuestamente normales para rriese en más de una pulsación. magmas graníticos; esto puede influir en el escaso desarrollo de la aureola de contacto 3.1.4. Edad de la intrusión de Peñas de Aya. Por otra parte, la intrusión pudo hacerse No se tienen datos de edad absoluta que en niveles muy próximos a la superficie, con permitan definirse acerca del momento en el doble efecto de que las pérdidas de calor el cual se realizó el emplazamiento del gra- podrían haber sido importantes y que la ro- nito de Peñas de Aya, pero se pueden hacer ca encajante se encontraría originalmente a algunas consideraciones sobre la edad de in- temperaturas bajas (del orden de 60º C a 2 km. trusión, en relación con la edad de los ma- de profundidad). Es un hecho indudable la teriales encajantes y la de las fases de de- superficialidad de emplazamiento del granito formación existentes. de Peñas de Aya, no hay que olvidar que in- La disposición cartográfica del stock es la truye en los materiales estratigráficamente de un cuerpo alargado .con su eje mayor de más altos de las sucesiones paleozoicas; dirección N45E, aproximadamente. La geome- efectivamente, el Carbonífero en su totalidad tría primitiva está modificada por el juego de no debe exceder los 2.000 m. y esto inclu- la falla de Aritxulegui, falla que controla en yendo el posible incremento del espesor pri- buena medida la distribución de las facies mitivo por efecto de las deformaciones su- mesozoicas, desde el Jurásico hasta el Cre- fridas en las fases de deformación anteriores tácico superior. a la intrusión. Como consecuencia, las pér- El stock de Peñas de Aya tiene un trazado didas de calor de la masa ígnea debieron ser semejante al de otras estructuras mayores considerables y el enfriamiento relativamen- de la región, tales como el antiforme com- te rápido. puesto de Aranaz, cuyo núcleo se sitúa en Finalmente, en relación con la tercera de un extenso afloramiento de calizas que apa- las causas invocadas puede indicarse que el rece como resultado de la superposición de magma pudo haber sido emplazado primera- plegamientos; el eje mayor del plutón pare- mente en una zona más profunda y más tar- ce congruente con el máximo estadístico de de, a temperatura más baja, haber ascendido distribución de los pliegues de la segunda hasta el nivel de encajamiento actual. Como fase de deformación hercínica (anteestefa- se ha señalado en el epígrafe 3.1.3.1., al des- niense). Sin embargo, los cristales peciloblás- cribir las corneanas de la aureola, una esquis- ticos de la aureola del granito engloban a una tosidad de fractura se ha desarrollado local- esquistosidad de crenulación, groseramente mente, mientras las rocas sufrían los efec- paralela a los pliegues de la segunda fase, tos derivados de la proximidad del cuerpo además de a la esquistosidad de primera fase. ígneo. Las primeras motas de óxidos de hie- Desgraciadamente los conglomerados es- ror están deformadas por la esquistosidad de tefanienses afloran lejos del granito y no pue- fractura, mientras que los minerales de ma- den establecerse relaciones entre uno y otros. yor temperatura, crecidas sobre la mota, obli- Sí sabemos que las fases de deformación teran dicha esquistosidad. Creemos admisi- mencionadas no afectan al Estefaniense. ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 69

Por todo lo expuesto y teniendo en cuen- S2; sólo en algunas ocasiones se ha obser- ta la edad del material encajante (epígrafe vado un «tectonic-banding» originado por con- 2.1.2.), la intrusión debió ocurrir después del centraciones diferenciales de cuarzo en las Namuriense y probablemente antes del Este- charnelas de los micropliegues. faniense. En nuestra opinión el granito de Todavía, en algunos casos parece existir Peñas de Aya puede considerarse como tardi un recrecimiento de minerales post-S2 que o postcinemático, pero ciertamente hercínico. sugiere la posibilidad de una última fase de metamorfismo térmico, contemporáneo qui- 3.2. RASGOS METAMORFICOS DE LAS zás de una débil actividad hidrotermal. SUCESIONES PALEOZOICAS METAMORFISMO DINAMO-TERMICO Las rocas que constituyen la sucesión esquistosa de Cinco Villas conservan aún mu- Es conocida la dificultad que presenta la chas de sus características sedimentarias, y delimitación del estadio más bajo de meta- como tales las hemos descrito en el epígra- morfismo, al no estar bien establecidos sus fe 2.1.2. No obstante, en ellas se presenta, límites con la diagénesis. Tiene que existir un de manera generalizada, una esquistosidad paso gradual desde la diagénesis al metamor-

(S1) de flujo, que es bastante penetrativa y fismo al aumentar la carga y la temperatura, atraviesa, incluso, charnelas de pliegues iso- pero es difícil separar, en el estadio meta- clinales; los minerales aparecen entonces re- mórfico más bajo, los cambios que se produ- cristalizados y orientados paralelamente a S1. cen en las rocas como consecuencia de uno El crecimiento sincinemático de minera- y otro proceso, ya que gran parte de ellos les respecto a S1 hace necesario considerar son comunes a ambos; muchas veces es nela existencia de un metamorfismo dinamo- cesario recurrir a criterios no puramente mi- térmico. neralógicos para definir el inicio de un pro- Sin embargo, el grado metamórfico ha si- ceso metamórfico. do tan bajo que básicamente produce una re- En las rocas que constituyen la sucesión cristalización de los minerales preexistentes, esquistosa del Macizo de Cinco Villas nos en- sin que aumente su tamaño de forma osten- contramos ante un caso en el que resulta pro- sible, lo que dificulta enormemente el estu- blemática la consideración del metamorfismo dio de las texturas metamórficas y la deter- (eventual reorganización diagenética avan- minación microscópica de las asociaciones zada?) a que han llegado a estar sometidos minerales presentes. los sedimentos. En dichas rocas se ha desa- Las condiciones son tales que, inmediata- rrollado una verdadera esquistosidad y en re- mente después de producidos los pliegues lación con ella se ha originado una reorien- de F1, o bien, llegados a un cierto grado de tación y crecimiento sincinemático de algu- evolución de los mismos, se desarrollan ciza- nos minerales: pero la propia naturaleza de llas que forman un bajo ángulo con las su- los minerales de neoformación, y el reducido perficies axiales y que determinan la tecto- tamaño de sus granos, impiden la determina- nización de los flancos. En relación con ellas ción microscópica de los mismos, y el cono- se originan texturas cataclásticas y, en oca- cimiento del grado de cristalinidad alcanzado. siones, se llegan a formar verdaderas milo- Aparte de cuarzo, los únicos minerales de nitas. neoformación reconocibles en lámina delga-

Los planos axiales de los pliegues P1 y da son los micáceos, para cuya determina- las cizallas subsecuentes son plegadas por ción precisa se requieren técnicas especia- los pliegues P2, a los que se asocia una es- les, con ayuda de Rayos X. quistosidad de crenulación en los niveles pe- Precisamente, basándose en el estudio de líticos. En relación con esta nueva esquisto- la fracción arcillosa, B. KUBLER (1966) defi- sidad no hay recrecimiento de minerales, pues nió la zona de anquimetamorfismo (límite in- a lo sumo se observan reorientaciones de los ferior del metamorfismo), utilizando como minerales micáceos hasta disponerse para- único criterio el grado de cristalinidad de la lelamente a las superficies de esquistosidad illita. 70 JUAN CAMPOS

De acuerdo con las constantes estableci- Los minerales micáceos son de pequeño das por B. KUBLER, H. HEDDEBAUT (1973) ha tamaño, raramente alcanzan las 100 micras, estudiado la fracción arcillosa de un centenar y aparecen siempre bien orientados según S1. de muestras escogidas en el Devónico que Casi siempre se suele tratar de mica blanca aflora en el Macizo de Aldudes. y, en menor proporción, clorita, con un color H. HEDDEBAUT ha revelado la presencia verde pálido y débilmente pleocroica. En ocasiones, la clorita parece manifestar un color de illita, clorita y paragonita en el Devónico inferior; de illita, pirofilita, allevardita y para- de interferencia algo elevado, lo que hace gonita en el Devónico medio, y de illita, clo- pensar que pudiera tratarse de una biotita rita, pirofilita y allevardita en el Frasniense. verde formada en un grado muy bajo de metamorfismo; no obstante, el pequeño tamaño Se mantienen pues asociaciones semejantes de los cristales impide asegurar esta supo- a cualquier nivel de la serie esquistosa y to- sición, ya que muchas veces el color de in- das ellas son típicas de un metamorfismo de terferencia verdadero puede estar enmasca- grado muy bajo, que puede incluirse en la rado por el de otros minerales circundantes. zona de anquimetamorfismo de KUBLER. Aunque toda la sucesión esquistosa está Entre los caracteres típicos de anquime- situada por debajo del frente de esquistosi- tamorfismo de las muestras devónicas, se ha dad, parece que la intensidad del metamorfis- señalado la ausencia de montmorillonita, la mo es decreciente hacia la parte alta de la constante presencia de illita y clorita, el de- sucesión esquistosa. Así se deduce de las sarrollo simultáneo de pirofilita y allevardita y diferencias en el grado de recristalización de la aparición de ciertos silicatos sódicos (pa- las rocas de unos sectores a otros; en las ragonita), todo ello acompañado de una ver- zonas central y oriental del Macizo estudiado dadera esquistosidad. Destaca también la es donde mejor desarrollada se encuentra S1 existencia de cloritoide, en algún caso y muy y donde el metamorfismo se hace más paten- disperso, hecho bastante anormal si se le te, con claras muestras de crecimiento sin- supone asociado a la anquizona(1). cinemático de los minerales. Por el contrario, Es muy probable que, al W del río Bida- en el borde NW de Cinco Villas, en los tér- soa, el Carbonífero haya estado sometido a minos mas altos de la sucesión, el tamaño un metamorfismo similar al descrito para el de grano y la orientación preferencial de los Devónico del Macizo de Aldudes. minerales micáceos es mucho menos acusada. En la sucesión esquistosa de Cinco Villas hemos podido constatar la presencia de cuar- Subsecuentemente al desarrollo del me- zo, mica blanca y clorita, además de grafito tamorfismo regional, las rocas del Carbonífe- y óxido de hierro. El cuarzo es, en gran par- ro de Cinco Villas se han visto sometidas a te, detrítico pero se encuentra también cuar- una fuerte tectonización como consecuencia zo de neoformación, crecido entre los granos de la acción de cizallas que, formando un ba- clásicos recrecidos; los granos que formaban jo ángulo con los planos axiales de los pliegues de F1, laminan los flancos de dichos plie- parte de la trama están alargados según S1, y en los de mayor tamaño, a consecuencia gues llegando, en ocasiones a desenraizar los del aplastamiento («flattening»), se desarro- núcleos. Aparecen entonces texturas cataclás- llan colas de presión. En ocasiones, es posi- ticas y las rocas se transforman en milonitas ble observar en el campo pequeñas venas de o ultramilonitas, con alguna recristalización cuarzo, de 3 ó 4 cm. de espesor, que están de la matriz (hartschiefer); a veces, la roca se presenta atravesada por superficies anas- plegadas durante la F1. tomosadas que cortan a S1 que originan una textura lenticular, dando lugar, cuando el ta- (1) Ya apunta, H. HEDDEBAUT la posibilidad de que existiera un foco térmico el cual estaría ligado al maño de grano es pequeño, a una filonita. cloritoide. De hecho, advierte que este mineral no guarda relación con la esquistosidad y es clara- METAMORFISMO TERMICO mente postcinemático. Al W del río Bidasoa, J. CHACON citó la presencia de cloritoide en una No parece existir una nueva fase meta- de las muestras de la aureola de contacto del granito de Aya (CAMPOS et al., 1975). mórfica ligada al plegamiento de la F2, ya ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 71

que, según hemos advertido, no se aprecia tica, en cristales alargados que, en casos ex- recristalización sincinemática de minerales tremos, pueden alcanzar hasta las 200 micras;

en relación con S2; a lo sumo, se produce entonces es frecuente observar interestratifi- reorientación de minerales anteriormente for- cados de mica blanca y clorita, con óxidos de mados y, en algunos casos, aparición de «tec- hierro incluidos según los planos de exfolia- tonic banding» por segregación de cuarzo en ción, hecho que induce a pensar que, al me- las zonas de charnela de los micropliegues, nos en parte, la moscovita proceda de cris- que contrastan con las concentraciones micá- tales de biotita desferrificada por alteración. ceas en !as superficies de esquistosidad. La clorita se presenta en pequeños cris- Pero en bastantes muestras de las estu- tales (de unas 50 micras) desorientados, con diadas se aprecia un crecimiento post-S2 de color verde pálido y débilmente pleocroica. algunos minerales, puesto de manifiesto por A veces resulta de la alteración de biotita, las texturas desordenadas y poligonales que formando interestratificados con mica blanca presentan. Tal recristalización sugiere la ac- o biotita verde (o vermiculita?). Es frecuente ción de un ligero metamorfismo con blastesis también que clorita de color verde más in- en medio estático. tenso (pinnita) rellene filoncillos de origen La acción metamórfica post-F2 no parece hidroternal. afecta: de una manera general a toda la su- La biotita es verde. Se encuentra muy al- cesión esquistosa de Cinco Villas; por el terada a clorita y a mica blanca, como hemos contrario, se reduce a pequeñas áreas irre- indicado, por una desferrificación intensa. El gularmente distribuidas por el Macizo, que color verde pálido, de tonalidades amarillen- no guardan siquiera relación con la posición tas, que presenta la biotita indica que el gra- estratigráfica de los materiales afectados. El do metamórfico es muy bajo, habiéndose lo- área en la que mejor se manifiestan sus efec- grado únicamente la formación incipiente de tos es la situada al norte de Leiza, entre los este mineral. Así lo han señalado diversos sectores de Leizalarrea y Goizueta; también autores (in DEER, HOWIE y ZUSSMAN, 1962; se pueden apreciar sus efectos en pequeños vol. 3), para los cuales el color de la biotita sectores del área del río Bidasoa y en algu- depende de la composición y del grado de nos puntos cercanos al borde NW del Maci- metamorfismo, de tal manera que, con meta- zo, como ocurre al N de Aldudekogaña. Es morfismo creciente, aumenta la relación posible, pues, que este metamorfismo sea TiO2/MgO:FeO, y el color varía desde amarillo originado por la existencia de pequeños do- verdoso a marrón oscuro; el color verde es mos térmicos cuyo origen consideraremos típico de la biotita de rocas pelíticas y psam- más adelante. míticas que han sufrido un grado muy bajo de La asociación mineralógica que caracteri- metamorfismo. za a esta fase de metamorfismo estático es- tá formada esencialmente por cuarzo-mica La actividad hidrotermal asociada a esta blanca-clorita (biotita?). etapa de metamorfismo produce la formación El cuarzo de esta fase procede, sobre to- de venas rellenas de cuarzo y pínnita, y, a do, de la recristalización de granos detríticos veces, zeolita. También hemos visto peque- en los que se origina una poligonización de ños cristales de turmalina, de color verde o sus bordes, con límites rectos y aparición marrón claro, cuyo origen esté ligado posi- de puntos triples. También hay cuarzo de ori- blemente al hidrotermalismo y asimismo hay gen hidrotermal que rellena pequeñas venas, pequeñas concentraciones de hierro en frac- microscópicas, que cortan netamente a las turas, hierro que ha reaccionado con las mi- superficies de esquistosidad. cas colindantes. La mica blanca suele recristalizar mime- La existencia de una etapa de metamorfis-

tizando a S1, pero cuando la crenulación de mo térmico en el Paleozoico de los Pirineos

F2 es bien patente se presenta formando ar- Vascos sólo había sido supuesta antes, aun- cos poligonales. Otras veces aparece mica que de forma velada, por H. HEDDEBAUT blanca desorientada claramente postcinema- (1973) al no encontrar otra forma de explicar 72 JUAN CAMPOS la presencia de cloritoide postcinemático en pero son especialmente abundantes en el sec- el Devónico del Macizo de Aldudes. tor de Lesaka y Yanci. En las calizas de Ara- En nuestra área el metamorfismo estátito naz existen múltiples afloramientos de estas no se manifiesta con carácter general, sino rocas, que cortan netamente a la estratifica- que se limita a pequeños sectores irregular- ción. mente distribuidos. El origen de esos domos Las diabasas son holocristalinas, hipidio- térmicos así detectados se podría encontrar morfas, con un tamaño de grano medio y ho- en el propio granito de Peñas de Aya, corres- mogranulares; la textura es ofítica. pondiendo a apófisis, que no llegan a aflorar, Sus principales componentes son plagio- pertenecientes a un cuerpo ígneo de gran vo- clasa bastante cálcica y piroxeno, posiblemen- lumen. De hecho aparecen pequeños encla- te augita, que se presenta alterada a biotita; ves de rocas granitoides sacados a la super- a su vez la biotita pasa con frecuencia a clo- ficie en relación con accidentes tectónicos, rita con liberación de óxidos de hierro. Otras en zonas bastante alejadas de las Peñas de veces adquieren un carácter porfídico, con Aya (zona del «manto de los mármoles» de fenocristales de plagioclasa cálcica alterada P. LAMARE, 1936; por ejemplo). y piroxeno monoclínico muy alterado; la ma- Existe también la posibilidad de que el triz que envuelve a los fenocristales está metamorfismo térmico sea de edad alpina. constituida principalmente por plagioclasa. En el citado «manto de los mármoles» el Ju- rásico se encuentra afectado por un meta- OFITAS morfismo estático que puede tener un origen Las ofitas muestreadas son granudas, de común con el que comentamos; no hemos grano fino con textura holocristalina hipidio- estudiado el área ocupada por ese Jurásico morfa. Son abundantes los cristales de piro- metamorfizado y no nos podemos definir a xeno augítico, de hasta 30 ó 40 mm. de ta- este respecto. Sin embargo hemos de seña- maño, con inclusiones dé plagioclasa de has- lar que el metamorfismo asociado al llamado ta 0,5 mm., rodeados por pequeños cristales «manto de los mármoles» aparece circunscri- tabulares de plagioclasa, mena metálica y pro- to a una franja muy restringida, pudiendo aso- ductos de alteración. La plagioclasa es del ciarse a algún accidente concreto y carecer de tipo labradorita y entre los minerales acceso- relación con el puesto de manifiesto en la rios son especialmente abundantes los opa- sucesión esquistosa de Cinco Villas. cos, probablemente magnetita, y en menor proporción existen apatito y zircón. La alte- 3.3. ROCAS IGNEAS BASCAS ración ha progresado uralitizando los piroxe- Describiremos en este apartado las rocas nos, que pasan a dar anfiboles, del tipo de básicas que encajan en términos paleozoicos actinolita, que se transforman en cloritas. y triásicos. En algunos casos, estas rocas, calificadas bajo el nombre de ofitas, presentan el ca- DIABASAS rácter de serpentinitas constituidas por un Afloran diseminadas entre los materiales entramado desorientado de crisotilo y antigo- paleozoicos. Su forma de yacimiento es va- rita, con las que coexisten carbonatos y me- riable según los casos: muchas veces cons- nas metálicas. tituyen filones que cortan netamente a la es- No puede hacerse el análisis de los con- tratificación, pero otras, ramificaciones de un tactos de estas rocas con las rocas encajan- filón se sitúan paralelamente al trazado de tes por cuanto, estando englobados en el las capas. Trías, los contactos actuales están retocados Las diabasas encajan a cualquier altura por los movimientos halocinéticos de las ma- de la sucesión paleozoica del área estudiada, sas plásticas envolventes. ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 73

CAPITULO 4 TECTONICA

El contenido de este capítulo es algo he- Una dificultad más para el estudio de las terogéneo, porque la propia ubicación del fases de deformación propiamente hercinia- área estudiada así lo determina. La superpo- nas consiste en que todo el Macizo de Cinco sición en el espacio de dos orogenias y la Villas se ha visto sometido a los esfuerzos influencia de sucesivas fases de deformación de la orogenia pirenaica, con directrices tec- de cada una de ellas es la causa de la relati- tónicas que interfieren con las anteriores, va dificultad de algunas interpretaciones. En hasta enmascararlas en algunos casos. cada ciclo orogénico las condiciones de de- Las primeras conclusiones sobre la estruc- formación y la reacción íntima de los mate- tura del sector más occidental del Macizo de riales han sido diferentes. Las estructuras Cinco Villas se deben a D. RICHTER (1963, hercinianas se han desarrollado en su mayor 1965), que señala la existencia de pliegues parte por debajo del frente de esquistosidad con una dirección que oscila entre N-S y mientras que para el ciclo alpino, la que con- NNE-SSW, a los que se superponen otros de sideraremos tectónica pirenaica, se exterio- dirección E-W; en su opinión, los primeros, riza en la configuración de estructuras de co- cuyo estilo no precisa, deben ser hercínicos, bertera propias del nivel estructural superior. mientras que para los de dirección E-W plan- Los pliegues y fracturas alpídicas afectan de tea la doble posibilidad de que sean alpinos distinta forma al zócalo y a la cobertera, pe- o de una fase hercínica tardía, ya que su orien- ro únicamente en contadas ocasiones se aso- tación coincide con la predominante en los cian a esquistosidades de fractura. pliegues que midió en materiales cretácicos, Finalmente la misma evolución del ciclo y con el trazado de las estructuras, conside- alpino sólo cobra su verdadera significación radas por él de fase saálica, que deforman cuando se inscribe en un proceso de tectóni- al Estefaniense y al Pérmico. ca global como es el de apertura del Golfo Ambas direcciones estructurales han sido de Vizcaya. también puestas de manifiesto (MOHR y PIL- GER, 1965; MÜLLER, 1967, etc.) en el Macizo 4.1. ETAPAS TECTONICAS HERCINICAS de Quinto Real, situado al SE de Cinco Villas, en el que existen pliegues cartografiables. La monotonía litológica que manifiesta el En Quinto Real, H. F. KRAUSSE (1973) y L. VI- Carbonífero del Macizo de Cinco Villas, como LLALOBOS (1977) señalan la existencia de únicos materiales aflorantes en su porción una esquistosidad de plano axial ligada a situada al W del río Bidasoa, complica enor- los pliegues de dirección N-S, a la que se memente el estudio estructural. Tan sólo en superpone otra más espaciada de dirección el sector entre Lesaka y Yanci, los contras- predominante NW-SE. Para estos últimos au- tes litológicos, entre formaciones con sufi- tores, tanto estos pliegues como los E-W son ciente desarrollo, hacen que se puedan dibu- de edad Westfaliense, mientras que les re- jar contactos cuya geometría tiene valor es- sulta problemática la datación de las fractu- tructural, puesto que sugieren la superposi- ras de dirección E-W, que coinciden con la ción de dos plegamientos de direcciones di- que frecuentemente adoptan las fallas alpídi- ferentes. cas; a este respecto, L. VILLALOBOS conclu- Sin embargo, el análisis de los micro y ye que «...se debe considerar para esta zona mesopliegues, frecuentes en los materiales la posibilidad de la formación hercínica de carboníferos, nos ha permitido deducir los fallas orientadas E-W, como rupturas trans- rasgos de la estructura general, a la vez que versales que han podido volver a actuar pos- se ha puesto de relieve la existencia de va- teriormente». rias deformaciones superpuestas de diferente Para la mitad oriental del Macizo de Cinco estilo. Villas, los geólogos alemanes de la Universi- 74 JUAN CAMPOS dad de Clausthal han puesto de manifiesto la flanco inverso bien desarrollado, en rela- existencia de importantes cabalgamientos de ción con los cuales se origina una esquis- edad hercínica. H. REQUADT (1966), con su tosidad, generalmente de flujo, subhori- detallada cartografía del Señorío de Bertiz- zontal (S1), subparalela a la estratifica-

Arana (al este de Sumbilla), mostró cómo ción (S0), en los flancos de dichos plie- el contacto mayor que envuelve los aflora- gues. Esta esquistosidad es bastante pe- mientos devónicos es tectónico. comproban- netrativa y se puede diferenciar bien de do que el Carbonífero se hunde bajo ese con- S0 en las charnelas de pliegues dibujados tacto; la superficie de cabalgamiento corta sobre los niveles más cuarcíticos; llega oblicuamente a las sucesivas formaciones a borrar toda traza de estratificación cuan- devónicas y, por encima de la superficie do los lechos son de naturaleza lutítica. principal, existen otras que determinan la in- A favor de S1 existe crecimiento de algu- dividualización de varias unidades alóctonas, nos minerales, en relación con un meta- cuya traslación respectiva es difícil de eva- morfismo dinamotérmico de bajo grado. luar. Por otra parte, al NE de Maya de Baztán, Existe una fuerte dispersión en la orienta- se ha constatado la superposición anormal ción espacial de los ejes P1, provocada del Silúrico sobre términos del Devónico por otros plegamientos sobreimpuestos; (JUCH y SCHAFER, 1971). sin embargo, de las máximas concentra- Todos estos datos y conclusiones han si- ciones observadas, se deduce que la dido recogidos con mayor extensión y amplia- rección predominante oscila entre N-S y dos con numerosos nuevos resultados en al- NE-SW. gunos trabajos recientemente aparecidos Fase 2 (F2).—Es apreciable la variación (CAMPOS y GARCIA-DUEÑAS, 1974c; CAM- de estilo de sus pliegues según la litolo- POS et al., 1975). gía de los niveles plegados; en los más lutíticos tienden a ser similares, mientras 4.1.1. Fases de deformación deducidas de que en los grauwáquicos o cuarcíticos las estructuras menores suelen ser isopacos. Los hay de simetría A partir del estudio de las micro y me- rómbica o monoclínica, pero estos últimos soestructuras-presentes en los materiales pa- suelen ser pliegues parásitos de otros de leozoicos hemos puesto de manifiesto varios mayor tamaño. En relación con los plie- sistemas de pliegues sobreimpuestos, asocia- gues de F2 se desarrolla una esquistosi- bles, en principio, a otras tantas etapas de dad (S2) poco penetrativa, que crenula a deformación. S1, en los lechos más micáceos y no se Algunas de las fases diferenciadas pueden manifiesta o se hace de fractura, a veces identificarse sin riesgo de error como hercí- muy espaciada, en los lechos cuarcíticos. nicas, pero otras, las más tardías, resultan Dicha esquistosidad adopta una disposi- más problemáticas de datar y no se tienen ción en abanico, respecto de las superfi- argumentos sólidos para descartar su activi- cies axiales, que son subverticales casi dad durante el ciclo alpídico. Es posible, co- siempre. Los diagramas de ejes B de plie- mo veremos, que algunas de las estructuras gues de F2 reflejan un máximo principal formadas en fases tardías de la orogenia her- para pliegues de dirección NE-SW (plie- cínica volvieran a funcionar más tarde, en gues P2a) y otro secundario para los NW-SE tiempos mesozoicos y hasta cenozoicos; así (pliegues P2b): admitimos que los P2b pue- ha sido admitido por diferentes autores. den ser conjugados de los P2a. Las deformaciones más antiguas que afec- Como estructuras menos frecuentes en el tan al Carbonífero corresponden a dos fases Paleozoico de Cinco Villas hay que citar la que son las más directamente responsables existencia de kink-bands, formados con toda de la estructura hercínica. Los efectos de esas probabilidad en una fase hercínica tardía; el dos fases de deformación pueden resumirse escaso número de estas estructuras nos ha de la siguiente manera: impedido el obtener unas pautas estadísticas

Fase 1 (F1).—Pliegues (P1) tumbados de sobre su distribución y direcciones, aunque ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 75

les tumbados con un flanco inverso largo; para su estudio hemos tenido que limitarnos a las observaciones en trincheras, en las que son reconocibles normalmente pliegues mé- tricos o decamétricos, a los que se asocian pliegues parásitos de menor tamaño y menor desarrollo relativo del flanco corto: este ca- rácter se acentúa especialmente en los pliegues desarrollados sobre niveles más competentes. Las superficies axiales y la esquistosidad ligada a estos pliegues debieron ser en origen poco inclinadas y los buzamientos, a veces bastante acusados, que ahora se miden son consecuencia de la superposición de los

pliegues de F2 en menor grado, de otras deformaciones posteriores. En la fig. 24 se recogen ejemplos de las geometrías más características de los plie-

gues P1. En todas ellas resalta el comportamiento diferencial entre los niveles de distinta naturaleza litológica. Los menos dúcti- les (grauwacas y cuarcitas) tienden a con- servar su potencia constante, aunque la ob- servación microscópica demuestra que poseen una esquistosidad de plano axial, de bajo án- gulo con el flanco. Los pliegues que afectan a paquetes más competentes, constituidos por bancos areniscosos separados por delgadas alternancias lutíticas, manifiestan caracteres isopacos y una acusada geometría similar; presentan, por tanto, grandes flancos planos y charnelas muy reducidas, es decir, el aspecto de pliegues angulares muy cerra- Fig. 23. Relaciones angulares y posible pauta de interferencia de los pliegues originados en las dos dos, con charnelas rellenas de material lutí- principales fases hercínicas. tico. Para el caso de niveles lutíticos bien de- sí destaca la presencia de dos sistemas con- sarrollados, tan abundantes en el Carbonífero jugados. de Cinco Villas, se desarrolla una esquistosi- Además de las fases de deformación que dad de flujo y la obliteración de S0 es habi- acabamos de resumir, se reconocen en el tual, los pliegues son de geometría similar Carbonífero otras estructuras de compren- con adelgazamiento exagerado de los flancos. sión sobreimpuestas. El hecho es que sus di- Cuando alternan regularmente niveles de recciones son congruentes con los de otras distinta litología aparecen pliegues de com- estructuras pirenaicas y en ocasiones prolon- portamiento parcialmente flexural en los que gan, en otro nivel estructural, algunos acci- se sigue evidenciando el comportamiento dife- dentes de la cobertera. rencial de las distintas capas. Mientras que en los niveles incompetentes se observa un buen 4.1.1.1. La primera fase de deformación desarrollo de la esquistosidad paralela al pla- Los pliegues de primera fase, ya se ha no axial y una aparente acumulación de mate- dicho, poseen el estilo de pliegues isoclina- rial en las zonas de charnela, en las más com- 76 JUAN CAMPOS

Fig. 24. Esquemas mostrando la geometría de algunos pliegues de F1. petentes el espesor varía muy poco de unas zonas a otras del pliegue. En esos casos se observa con cierta frecuencia refracción en la esquistosidad; así, en las zonas de charnela de lechos más cuarcíticos, la S1 se dispone en abanico divergente, también hacia el núcleo del pliegue. Todavía, en relación con la primera fase de deformación, destaca el desarrollo de cizallas tendidas que laminan los flancos de los pliegues y producen trasposiciones, a veces importantes, en les estructuras de plegamien- Fig. 25. Pliegue isoclinal de F1, plano axial horizontal. to. Estas superficies se observan a cualquier (Esquema tomado de una fotografía). Carretera de escala: al microscopio, como después vere- Leiza a Hernani, Km. 36. mos, se presentan originando una textura lenticular típica del metamorfismo dinámico. A El propio cortejo de estructuras asociadas escala del afloramiento se manifiestan como a la F1, hace más difícil establecer la ver- superficies frecuentemente arqueadas, deli- gencia de los pliegues tumbados. La propia mitando entre superficies consecutivas «pe- geometría casi isoclinal de los P1, con un flan- ces tectónicos» que pueden contener charne- co inverso bien desarrollado, condiciona el las de pliegues desenraizados. que, en los reducidos afloramientos de la El desarrollo de estas superficies de ci- región, pueda saberse cuál es el flanco más zalla, con las trasposiciones asociadas, es largo y cuál el más corto; es muy raro que inmediatamente subsiguiente a la formación en un afloramiento continuo lleguen a verse de los pliegues P1 y de la esquistosidad S1. varios pliegues decamétricos P1 sucesivos y, En ciertos casos favorables se ven las su- aún así, cabe la incertidumbre de pensar si perficies de cizalla plegadas por pliegues estarán asociados a un pliegue de un orden de F2 y cómo consiguen laminar los flancos mayor y en qué flanco de ese posible plie- inversos de los P1 (fig. 30). gue estarán situados. No obstante y a pesar ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 77

siderando este término como sinónimo de «slaty cleavage», «flow cleavage» y «axial- plane cleavage».

La S1 es penetrativa y se presenta en general paralela a los planos axiales de los pliegues; no obstante, cuando hay alternancia de niveles de distinta litología, sufre re- fracción en las zonas de charnela y aparece dispuesta en abanico, convergente o divergente, según la capa en la que se observa. En los flancos de los pliegues la esquis-

tosidad se hace subparalela a S0, de tal manera que en el campo son indiferenciables

con frecuencia ambas superficies, S1 y S0. En

las charnelas se aprecia cómo S0 llega a Fig. 26. Estructuras de F1 mostrando fuerte transpo- sición. Km. 45 de la carretera de Leiza a Hernani. mostrarse traspuesta y crenulada a lo largo (Según foto). de las superficies de esquistosidad. En los niveles lutíticos la elongación perpendicular al aplastamiento es apreciable

Fig. 27. Pliegues de F,. Carretera de Leiza a Hernani, Km. 26. (Según foto). de estas dificultades, los datos recogidos nos inducen a creer la mayor probabilidad de las vergencias generales sean hacia el W; tampoco se han visto casos de pliegues tumbados sucesivos, en los que los pliegues 1 más «altos» lleguen a recubrir a sus inme- diatos inferiores, situados a su W. De esta suerte, la disposición general parece ser la recogida en la fig. 31, en la que se dibujan pliegues P1, descontados los efectos de las fases de deformación posteriores.

LA ESQUISTOSIDAD S1 Ya hemos adelantado que, en relación Fig. 28. Pliegue de F1 limitado por superficies de ci- con los pliegues de primera fase, llega a zalla. Carretera de Leiza a Hernani. Km. 44. (Según desarrollarse una esquistosidad de flujo, con- foto). 78 JUAN CAMPOS con lo que la estratificación, casi siempre borrada, tiende a coincidir con S1 en los flancos; ni siquiera en las charnelas se reconoce bien la traza de estratificación, obliteradas por la S1 muy cerrada y por el crecimien- to orientado de minerales.

Al microscopio la S1 se manifiesta, en los horizontes lutíticos, por una orientación paralela de los minerales micáceos de neofor- mación, que rodean a los elementos detríti- cos residuales, algunos de los cuales, como el cuarzo, se encuentran recristalizados y alargados en el sentido de la esquistosidad; en los extremos de ciertos granos se desarrollan colas de presión(1). Cuando la litología es más rica en elementos detríticos, tal como ocurre en las rocas grauwáquicas, se aprecia una foliación caracterizada por la alternancia de finísimos niveles cuarcíticos y micáceos, cuyo espesor varía entre 500 micras y 1 mm. Las ca- pitas cuarcíticas están formadas por cristales de cuarzo alargados en el sentido de la esquistosidad; los fenómenos de cataclasis son muy frecuentes dentro de ellas formán- dose texturas miloníticas (los granos más gruesos se han triturado), con claras seña- les de recristalización. No es raro que estos niveles más cuarzosos se presenten micro- boudinados entre los más micáceos. En los

lechos de grano más fino S1 se encuentra Fig. 29. Pliegues de F, limitados por superficies de ci- bien patentizada por la disposición paralela. zalla. Carretera de Leiza a Hernani, Km. 44. (Según de los minerales micáceos de neoformación. foto). En las rocas más pobres en elementos micáceos (cuarcitas, microconglomerados las de plegamiento detectadas en fases posteriores. De acuerdo con tas características cuarcíticos), S1 sólo se manifiesta por la orientación preferencial y el aplanamiento de del plegamiento ligado a F1, la posición ori- los granos detríticos. ginal de la S1 debió, en un principio, adoptar una disposición bastante tendida. Examinando los diagramas de la fig. 32 De acuerdo con las propias característi- se aprecia cómo la S1 se encuentra a veces cas de las estructuras formadas en esta fa- fuertemente inclinada, pero tal disposición se de la deformación, cabe-esperar un desa- no debe ser la original; de hecho se puede rrollo irregular de la lineación de intersec- advertir, en algunos de estos diagramas, có- ción de S0 y S1. En efecto, la S1 es subpara- mo los polos de la esquistosidad se distri- lela a la estratificación en los flancos de los buyen en círculos cuyos ejes tienen direc- pliegues por lo tanto, sólo en las zonas de ciones que coinciden aproximadamente con charnela existe la posibilidad de encontrar una buena lineación de intersección. En las superficies de estratificación de los bancos (1) Superpuesta a S1, en los niveles lutíticos, suele aparecer una textura lenticular, resultante de la detríticos se distingue bien la lineación de disposición anastomosada de superficies de trans- crenulación, asociada a la de intersección posición. Estas superficies deben guardar relación en las charnelas preferentemente. con las cizallas subsecuentes de los pliegues P1. ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 79

Fig. 30. Esquema mostrando superficies de cizalla subsecuentes de F1 plegadas por P2. Carretera de Fig. 31. Esquema de la disposición primitiva que de- Hernani a Leiza, Km. 45. (Según foto). bían presentar los P1.

Fig. 32. Diagramas de proyección de polos de S1 S0, indicando el sector a que cada uno de ellos representa. Intervalos: 2-4, 6-8, 10-12 y > 12%, 1, sucesión esquistosa de Cinco Villas; 2, calizas de Aranaz; 3, granito de Peñas de Aya; 4, Mesozoico. 80 JUAN CAMPOS

LAS DIRECTRICES ESTRUCTURALES gues en diferentes sectores favorables, agru- DE LA F1 pando dichas medidas en respectivos diagramas de proyección equiareal, a fin de obte- El estudio de la orientación de las estruc- ner una distribución estadística de las orien- turas de plegamiento formados en la prime- taciones (fig. 33). ra fase hercínica resulta difícil, ya que han sido modificadas por las deformaciones pos- Como se puede apreciar en los diagra- teriores. Las condiciones de afloramiento han mas, la distribución de polos de ejes de P1 impedido obtener, aunque fuera en subáreas refleja una dispersión acentuada. Sin embar- reducidas el trazado cartográfico de las fi- go, se pueden observar máximos que indican guras de interferencia originadas por la su- que las estructuras de plegamiento origina- perposición de plegamientos, para a partir de das en esta fase debían tener una orienta- ellas emprender la reconstrucción de la for- ción preferente próxima a la N-S, al N del ma y orientación originales de las estructu- área estudiada, mientras que, hacia el sur, ras de F1. En consecuencia, se ha recurrido al adoptan una dirección NE-SW, describiendo sistema de recoger medidas de ejes de plie- en conjunto un ligero arco cuya concavidad

Fig. 33. Representaciones en proyección equiareal de ejes de P1. Intervalos: 4-2, 3-5, 6-7 y > 7%. Cada diagrama corresponde a la proyección en el hemisferio inferior de 100 ejes. A, al N del río Urumea; B, Goizueta-Arano; C; sector del río Bidasoa. ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 81 está situada hacia el NW. Es posible que este arqueamiento no sea original sino que se haya provocado por efecto de esfuerzos posteriores. Además de esos máximos, en los diagramas se observan ciertas concentraciones de puntos: examinándolas detenida mente se puede apreciar cómo, aproximadamente, se distribuyen insinuando círculos máximos o mínimos de la esfera, lo que hace suponer que se trate de distribuciones que reflejan vagamente las modificaciones en orientación provocadas por plegamientos posteriores. También y de alguna manera las cizallas li-

gadas a la F1 pueden haber contribuido a la dispersión en las orientaciones de los ejes

de pliegues P1. En definitiva, se puede concluir, de acuerdo con lo que ya había sido adelantado por autores anteriores (RICHTER, 1963, 1965; Fig. 34. Pliegue de F2. Esquema dibujado sobre la superficie pulida en una muestra perpendicular al eje. KRAUSE, 1973; CAMPOS y GARCIA DUE- ÑAS, 1975; CAMPOS et al., 1975; VILLALO- BOS, 1977), los pliegues de esta fase debie- Muy frecuentemente, en el campo, se presentan pliegues de menor orden (decimétri- ron formarse con sus ejes orientados aproxi- cos a centimétricos) que acompañan a los madamente en dirección N-S. de orden mayor. Entonces poseen simetría 4.1.1.2. La segunda fase de deformación monoclínica, con uno de los flancos ligeramente más largo y se han formado con un Se manifiesta por la aparición de pliegues fuerte componente flexural.

que deforman a los de la F1 y por el plega- La geometría de los pliegues de F2 está

miento generalizado de S1; los más abundan- fuertemente controlada por las característi- tes, de tamaño medio, poseen una cuerda de cas litológicas de los niveles que se plie- algunas decenas de metros. Son pliegues gan: mientras los lechos de grano más grue- aproximadamente simétricos (simetría róm- so, los menos dúctiles, muestran un compor- bica) y con el plano axial subvertical; pue- tamiento isópaco, los horizontes lutíticos den presentar una ligera vergencia, pero és- tienden a engrosarse en el núcleo y a adel- ta es variable de unos a otros y puede ser gazarse en los flancos. En el núcleo de los explicada en muchos casos suponiendo que pliegues sobre materiales incompetentes en la superficie que se pliega, ya deformada an- niveles finalmente filiados se desarrolla una teriormente, poseía una inclinación inicial, esquistosidad de fractura poco espaciada, que podía ser diferente de unos sectores a acompañada de trasposición. otros. En general, los pliegues decamétricos En ocasiones la deformación de F2 se ma-

de F2 son suaves y en su núcleo se observa, nifiesta por la formación de pliegues angu- a la escala del afloramiento, una fracturación lares de pequeño tamaño. Cuando son mono- muy grosera que se abre en abanico hacia clínicos, lo que es usual, desarrollan una es- la zona de charnela; en ocasiones se quistosidad en el flanco corto únicamente; desarrollan pequeñas fallas inversas que ex- tal esquistosidad no es paralela al plano axial truyen el núcleo y laminan el flanco más y forma un ángulo bajo con el flanco largo, corto del pliegue. Otras veces los núcleos a la vez que crenula a la S1 del flanco me- más intensamente replegados, agrupan plie- nos desarrollado. gues angulares de menor tamaño, con agudas Los pliegues de F2 se asocian en dos sis- charnelas fracturadas. temas conjugados P2a y P2b que no tienen ne- 82 JUAN CAMPOS

Fig. 36. Pliegues de F2. Carretera de Leiza a Hernani, Km. 25. (Según foto).

Fig. 35. Pliegues menores de F1 afectados por una S2 de fractura. Esquema dibujado sobre la superficie pulida de una muestra.

Fig. 37. Pliegue de F2. Carretera de Leiza a Hernani. Km. 45. (Según foto).

cesariamente que ser contemporáneos y que normalmente se encuentran aislados, aunque en algún caso han podido ser observados conjuntamente. El estilo de ambos sistemas de pliegues es muy semejante, y ambos sistemas responden a las características geo- métricas que acabamos de describir. En la figura 39 se recogen los diagramas en los que se representan estadísticamente las orientaciones de los ejes B de pliegues

de F2, agrupados por diferentes sectores. Co- mo puede observarse, los máximos agrupa- Fig. 38. Pliegue de F2. Carretera de Leiza a Hernani, Km. 44. (Según foto). mientos indican que la orientación preferen- ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 83

Fig. 39. Representaciones en proyección equiareal (hemisferio inferior) de ejes de pliegues de F2. Intervalos: 1-2, 3-5, 6-7 y > 7%. Cada diagrama representa 100 medidas. A, sector de Arano; B, sector del río Bidasoa; C, al N del río Urumea; D, entre las minas de Ollín y el río Leizarán. te de estos pliegues es NE-SW y más exac- igualmente frecuentes, siendo mucho más tamente oscila entre N 25ºE y N 75ºE (P2a); abundantes los de dirección NE-SW, muchas sin embargo, en algunos de estos diagramas veces homoaxiales con los P1 de primera fase perciben concentraciones de pliegues P2b, se; el sistema NW-SE sólo se presenta lo- con una orientación aproximada NW-SE, que calmente, por lo que el número de medidas consideramos como la conjugada del sistema representadas en los diagramas es mucho anterior. Los pliegues P2a deben ser algo an- menor. teriores a los P2b y, de hecho, las máximas concentraciones en los diagramas de sus LA ESQUISTOSIDAD S2 ejes, ocupan áreas alargadas según círculos En relación con los pliegues de F2 existe mayores, cuyos polos se sitúan entre las una esquistosidad que no es penetrativa, máximas concentraciones de ejes P2b. afectando únicamente a los niveles de grano Los pliegues de ambos sistemas no son más fino. 84 JUAN CAMPOS

Fig. 40. Esquemas de los diferentes aspectos que presenta al microscopio la esquistosidad S2.

Esta esquistosidad es de fractura, de es- entre los cuales se disponen microlitones en paciado milimétrico y produce un microple- los que S1 + S0 se encuentran intensamen- gado, a veces intenso, de S1 y S0 en los ni- te microplegadas. En este caso se aprecian veles lutíticos, mientras que no afecta nun- débiles trasposiciones según las superficies ca a los areniscosos. En los flancos de los de S2 y pequeñas láminas de mica y concen- pliegues es subparalela al plano axial, pero traciones de hierro se orientan paralelamen- en el núcleo se abre formando un ligero aba- te a dichas superficies. nico. Cuando atraviesa niveles de diferente En rocas en las que previamente existía ductilidad suele sufrir una ligera refracción. una foliación formada por alternancias de

La S2 no atraviesa a los lechos arenisco- delgados lechos micáceos y cuarzosos, S2 sos, y cuando entre ellos se intercala uno sólo se manifiesta en los más micáceos creo lutítico, en éste se desarrolla bien, doblán- nulando intensamente a S1. Raramente atra- dose y tendiendo a hacerse paralela al lími- viesan los planos de esquistosidad a los ho- te que separa a las dos litologías. rizontes cuarzosos, y cuando lo hacen, sólo En lámina delgada esta esquistosidad aparecen fracturas aisladas y muy irregula- adopta características variadas. Con frecuen- res, preferentemente en los núcleos de los cia se manifiesta como una esquistosidad pliegues. de fractura espaciada y muy irregular que Cerca del borde de NW de Cinco Villas, produce una ligera crenulación de S1 + S0, donde afloran los términos aparentemente en esos casos las superficies S2 resaltan por más altos de la sucesión carbonífera, S2 es la concentración en ellas de óxidos de hierro. una esquistosidad de fractura espaciada e En ciertas ocasiones la esquistosidad se irregular. manifiesta como un intenso microplegamien- En los casos en que la crenulación de S2 to en el que no se pierde la continuidad de es más intensa, se produce en las zonas de las superficies de S1. Los micropliegues sue- charnela de los micropliegues una concen- len ser asimétricos y las alineaciones de sus tración diferencial de cuarzo de segregación flancos cortos representan las superficies S2. o de zeolitas; entonces la roca, al microsco- Por último, en los casos en que mejor pio, se presenta caracterizada por una repe- se patentiza la esquistosidad S2, ésta se ma- tida alternancia de delgados lechos claros y terializa por una serie de planos de discon- oscuros que puede ser interpretada como un tinuidad paralelos y muy poco espaciados. «tectonic-banding» (DE SITTER, 1964). ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 85

En algunas láminas transparentes se pueden observar dos esquistosidades posterio-

res a S1 que se cortan, siendo una de ellas posterior a la otra. Debe tratarse de los dos sistemas conjugados a los que ya nos hemos referido anteriormente al tratar los pliegues de F2. Ambos lotes de superficies (S2a y S2b), no presentan el mismo aspecto; la S2a, mucho más patente, suele ser una esquistosidad de crenulación y está deformada se- gún S2b y que coincide con los planos más espaciados de un microplegado de apariencia angular. No se ha encontrado en el campo ninguna lineación de estiramiento de objetos Fig. 41. Ejemplo de kink-band. Dibujado sobre una superficie pulida de la roca. preorogénicos en relación con F2. Sólo en los bancos más lutíticos se puede apreciar una gados. Los ejes de los pliegues angulares lineación producida por la intersección de S2a que los forman suelen ser subhorizontales; con S1 + S0; además está generalmente representada la lineación correspondiente a la los planos de kink conjugados, fuertemente inclinados, forman entre sí ángulos 40-50º, su propia crenulación producida a favor de S2a. A veces, superpuesta a las anteriores Ii- intersección es subhorizontal con una orien- neaciones, se puede apreciar otra mucho tación, en los pocos ejemplos que hemos me- más espaciada y discontinua que se dispo- dido, aproximadamente NE-SW. El sentido de ne paralelamente a los ejes de los pliegues giro de las bandas de kink indica un máximo acortamiento horizontal en dirección perpen- P2b; coincide con la traza de delicados planos de fractura y debe corresponderse con dicular al eje de los micropliegues y una dis- tensión vertical. la intersección de S2b con las restantes superficies. Es posible, tal como sugiere la orienta- La orientación de las lineaciones consi- ción de los esfuerzos que originan la forma- deradas coincide, lógicamente, con la de los ción de kink-bands, que éstos guarden cier- ejes de los pliegues originados en la segun- ta relación con algunos de los pliegues de F2, da fase de la deformación hercínica. aunque representando una etapa más avan- zada de la deformación. Sin embargo, el nú- 4.1.1.3. Kink-bands mero de los pares de kink-bands encontra- dos es tan bajo, que no es posible analizar Sólo en casos aislados hemos podido estas estructuras ni relacionarlas adecuada- constatar la existencia de kink-bands, que mente con otras de las presentes en el Car- únicamente se manifiestan en rocas pizarro- bonífero de Cinco Villas sas con una esquistosidad S1 bien desarrollada. Se presentan como pequeños pliegues 4.1.2. Los antiformes de Aranaz y Lesaka angulares con los flancos rectos; las superficies axiales de tales pliegues son planas y El examen de la cartografía del sector están marcadas por claras superficies de dis- Lesaka-Aranaz ilustra sobre la existencia de continuidad. dos estructuras antiformes algo complejas La separación entre cada dos superficies cuyo núcleo está formado por las «calizas axiales contiguas (ancho de la banda) sue- de Aranaz» que, como indicamos en su mo- le ser muy pequeña; no se han observado mento, representan la base de la sucesión nunca estructuras de este tipo con una an- del Carbonífero. chura superior a los 5 cm., aunque lo nor- El trazado del contorno de ambos aflora- mal es que sea menor. mientos sugiere que la estructura es el re- Es frecuente que los kink-bands se en- sultado de la superposición de dos direccio- cuentren asociados en dos sistemas conju- nes de plegamiento cruzadas, una aproxima- 86 JUAN CAMPOS

Fig. 42. Corte a través de los antiformes de Aranaz y Lesaka. damente N 10ºE y otra N 60ºE; los pliegues Westfaliense, aunque posiblemente los térmi- de esta última dirección parecen ser vergen- nos basales incluyen parte del Namuriense. tes hacia el SE, como lo indica la posición Los términos más antiguos, discordantes so- vertical o ligeramente invertida de las cali- bre la sucesión esquistosa y sin trazas de zas en el flanco situado al NE de Aranaz y estar plegados por los pliegues P1, P2a y P2b, la existencia de algunas fallas inversas de pertenecen a un Estefaniense bien datado, pequeño salto, cuyos planos buzan hacia el poco alejado de nuestra región (monte Iban- NW (fig. 42). telly). La orientación de los dos plegamientos Se puede suponer, por tanto, que las que cruzados en los antiformes coincide aproxi- llamamos fases F1 y F2 de deformación tuvie- madamente con los pliegues P1 y los P2a di- ron lugar durante el Westfaliense. En gene- ferenciadas en los materiales pizarrosos del ral, los autores que han publicado sobre la Carbonífero. Sin embargo, no hemos recono- «zona axial» del Pirineo admiten, más o me- cido pliegues tumbados en las calizas recris- nos directamente, la edad Westfaliense de talizadas de Aranaz, por lo que, si realmen- estas deformaciones hercínicas; en particu- te no existen, cabe la posibilidad de una dis- lar, H. J. ZWART (1963) supone que el ple- armonía entre dichas calizas y los materiales gamiento principal tuvo lugar durante el suprayacentes. En tal caso el potente paque- Westfaliense B (fase astúrica). te calizo podría desarrollar pliegues flexura- En el Macizo de Cinco Villas, la cronolo- les de radio grande durante F1, mientras los gía relativa de los plegamientos superpues- materiales más recientes, finamente estratos parece claramente establecida e incluso tificados, daban lugar a los pliegues P1 des- la relación con la intrusión del stock de Pe- critos (RAMBERG, 1964). ñas de Aya (epígrafe 3.1.4.). En efecto, la A pesar de todo lo dicho hay que consi- intrusión del granito es posterior a la for- derar que la dirección N 60ºE de los antifor- mación de los pliegues P1 y P2a, como lo con- mes de Lesaka y Aranaz, es también coinci- firma el hecho de que los minerales de memente con la de ciertas estructuras que tamorfismo de la auréola sean helicíticos so- afectan a la cobertera mesozoica y, por lo bre las eequistosidades S1 y S2a. Las relacio- tanto, no se puede descartar completamente nes del plutón con los pliegues P2b no han la posibilidad de que sea consecuencia de de- sido establecidas y otro tanto puede decir- formaciones alpídicas. Desafortunadamente se respecto a las estructuras más tardías, ta- no disponemos de los datos necesarios para les como los kink-bands. resolver definitivamente este problema. El cuadro 1 recoge la sucesión de etapas de deformación establecidas en diferentes 4.1.3. Correlación estructural con otros sectores, ya conocidos, de los Pirineos cen- segmentos hercínicos del Pirineo trales y orientales. Una ojeada a este esquema permite comprobar que en la región es- Ya hemos visto (epígrafe 2.1.2.) que la tudiada por nosotros se encuentran estilos sucesión esquistosa de Cinco Villas, en la de deformación esencialmente semejantes a que se evidencia las etapas de deformación los del resto del Pirineo y ello, a pesar de referidas hasta ahora, debe pertenecer ya al las diferencias derivadas del distinto grado ZWART, 1963 MATTAUER et al 1967 GUITARD, 1967 SANTANACH, 1973 ESTEVEZ, 1973 Ante Pl.concéntri- Pliegues concéntri Pliegues concéntri- esqu cos E-W cos cos Infraestructura: Pliegues isocli Isoclinales y isoclinales E-W nales tumbados mantos penníni- supraestructura: E-W cos 1 concéntricos 1 vergencia S 1 NW-SE E-W

Pliegues isocli Pliegues iso- Pliegues isoclinales tumbados- clinales tumba- nales NE-SWy Pliegues isocli- N-S, vergencia dos. N-S. ENE-WSW, y plie- nales tumbados Pliegues 2 E. Esquistosi- 2 Esquistosidad 1 gues asimétricos 1 NW-SE dad subhorizon- subhorizontal de dirección va- Esquistosidad 2 isoclinales tal riable subhorizontal

Cizallas horizontales Cizallas horiz. Pliegues conju- Pliegues en Pliegues en Pliegues concén- gados NW-SEy acordeón N120E acordeón N120E tricos y en NE-SW Esquistosidad a E-W. 2 acordeón N110E. 3 Pliegues concén- 3 3 subvertical. 2 Esquistosidad subvertical tricos N47E.

Pliegues en Pliegues en Pliegues en acordeón E-W acordeón y kink- acordeón y kink- Kink-bands Pliegues concén- 4 Esquistosidad bands N120E a 3 bands NE-SWa 3 4 tricos N10W a subvertical 4 NE-SW. N-S. NE-SW N3 0W

5 Kink-bands 4 Blastomilonitas Kink-bands plegadas. 4 Esquistosidad 5 Pliegues N110E subhorizontal Pire naica Fracturas Fracturas Fracturas Fracturas Fracturas

Cuadro 1 (según Estévez, 1973; simplificado) 88 JUAN CAMPOS de metamorfismo de los materiales defor- La misma duda surge al estudiar algunas mados. fallas existentes en los materiales carbonífe- (1) Nuestra F1, como se puede apreciar, es ros con las que se encuentran asociados correlacionable con la segunda de pliegues pliegues menores con una esquistosidad de tumbados y esquistosidad subhorizontal en- fractura grosera y muy espaciada. La repre- contrada por H. J. ZWART (1963 a); es com- sentación estadística de los ejes de estos parable a la fase 2 de M. MATTAUER et al. pliegues menores (fig. 43) señala también (1967) y a la fase 1 de P. F. SANTANACH una dirección predominante E-W, que es asi- (1974) y G. GUITARD (1967). En dos secto- mismo la que poseen las fracturas con las res del Pirineo Oriental (MATTAUER et al., que se asocian; por lo demás, este tipo de 1967; SANTANACH, 1974) se han citado ci- estructuras, y con igual orientación, se dan zallamientos subhorizontales en una etapa en las fases pirenaicas, como es el caso de tardía de la fase que produce los pliegues las escamas cortadas por la carretera de isoclinales tumbados, cizallamientos posible- Leiza a Goizueta, en las que materiales del mente equivalentes a los que hemos descri- Buntsandstein quedan pellizcados entre el to para el Macizo de Cinco Villas. Carbonífero. Aparentemente, nuestra Fase 2, tal como se desarrolla en Cinco Villas, es comparable LAS FRACTURAS TARDIHERCINICAS a la Fase 3 de H. J. ZWART, quien la consi- De acuerdo con la mayoría de los auto- dera compuesta de dos sistemas de pliegues res recientes (FEUILLÉE y RAT, 1971; MAT- conjugados. Equivale, asimismo, a las Fa- TAUER y SEGURET, 1971; KRAUSSE, 1973, ses 3 + 4 de A. ESTEVEZ (1973), y en etcétera), hay que admitir como última fase parte a las Fases 3 de MATTAUER et al. y a hercínica, o al menos como fase límite en- la 2 de G. GUITARD y P. F. SANTANACH. tre esta orogenia y el inicio de la alpídica, La relación del plutonismo con las fases la que coincide con la formación de fractu- de deformación es también semejante a la ras que compartimentan el edificio recién de otros sectores, presentándose la activi- construido. dad ígnea después o al final del desarrollo Para algunos (MATTAUER y SEGURET, de las estructuras de nuestra segunda fase; 1971; CHOUKROUNE, LE PICHON, SEGURET tal como indicamos al estudiar el cuerpo y SIBUET, 1973), en esta fase se originan granítico de Peñas de Aya, la intrusión se fracturas con una componente en dirección supone sincinemática tardía o postcinemáti- importante que son características de esta ca de nuestra F2 (epígrafe 3.1.4.). etapa en todo el SW de Europa. H. F. KRAUS- SE (1973) supone que, al menos en este sector del Pirineo que nos ocupa, debe tratar- 4.2. ESTRUCTURAS TARDIHERCINICAS se simplemente de una etapa de distensión Y OTRAS DE ATRIBUCION que provoca estructuras de tipo germánico PROBLEMATICA y una compartimentación como la actual de los macizos hercínicos. Según P. FEUILLÉE y Los ejes de los pliegues de F2, especial- P. RAT (1971), la traslación horizontal a fa- mente los P2a, se encuentran muchas veces vor de estas fracturas es difícil de valorar con inclinaciones superiores a 30º-40º; estas al menos la de su primer funcionamiento. acusadas pendientes axiales no son origina- La historia de dichas fracturas es compli- rias, sino debidas a otras deformaciones. cada. Su funcionamiento no se limita a la Aunque en los diagramas de ejes B de plie- fragmentación original del edificio hercínico, gues de F2 (fig. 39) se aprecian suaves alar- antes indicada, sino que continúa durante gamientos en los máximos de distribución gran parte del ciclo alpídico, ejerciendo un que ya sugieren la posibilidad de que estén importante control sobre la sedimentación. plegados, tales alargamientos implican un

plegamiento post-F2 con dirección aproxima- (1) Nos referimos aquí a fallas de extensión limitada. da E-W, muy común entre las estructuras al- localizadas en algunos sectores, como el de las pídicas. minas de ollín. ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 89

meras deformaciones de estos accidentes pudieron no ser discontinuas, mostrándose como simples flexuras a lo largo de zonas deprimidas, sobre las que se habrían de localizar las intensas deformaciones produci- das por esfuerzos posteriores. El comportamiento de estas estructuras como fallas de salto en dirección y como fallas inversas, pertenece ya a la historia alpina, y como tales serán consideradas al analizar las deformaciones pirenaicas.

4.3. GENERALIDADES SOBRE LA TECTONICA PIRENAICA Es un hecho generalmente admitido para los Pirineos vascos que la inestabilidad tec- tónica alpídica se prolongó a lo largo de un dilatado período de tiempo. Algunas de las fases de su evolución tec- Fig. 43. Diagrama de proyección de ejes de pliegues tónica no condicionan deformaciones ostensi- menores post-F2. Intervalos < 5, 5-10, 10-15 y > 15%. bles y ocasionan sobre todo movimientos verticales de grandes bloques, aprovechando Si bien en su origen pudieron responder a quizás accidentes o zonas de debilidad ante- una distensión, en épocas posteriores han riores, Son movimientos que provocan modi- llegado a funcionar bajo efectos de compre- ficaciones en la cuenca sedimentaria y que sión, hasta el punto de que hoy nos apare- influyen selectivamente en la acumulación cen como fallas inversas que accidentan a de material sedimentario. materiales posthercínicos. Entre las fases tectónicas más precoces Las principales fallas que hemos detec- conocidas se pueden resaltar dos. La prime- tado cuyo origen es posible que se remonte ra de ellas, tradicionalmente conocida como a tiempos premesozoicos, son las que cons- fase neocimmérica, tiene lugar coincidiendo tituyen los bordes S y NW del Macizo de aproximadamente con el límite Jurásico-Cre- Cinco Villas y la que separa a este Macizo tácico y determina la falta de sedimentación, del de Peñas de Aya (falla de Aritxulegui). por sectores, o la aparición de sucesiones Se puede, por lo tanto, considerar la existen- detríticas en virtud del rejuvenecimiento de cia de dos sistemas, uno de dirección E-W y los relieves periféricos. La segunda, tiene lu- el otro NE-SW. gar durante el Albiense superior (fase áus- Dentro del Macizo de Cinco Villas, exis- trica o movimientos ante-cenomanienses) y ten fracturas que se orientan con las mis- es, asimismo, la causa de la acumulación de mas direcciones y que podrían ser también materiales detríticos, a veces con caracterís- tardihercínicas; a lo sumo afectan a mate- ticas flyschoides. riales de edad triásica, por lo que no ha po- Las condiciones de inestabilidad que ri- dido ser puesta de manifiesto su influencia gen la sedimentación del flysch paleoceno y en la sedimentación mesozoica, es decir, que eoceno inferior de Guipúzcoa son ya prole- no se sabe si han funcionado reiteradamen- gómenos de la orogenia pirenaica propiamente a lo largo de un dilatado período de te dicha. tiempo. De las estructuras originadas en la orogé- Aunque hasta ahora hemos hablado de nesis principal, el hecho que más resalta car- «fallas») o «fracturas» al referir los acciden- tográficamente es la agrupación de los plie- tes tardihercínicos, estos términos no se gues en dos sistemas con direcciones dife- han utilizado en su estricto sentido; las pri- rentes; al NW de Cinco Villas predominan los 90 JUAN CAMPOS pliegues alargados en dirección NE-SW, mien- turas alpinas, pero los únicos que apuntan tras que, al S y SW, las estructuras adoptan en este sentido han interpretado precisamen- una disposición que va de NW-SW a E-W; la te estructuras de la región estudiada por no- dirección NW-SE es la de trazado de los plie- sotros. gues de la cobertera entre los macizos pa- F. LOTZE (1931 a) supone la existencia leozoicos vascos y el meridiano de Bilbao, de traslaciones horizontales de vergencia SE es decir, la dirección dominante en la rama entre Astigarraga y Villabona, anteriores a los occidental del llamado «Arco Vasco» (RAT, movimientos pirenaicos propiamente dichos, 1959; FEUILLÉE y RAT, 1971). que darían lugar a estructuras E-W. L. JEREZ Quizá uno de los aspectos más notables (1968) delimitó un klippe («isleo de Zarauz»), de nuestra región sea el de significar la evo- testigo, en su opinión, del trazado del frente lución de ciertas estructuras cuando pasan de su manto de Aya-Zarauz corrido hacia el de la cobertera al zócalo. Es curioso compro- NE, que se enraíza, más al SW, en la falla bar la diferencia en el comportamiento de los inversa del Pagoeta de P. RAT (1959). Muy materiales de cada uno de esos pisos tectó- recientemente H. HANlSCH (1974) ha insis- nicos, bajo la acción de los mismos esfuerzos tido y generalizado las hipótesis aloctonistas. regionales. Como se ve entre estas hipótesis hay dis- No obstante, hay que aclarar que no se crepancias y también se apartan de nuestra trata de un «zócalo» en el sentido restringido propia opinión; serán discutidas más adelante. del término, es decir de un «basamento cris- talino» que se comporta pasivamente ante 4.4. LAS ESTRUCTURAS DE LA los esfuerzos fracturándose. Por el contrario, CORBETERA el zócalo en los Pirineos vascos parece par- Ya hemos señalado antes que el rasgo ticipar activamente de las deformaciones al- más sobresaliente de las estructuras de com- pídicas y la disarmonía entre zócalo y co- presión de la cobertera, en el área estudia- bertera es más una consecuencia del papel da, es su disposición en dos sistemas prin- del Trías plástico como nivel de despegue, cipales (N60E y NW-SE) que, junto con otras que del comportamiento mecánico diferencial E-W, dibujan en conjunto un arco con su con- entre ambos pisos tectónicos. Mecánicamen- cavidad hacia el N (Arco Vasco de P. FEUI- te, podríamos considerar como zócalo de los y GARCIA-DUEÑAS, 1974 c). Pirineos vascos a todos los materiales situa- Sin embargo la estructura actual del Arco dos por debajo del Trías superior (CAMPOS Vasco es el resultado de tres tipos principa- y GARCIA-DUEÑAS, 1975). les de accidentes: diapiros, pliegues y fallas En este sentido, P. LAMARE (1936) ya inversas y fallas de tensión. Desde fuego hizo la distinción entre «plis de couverture» que esto no es el orden cronológico riguroso y «plis de revêtement», entre los primeros en que se han desarrollado; sobre todo entre incluye las estructuras diapíricas y los plie- los dos primeros tipos señalados no se pue- gues de cobertera como estructuras indepen- de hacer una distinción clara ya que algunas dientes del zócalo, y entre los segundos, las de las estructuras de compresión (tipo se- adaptaciones de la cobertera a deformaciones gundo) poseen un marcado carácter diapírico configuradas a mayor profundidad, precisa- y las que considerarnos dentro del primer mente en el zócalo. grupo se localizan en zonas bien definidas Desde luego, la mayoría de los autores en relación con las estructuras de plegamien- precedentes han concedido prioridad al estu- to. dio de las estructuras alpídicas de la cober- Por otra parte, entre los pliegues y fallas tera frente al conocimiento de la estructura inversas se presentan estilos diferentes; en interna de los macizos paleozoicos. Los gran- unos casos son estructuras disarmónicas des rasgos de la tectónica pirenaica son por respecto al zócalo, con absoluto despegue de ello conocidos. la cobertera, mientras que en otros, la disar- Pocos son los autores que en mayor o monía no parece ser total y, de alguna mane- menor grado han invocado una tectónica tan- ra, la cobertera se adapta a la estructura de gencial al presentar un modelo de las estruc- un substrato algo más rígido. ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 91

Hay estructuras de compresión en las cua- Los diapiros de forma subcircular son con- les intervienen zócalo y cobertera, de manera secuencia, creemos, del campo de fuerzas que, cuando tratemos en el epígrafe 4.5. de gravitatorio, sin la influencia decisiva de las estructuras alpídicas que afectan al zó- otros esfuerzos orientados (CAMPOS y GAR- calo, hay que entender que tales accidentes CIA-DUEÑAS, 1974 c). Se han originado di- no son exclusivos de este último. Muchas rectamente por el flujo centrípeto de material estructuras del zócalo han sido determinan- poco denso hacia aquellas verticales con tes de la extensión de la cuenca sedimenta- menor carga de materiales supratriásicos o ria; su historia es la del borde de la cuenca con acúmulo inicial, por cualquier razón, del y sus pulsaciones registradas por las varia- material potencialmente diapírico. Si concu- ciones de las facies, ya han sido analizadas rren estas condiciones, se genera al principio al considerar la paleogeografía. una «almohadilla» producida por concentra- ción de material salino y simultáneamente, la periferia de la almohadilla, que paulatinamen- 4.4.1. Diápiros te va evolucionando hasta conformar un do- Estudiaremos aquí aquellas estructuras mo salino, sirve de asiento a un surco peri- que se han desarrollado merced a la plastici- férico (TRUSHEIM, 1960). El surco facilita la dad y menor densidad del Keupei, consecuen- concentración de una sobrecarga adicional cia de su contenido en sales. Es posible que de material sedimentario más denso que el en algún caso la inyección del material salí- salino y, si esto ocurre, el fenómeno de mi- fero se haya efectuado en relación con las gración de la sal se autoceba, hasta conse- fuerzas de compresión causantes de las es- guir la perforación, con la consiguiente ele- tructuras anticlinales y de las fallas inversas vación relativa del material menos denso. En que las acompañan. Pero también existe la algunos casos no se alcanza el estadio de posibilidad de que las estructuras anticlina- perforación; existe un ejemplo de domo, el les se hayan fijado sobre diapiros precoces, de Fagollaga, en el que el Keuper no ha lle- que quedarían englobados en el seno de un gado a perforar y que podríamos considerar accidente regional. El resultado en ambos como el resultado de un proceso diapírico casos es que la mayor parte del Trías impli- abortado; la estructura final es un domo alar- cado se encaja actualmente por inyección for- gado en el sentido E-W, en cuyo centro aflo- zada. ran las arcillas y conglomerados albienses que aparecen rodeados de términos cretácicos Por ello, aunque entre las estructuras dia- más altos. píricas se pueden incluir tanto las cúpulas Entre los diapiros más importantes, que pa- como las láminas y muros diapíricos, por saremos a describir a continuación, se en- ahora sólo consideraremos a las primeras, es cuentran los siguientes: diapiro de Oyarzun, decir, aquellas que poseen en cartografía un diapiros de San Marcos y Martutene, diapiro contorno más o menos redondeado y que, en de Santiagomendi, domo de Fagollaga y dia- principio, puedan tener su origen en la dife- piro de Zarauz. rente densidad y plasticidad del Keuper res- Mención aparte merece el afloramiento pecto de los términos que se le superponen. triásico de Villabona, que, pese a su carácter No obstante, algunas de estas estructuras localmente perforante, será descrito a conti- guardan también relación con otras origina- nuación de las estructuras diapíricas enume- das por esfuerzos de compresión, localizán- radas. dose en la intersección de dos anticlinales y originándose por tanto a la vez que ellas. DIAPIRO DE OYARZUN Veremos en su momento la relación que la situación de tales diapiros pueden tener Es una estructura de contorno bastante con el desarrollo de otras estructuras de ple- irregular, situada en el sector en que se amor- gamiento y el interés que ello pueda repre- tigua por el W la falla de Aritxulegui. sentar en orden a la consideración de las re- A causa de la erosión la estructura en laciones del zócalo y la cobertera. cúpula aparece abierta por su borde oriental, 92 JUAN CAMPOS

Fig. 44. Cortes esquemáticos de la estructura diapírica de Oyarzun. 1, Paleozoico; 2, Trías inferior; 3, Trías superior: 4, Jurásico; 5, Complejo supraurgoniano: 6, Cretácico superior. por lo que el Trías superior de Oyarzun se Albiense y, donde hay materiales más anti- ve reposar sobre el Trías inferior de Cinco guos, como los Jurásicos, éstos son poco Villas. potentes y presentan facies litorales. En el resto de su contorno, el trazado más El diapiro de Oyarzun es ligeramente asi- o menos radial de algunas fracturas de ten- métrico con una cierta vergencia hacia el N. sión es indicio del movimiento ascensional En el borde S, aunque existen algunas lami- del material plástico. Los términos de la su- naciones de las sucesiones supratriásicas, el cesión supratriásica se encuentran perfora- contacto entre el Keuper y los materiales en- dos y hacia el centro grandes bloques, irre- cajantes buza hacia éstos, no observándose gularmente dispuestos, de ofitas y materia- superposición anormal del Trías diapírico; les jurásicos «flotan» entre las arcillas del por el contrario en el borde N las series al- Keuper. bienses y, en algunos casos, el jurásico se A pesar de que, casi en la totalidad del encuentran invertidos e, incluso, al N de Oyar- borde, el Keuper se pone en contacto con ni- zun, las arcillas triásicas, recubiertas por veles del Cretácico, no hay que pensar en conglomerados y areniscas albienses discor- que el ascenso ha sido demasiado importan- dantes, cabalgan sobre la prolongación occi- te. Debemos recordar que la situación dental del anticlinal de San Narciso, en cuyo de esta estructura coincide, aproximada- núcleo afloran los esquistos del Carbonífero, mente, con el que fue el borde de la cuenca que soportan directamente al Albiense. En la sedimentaria durante el Jurásico y la mayor figura 44 se puede apreciar la disposición parte del Cretácico inferior, por lo que, lo- estructural que acabamos de explicar. calmente, sobre el Trías se llegaron a depo- En el borde más occidental, del diapiro sitar sedimentos albienses; de hecho, al NE al N de la carretera de Astigarraga a Oyarzun, de Oyarzun se puede observar cómo los tér- se han podido localizar, próximos a la base minos que reposan directamente sobre el del Cretácico superior, algunos niveles bre- Trías son los niveles de conglomerados del chíticos, entre los que se aprecian cantos ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 93 de calizas jurásicas y de ofitas. Este hecho incluso coincidiendo con la etapa orogénica se puede interpretar como producto de una principal. perforación precoz; en ese momento, el ma- Existían referencias sobre el desarrollo, terial diapírico y su cobertera formaban ya en el N de la Península, de un diapirismo an- una estructura en domo, relieve positivo en tiguo, en el que al menos en algunos casos, la cuenca sedimentaria, que puede ser ero- se habría conseguido una perforación total sionado y los materiales arrancados, redepo- durante el transcurso del Albiense: baste ci- sitados en una zona próxima, más deprimida; tar a R. BRINKMANN y H. LÖGTERS (1968) esto no es obstáculo para que la estructura entre los autores que recientemente han sos- diapírica haya evolucionado posteriormente, tenido este punto de vista.

Fig. 45. A y B: Esquemas de L. JEREZ et al. (1971) (reducidos) para explicar las estructuras de Martu- tene y Santiagomendi. C. corte del Diapiro de San Marcos según J. CAMPOS y V. GARCIA-DUEÑAS (1974 c); 1, Trías superior; 2, Jurásico: 3, Com- plejo urgoniano; 4, Com- plejo supraurgoniano; 5, Cretácico superior; 6, Ma- astrichtiense-Daniense. D, interpretación actual del mismo corte anterior. 94 JUAN CAMPOS

DlAPlROS DE SAN MARCOS Y MARTUTENE tos de Keuper, habían sido interpretados como unidades superpuestas al Cretácico su- Ambas estructuras fueron descubiertas perior (LAMARE, 1936: JEREZ et al, 1971). por P. LAMARE (1936) y discutidas posterior- No coincidimos con esa opinión porque el mente por L. JEREZ et al (1971). Se presen- estudio detallado de los afloramientos nos in- tan como dos cúpulas coalescentes en las duce a pensar en la autoctonía de las supues- que se ha conseguido la perforación de los tas unidades corridas. materiales de la sucesión supratriásica. En el P. LAMARE advirtió que las areniscas borde norte de los diapiros, términos del ju- albienses, del Alto de Elmillaga están en con- rásico y cretácico inferior cabalgan al Cretá- tacto tectónico con la base del Cretácico su- cico superior, invertido. En el borde S, es el perior, los otros autores mencionados pien- Keuper el que se pone en contacto con el san que dicho contacto se efectúa con tér- Cretácico superior. minos mucho más altos y concluyen que lo L. JEREZ et al suponen que, en el contac- más acertado es suponer la aloctonía como to septentrional de dichas estructuras, exis- mejor interpretación de la estructura: imagi- ten materiales que pueden ser considerados nan la existencia de hasta dos «escamas», la como de edad Maastrichtiense. A partir de de Santiagomendi y la del Alto de Elmillaga, ahí concluyen que el conjunto se encuentra con una «patria» común y una traslación mí- cabalgando en todo su contorno, mereciendo nima de unos tres kilómetros procedentes el calificativo de «escamas tectónicas» (fi- «...probablemente de la charnela o de los gura 45 A y B). flancos de un pliegue tumbado con el flanco Por no disponer tampoco de una datación inverso estirado. (fig. 45 A y B). precisa de las calizas arcillosas rosadas aflo- En los niveles del Cretácico superior más rantes a todo lo largo de contacto N anterior- próximos a los afloramientos de Santiagomen- mente exageramos el carácter cabalgante de di y Elmillaga hemos apreciado el desarrollo, dicho borde septentrional (CAMPOS y GAR- sólo en los lechos más arcillosos, de una es- CIA-DUEÑAS. 1974 c). Pero tales términos quistosidad de fractura cuya relación con la no son de edad Maastrichtiense, sino que se estratificación permite disponer de un buen trata de los niveles basales del Cretácico su- criterio de polaridad. En todo el contorno las perior que, a veces, son justificadamente capas del Cretácico superior buzan siempre confundibles con aquéllos por su semejanza hacia el interior de los supuestos klippes, litológica. hundiéndose bajo materiales más antiguos; Las nuevas dataciones nos han permitido pero la esquistosidad, que corta oblicuamen- reinterpretar la estructura (fig. 45 D), seña- te a la estratificación, buza siempre menos lando la inversión del borde N de los domos que ésta, indicando que, alrededor de toda de Martutene y San Marcos. la estructura, el Cretácico se encuentra in- Para explicar la geometría actual no es vertido. necesario, sin que ello signifique negar su concurso, recurrir a empujes horizontales im- Nuestras observaciones descartan la hipó- portantes. Esa disposición se puede alcanzar tesis de aloctonía, y confirman la presencia de en un estado avanzado del proceso diapírico, una estructura diapírica compleja, producto debido al creciente aflujo de material salífe- de un mecanismo similar al utilizado para ex- ro hasta conseguir su extrusión. La asimetría plicar la génesis de los diapiros de San Mar- que presenta la estructura puede ser debida cos y Martutene (fig. 46). a que dicha extrusión se consiguió antes por Ciertamente el Albiense de Elmillaga no el borde N que por el S. forma parte, como L. JEREZ et al creían, del flanco invertido de un pliegue tumbado, pues- to que, como se aprecia en la cartografía, la DIAPIRO DE SANTIAGOMENDI sucesión estratigráfica es normal: tal dispo- El Jurásico inferior de Santiagomendi y el sición es confirmada por la existencia de Albiense del Alto de Elmillaga, situado al SE, Cretácico superior, yacente en contacto nor- ambos en relación con estrechos afloramien- mal sobre las areniscas albienses. Pensamos ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 95

que la estructura del Alto de Elmillaga posee ligeramente vergente hacia el N, presentan- también carácter diapírico, y que la falla in- do su flanco septentrional con buzamiento versa que la separa del domo de Santiago- vertical o, incluso, ligeramente invertido, mien- mendi puede relacionarse con los esfuerzos tras que en el meridional, la sucesión estra- responsables del funcionamiento del sistema tigráfica es normal; en el extremo oriental regional de fallas de dirección N60E. del domo, se alcanza la máxima proximidad entre las areniscas del Trías inferior cabal- DOMO DE FAGOLLAGA gante por la falla de Ereñozu y el Albiense Es posiblemente una estructura de origen de Fagollaga. Con estas observaciones nos diapírico en la que el Keuper no ha llegado a sentimos inclinados a pensar que la confor- perforar totalmente y que podríamos consi- mación del abombamiento es anterior a las derar como el resultado de un proceso diapí- fases de plegamiento principales. rico abortado, quizá por falta de alimentación halocinética. DIAPIRO DE ZARAUZ La estructura final es de un domo algo Es ésta quizás la estructura más polémi- alargado en el sentido E-W, en cuyo centro ca de todas las existentes en la región estu- afloran las areniscas y conglomerados albien- diada, habiendo sido objeto de diversas inter- ses, que aparecen rodeados de términos cre- pretaciones por los diferentes autores que se tácicos más recientes. han ocupado de ella. La simplicidad de la estructura no requie- L. JEREZ (1968) interpreta la estructura re que se insista en su descripción, ya que que existe al S de Zarauz como un isleo tec- queda perfectamente reflejada en la carto- tónico, que representa al frente del cabalga- grafía. Sin embargo debemos advertir un ca- miento existente en la vertiente NE de los rácter que creemos importante; el pliegue es montes Gazume y Pagoeta («escama del Pa- 96 JUAN CAMPOS

Fig. 47. Esquemas de J. HANISCH (1974) mostrando las etapas del diapiro de Zarauz a partir del Cretácico superior.

goeta», RAT, 1959); el cabalgamiento pasa así a ser considerado como de «un manto de corrimiento originado por un gran pliegue-falla». L. JEREZ supone que la inversión de los materiales terciarios, en el sector de Zarauz, potente. Posteriormente, mediante una tras- es ocasionada por el choque del frente del lación de la misma envergadura y origen que manto. la propugnada por L. JEREZ, los materiales Recientemente, J. HANISH (1974) ha rea- del Cretácico inferior llegan a superponerse lizado un detallado estudio de esta estructu- al Trías, a la vez que su empuje provoca la ra, efectuando un análisis de su evolución con inversión de las capas del Flysch terciario, apoyo en datos estratigráficos. En la fig. 47 ya buzante por efecto del diapirismo. se resume esquemáticamente la idea que Una vez alcanzado el diapiro por el manto, J. HANISH tiene sobre la evolución del dia- fragmentos desgajados del alóctono se hun- piro. Piensa, basándose en las variaciones de dieron parcialmente en el Trías y fueron re- espesor de las sucesiones próximas a la es- basados por el frente del manto: el hundimien- tructura, y en la aparición de conglomerados to se acentuó más tarde por migración y has- polimícticos (HANISH y PFLUG, 1974) que ta disolución de la masa salina, siendo es- las arcillas triásicas perforantes habían ya alta la causa de que «... actualmente el isleo canzado el fondo marino en el Maastrichtien- tectónico se encuentre al mismo nivel topo- se, apreciándose, desde esta edad hasta el gráfico que el flysch». Paleoceno, sucesivos soterramientos y extru- Evidentemente la hipótesis de J. HANISH siones del material diapírico, hasta que, más es rebuscada y también es muy difícil de reu- tarde, es recubierto por una sedimentación nir todos los datos suficientes para apoyar ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 97 categóricamente todas sus afirmaciones. Aun- AFLORAMIENTO TRIASICO DE VILLABONA que coincidimos con él en el desarrollo pre- Es el más extenso de toda la región estu- (1) coz del diapirismo , hemos de matizar varias diada y posee un tratado irregular, aparente- de las pruebas que aporta para demostrar la mente ameboide. Sin embargo, su carácter extrusión de las arcillas triásicas en el Maas- diapírico es poco perceptible: en casi todo trichtiense y Paleoceno inferior, por ser in- su contorno las series supratriásicas se en- consistentes: en efecto, supone, por ejemplo, cuentran completas, sin que se observen la- que el color rojo de las margas del Maastrich- minaciones ni contactos anormales, lo que in- tiense es debido a la difusión y redepositación dica que no ha existido la perforación ascen- en el fondo submarino de los materiales del sional característica de los diapiros. Keuper, pretensión a nuestro juicio inexacta. Al NE de Villabona y en el sector del Alto Asimismo, la hipótesis del diapirismo in- de Andazárrate, el Keuper se pone en contac- tracretácico se ve, en su opinión, soportada to con términos cretácicos. En el resto del por la existencia de conglomerados a diferen- afloramiento, los contactos entre las arcillas tes niveles. Si bien es cierto que algunos de triásicas y los materiales liásicos están cla- los conglomerados polimícticos, intercalados ramente tectonizados, presentándose con fre- en el Maastrichtiense, pueden guardar rela- cuencia zonas brechíticas en las que unos y ción con perforaciones diapíricas, no creemos otros materiales están mezclados; existen que este tenga que ser el origen (HANISH y también laminaciones parciales de las dolo- PFLUG, 1974) de otros conglomerados cretá- mías de base del Jurásico. cicos citados por P. FEUILLÉE y B. MATHEY Una observación meticulosa permite ex- (1972) o por nosotros mismos. plicar la forma de este afloramiento, pues su Desde el punto de vista tectónico, cree- perímetro estrellado es el resultante de la mos que la inversión observada en los tér- interferencia de dos sistemas de pliegues que minos terciarios en el sector de Zarauz es se cruzan. De sus cuatro brazos principales, un fenómeno localizado, cuya causa no co- en aspa, dos tienen dirección NW-SE y los rresponde al empuje del manto de corrimien- otros dos NE-SW, aproximadamente: coinci- to. Por el contrario la disposición de los ho- den, pues, con las dos directrices principales rizontes invertidos, formando un arco que ro- que el plegamiento presenta en toda esta dea a la estructura diapírica, sugiere que ha- región. ya sido originada por el propio movimiento Por un estrecho corredor, que aprovecha ascensional y perforante de la masa salina. el curso del río Oria, el afloramiento de Villa- En el borde S de la estructura, la posición del bona, se comunica con otro afloramiento Cretácico inferior sobre el Maastrichtiense, triásico de características similares, situado puede ser debida a empujes posteriores a la en el sector de Tolosa, aunque este último, configuración del diapiro o a la sucesión de sobre todo en su borde S, presenta signos extrusiones y recubrimientos, desarrollados de una perforación más acusada, con lamina- con diferentes intensidades según las verti- ciones periféricas más importantes. cales, en cada época. La estructura de ambos afloramientos co- Desde nuestro punto de vista y después rresponde a la de dos domos, es decir, dos de valorar los datos existentes, creemos que culminaciones, originadas en el cruce de dos la geometría de la estructura de Zarauz puede estructuras anticlinales vergentes al N, de ser explicada por efectos de un diapirismo dirección N60E, con otras dos —pliegues y más o menos complejo en el detalle, sin ne- falas inversas— NW-SE; en los dos primeros cesidad de invocar a la aloctonía del Cretá- anticlinales participa el zócalo, que probable- cico inferior. mente llega a intervenir también en los accidentes NW-SE. Una vez configurados los dos domos de interfetencia, la migración del Trías (1) Nuestras apreciaciones sobre el desarrollo precoz superior se vería estimulada hacia el centro del diapirismo han sido ya publicadas (CAMPOS y do las culminaciones que representan, con GARCIA-DUEÑAS, 1974c, p. 34: «El diapirismo po- dría ser en parte preoceno o más antiguo»). lo que los espesores de material salífero lle- 98 JUAN CAMPOS

Fig. 48. Esquema cartográfico del área de Villabona-Tolosa. 1, Paleozoico + Trías inferior; 2, Trías superior; 3. Jurásico; 4, Cretácico; Q, Cuaternario. Principales accidentes: A, sinclinal de Gazume; B, falla inversa del Pagoeta; C, sinclinal del Ernio; D, anticlinal de Mendicute; E, anticlinal de Belaunza; F, falla inversa de Ereñozu; G, sinclinal de Goi- buru; H, anticlinal de Hernani-Andoain; 1, anticlinal del Ondolar; J, sinclinal del Uzturre.

gan a ser muy variables según las verticales. 4.4.2. Pliegues y fallas inversas Si se observa el mapa esquemático de la En la cobertera se distinguen varias ali- fig. 48, se puede apreciar la existencia de dos neaciones coincidentes con ejes de pliegues anticlinales principales ENE-WSW, cuyos ejes y fallas inversas. Estas estructuras de com- se hunden hacia el SW: anticlinales del On- presión se pueden agrupar en dos sistemas dolar y de Belaunza. Entre ellos se sitúa el que, además de poseer direcciones diferentes, sinclinal de Uzturre, que presenta su núcleo presentan un estilo algo distinto. cretácico «colgado» hacia el W. El sistema mejor representado, aunque De las estructuras NW-SE lo más desta- sólo sea en el área estudiada aquí, es el de cable es el trazado del sinclinal del Ernio, dirección N60E, está formado sobre todo por limitado al N y al S por dos disposiciones pliegues que se alinean paralelamente al bor- antiformes asociadas a las fallas inversas del de NW del Macizo de Cinco Villas, en los Pagoeta y de Mendicute. que el rasgo más sobresaliente es la existen- ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 99 cia de estrechos anticlinales con el núcleo po la distribución de facies de los materiales extruido, con un marcado carácter diapírico, sedimentarios acumulados en la cuenca. algunos de los cuales han evolucionado dan- Al ser las series estratigráficas diferen- do fallas inversas de pendiente fuerte. tes al N y S de dicho accidente, no sólo li- Cabe que la directriz N60 E se correspon- tológicamente, sino también en su espesor, da con accidentes de zócalo y ello explicaría el estilo de las estructuras será también lige- el importante desnivel estructural que existe ramente distinto a uno y otro lado de la zona a uno y otro lado de las más destacables es- de fractura. En el sector de Irún, el Albiense tructuras de este sistema (veáse mapa geo- reposa directamente sobre materiales del lógico): los propios accidentes, prolongán- Trías inferior y del Paleozoico, comportándo- dose hasta el zócalo, condicionarían el gra- se solidariamente con el zócalo en las de- diente halocinético y la inyección forzada del formaciones; la única disarmonía se presen- Trías, perforante en las charnelas de los apa- ta en el Cretácico superior, cuyos materiales rentes anticlinales fallados. manifiestan una estructura interna relativa- El segundo sistema, NW-SE, presenta se- mente complicada. Por el contrario, al SW de ñales de mayor independencia del substrato. Oyarzun las series mesozoicas están com- Está formado por pliegues volcados, vergen- pletas y existe un Trías superior que actúa tes hacia el NE, que al S de nuestra área como nivel de despegue de la cobertera, que tienden a doblarse y adoptar una dirección se pliega en disarmonía con el zócalo, aun- E-W, paralela al borde sur del Macizo de Cin- que como hemos indicado, es posible que co Villas (alineación de la Sierra de Aralar, las estructuras de plegamiento estén locali- manto de los «mármoles». etc.). zadas en relación con accidentes del zócalo. A continuación pasaremos a describir las principales estructuras de plegamiento y fa- LAS ESTRUCTURAS DE LA COBERTERA EN llas inversas relacionadas con ellas, agrupán- EL SECTOR DE IRUN dolas según el sistema a que pertenezcan. Como acabamos de decir, los materiales posthercínicos se pliegan aquí solidariamente 4.4.2.1. Las estructuras N60E con el zócalo, por lo que en este caso ten- Las estructuras de este sistema se agru- dremos que considerar conjuntamente la es- parán según su ubicación en una u otra de tructura de ambos pisos estructurales. las dos zonas separadas por la prolongación La única estructura que, por sus dimen- hacia el W (hasta San Sebastián,) de un im- siones, puede ser representada en cartogra- portante accidente: la zona de fractura de Ari- fía en el sector es el pliegue antiforme de txulegui. Esta falla, a la que nos hemos refe- San Narciso. Es un anticlinal en cuyo núcleo rido en repetidas ocasiones, ha ejercido un afloran los materiales carboníferos de la su- gran papel en la historia paleogeográfica, cesión esquistosa de Cinco Villas, de manera controlando durante un largo período de tiem- que estos presuntos materiales del zócalo

Fig. 49. Dos cortes del borde NW del Macizo de Aya. A: al S de Irún, B: por las minas de San Narciso. 1, Paleozoico; 2, Trías inferior; 3, Cretácico inferior: 4, Cretácico superior. 100 JUAN CAMPOS aceptan activamente la deformación del ple- conjunto es flexural, con aplastamiento para gamiento alpino. los niveles arcillosos. En algunos afloramien- El anticlinal de San Narciso tiene una di- tos hemos reconocido en estos mismos ma- rección aproximada N70E y es ligeramente teriales, pliegues angulares métricos que se vergente hacia el NW. En su flanco septen- encuentran fracturados en sus charnelas. No trional, las areniscas albienses, discordantes hemos podido medir suficiente número de sobre el Carbonífero, están invertidas y, en ejes de estos pliegues como para represen- algunos puntos, laminadas, presentando un tarlos en diagrama, pero las determinaciones espesor muy reducido; esto nos ha inducido realizadas indican que su dirección oscila al- a interpretar como de falla inversa el contacto rededor de N60E, y su vergencia es hacia el entre dichos dos términos en ese flanco. NW, siendo pues congruentes con los plie- De la observación de la cartografía puede gues mayores que existen en el sector. deducirse que la estructura anticlinal se prolonga hacia el SW por el antiforme situado LOS PLIEGUES Y FALLAS INVERSAS ENTRE al norte del diapiro de Oyarzun (fig. 44 A). OYARZUN Y AYA En el flanco S la sucesión cretácica está Al SW de las estructuras diapíricas que normal sobre el Paleozoico; el Cretácico su- se emplazan entre Oyarzun y San Sebastián. perior aflora en un apretado sinclinal, tam- la estructura de la cobertera está caracteri- bién vergente hacia el NW, y cuyo flanco S zada por varias alineaciones coincidentes con está afectado por las fallas que limitan el la dirección de los ejes de pliegues (fig. 50). Macizo (fig. 49). Quizás la característica más sobresalien- Las principales estructuras son el sincli- te, desde el punto de vista estructural, en el nal de Goiburu, inmediatamente al norte de área situada al sur de Irún sea la deformación la falla de Ereñozu que limita al Macizo de interna del Cretácico superior, con pliegues Cinco Villas, el anticlinal de Hernani-Andoain, de menor orden que los cartográficos y de- con núcleo triásico inyectado, que se anasto- sarrollados sin la existencia de un despegue mosa por el NE con los diapiros de Santiago- neto con los términos infrayacentes. La se- mendi y San Marcos-Martutene, y el sinclinal cuencia supraalbiense posee una potencia del Monte Andatza, sinclinal colgado, limita- relativamente grande y una litología (alter- do al N por la falla de Usúrbil y al S por el nancia de lechos competentes y otros plásti- anticlinal de Hernani-Andoain. cos) apropiada para plegarse con un estilo Estas estructuras acaban hacia el SW con- diferente de su substrato, que es más rígi- tra el afloramiento triásico de Villabona o do y con predominio de areniscas y conglo- chocando, en el caso de las más septentrio- merados en el Albiense y, más abajo, con nales de ellas, con la falla de Pagoeta, que un Paleozoico ya plegado anteriormente. Es las cabalga. Es esto lo que ha llevado a frecuente observar cómo los lechos del flysch P. RAT (1959) a hacer algunas consideracio- cretácico superior se presentan muy reple- nes sobre la cronología de los dos sistemas gados, con pliegues decamétricos a métricos de estructuras de la cobertera; como vere- que, mientras en los niveles más competen- mos más adelante, este único hecho no es tes tienden a manifestar un carácter isopaco, concluyente para tomar una postura al res- en los más arcillosos muestran un adelgaza- pecto y no podemos afirmar por el momento miento de los flancos y engrosamiento de la si ambos sistemas son el resultado de dos zona de charnela, contribuyendo a darles una fases separadas en el tiempo o se trata de geometría próxima a la de pliegues similares, estructuras desarrolladas casi simultáneamen- en los que se desarrolla una esquistosidad te. de plano axial muy irregular: la esquistosidad Aunque el tamaño de estas estructuras suele ser mejor desarrollada en los núcleos, es suficientemente grande para quedar refle- a causa de la deformación por aplastamiento jados con cierto detalle en cartografía y su (flattening) en el interior de los pliegues simplicidad no requiere extenderse mucho en flexurales. El mecanismo de plegamiento de su descripción, haremos algunas observacio- ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 101

Fig. 50. Esquema cartográfico en el que se indican los nombres de las principales estructuras de dirección N60E en el área de San Sebastián-Zarauz-Tolosa.

nes acerca de los rasgos que nos parecen nen en contacto con el Trías diapírico del más interesantes. anticlinal Hernani-Andoain; dicho contacto ha Sinclinal de Goiburu.— Es un pliegue relativa- sido anteriormente interpretado (LOTZE, 1931: mente simple, cuyo núcleo está formado por LAMARE, 1936, RAT, 1959, JEREZ-MIR et al., materiales del Cretácico superior. Hacia el 1971), como el frente de un cabalgamiento NE acaba en un cierre perisinclinal, un tanto hacia el SE («escama de Buruntza», LAMARE, irregular, por interferencia con los domos de op. cit.), cuyo origen se encuentra en un plie- Santiagomendi y Fagollaga. El extremo SW gue volcado despegado a nivel del Keuper. se sitúa en los alrededores de Villabona, en Sin embargo, aunque en algunos puntos, so- donde se ve limitado por el Trías superior bre todo entre Hernani y Andoain, el Trías se que allí aflora. superpone al Cretácico superior, hemos en- Sus flancos están marcados por dos im- contrado datos indicativos de que estos últi- portantes accidentes tectónicos. En su flan- mos términos están invertidos, y en otros co meridional, el Cretácico superior está puntos, al SW de Andoain, el Cretácico buza afectado por la falla inversa de Ereñozu, a lo hacia el S, adivinándose su posición sobre las largo de la cual afloran de manera disconti- arcillas del Keuper. En definitiva, pensamos nua materiales del Jurásico y Cretácico infe- que no existen criterios para suponer la exis- rior, aprovechando las escamaciones que se tencia de una unidad cabalgante hacia el SE originan en relación con el gran accidente. En y que el Trías de Andoain puede ser interpre- el flanco N, los materiales cretácicos se po- tado como diapírico, existiendo la posibilidad 102 JUAN CAMPOS de que, en algunos puntos, el Keuper al ser al NW (fig. 51). La observación de estas in- extruido produjera la inversión de los mate- versiones en el sector del monte Buruntza riales perforados, bien como consecuencia ha llevado a imaginar (JEREZ et al., 1971) de la propia perforación o por la acción, ade- que el pliegue vergente al SE supuesto por más, de posteriores esfuerzos de compresión. P. LAMARE se trataba en realidad de un pliegue en forma de abanico. El anticlinal de Hernani-Andoain. —Situado inmediatamente al NW del sinclinal de Goibu- Por nuestra parte, volvemos a insistir so- ru, es la estructura que los autores anterio- bre la naturaleza diapírica de esta estructura res habían definido como «escama de Burun- cuyas vergencias aparentes se pueden expli- tza» a la que acabamos de referirnos. car por un simple fenómeno de extrusión, sin necesidad de recurrir a traslaciones horizon- Se trata de un anticlinal diapírico cuyo nú- tales de importancia. cleo, ocupado por arcillas del Keuper, ha sido extruido. En su extremidad más septentrional, el El flanco N se puede considerar dividido anticlinal diapírico, se divide en varias ramas, en dos segmentos que presentan una com- que corresponden al cruce de dos accidentes plicación tectónica diferente, separados por de diferente dirección; el diapiro de Martu- una posible discontinuidad, no observable por tene parece representar la prolongación del encontrarse cubierta por los aluviones del anticlinal que estamos describiendo, que en río Oria, a su paso por Andoain. el sector de Hernani interfiere con otra estructura antiforme, de dirección aproximada Al SW de ese pueblo, las sucesiones su- E-W. En ella pueden diferenciarse dos ele- pratriásicas se encuentran completas, o, a lo mentos principales; hacia el E, el diapiro de sumo, están laminados los términos inferiores Santiagomendi, del que ya nos hemos ocu- de las mismas; sus buzamientos en la proxi- pado, y al W el afloramiento diapírico de Re- midad del contacto son muy suaves hacia el calde-La Florida («braquianticlinal de Recalde- N y la secuencia está normal. Por el contra- La Florida», LAMARE, 1936); la estructura es rio, entre Andoain y Hernani, el mismo flan- alargada, ligeramente curvada, con convexi- co N está invertido, buzando hacia el SW, dad hacia el N en cuyo núcleo afloran las encontrándose laminados los materiales del Jurásico y el Cretácico inferior. La inversión margas triásicas; en sus flancos, las series es progresivamente más acusada hacia el NE, jurásicas se encuentran invertidas y escama- y al N de Urnieta la estructura se resuelve das, con vergencias divergentes respecto al en una serie de pequeñas escamas vergentes eje del anticlinal (fig. 52).

Fig. 51. Dos cortes transversales del anticlinal Hernani-Andoain. A: entre Hernani y Ur- nieta; B, entre Andoain y Villabona. 1, Trías superior; 2, Jurásico; 3, Complejo Purbeck- Weald; 4, Complejo urgoniano: 5, Complejo supraurgoniano; 6, Cretácico superior. ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 103

recurrir a empujes tangenciales. De hecho en esa parte de la estructura se aprecian vergencias contrarias, hacia el exterior de la misma y no sólo hacia el NE, como es el caso en los pliegues del sector del Monte Ernio. El supraurgoniano del núcleo sindical del Monte Andatza cabalga por el NW, al Cre- tácico superior de Orio. La falla de Usúrbil, en relación con la cual se efectúa el cabalgamiento, se extiende a lo largo de unos 17 km., entre Aya y el río con un trazado NE-SW que al N de Urumea, Hernani, tiende a hacerse E-W. La superficie de la falla tiene un buzamiento poco variable Fig. 52. Corte del anticlinal diapírico de la Florida. en todo su trazado y siempre es próxima a 1, Trías superior: 2, Jurásico: 3, Cretácico inferior: la vertical, aunque inclinándose hacia el SE. 4, Cretácico superior. Próximo a la falla se desarrolla una esquistosidad subvertical en los niveles más arcillo- Sinclinal del Monte Andatza y Falla inversa sos, tanto supraurgonianos como del Cretá- de Usúrbil.— Al N del anticlinal diapírico de cico superior, mientras que en los lechos de- Hernani-Andoain, la estructura del sector del tríticos de grano grueso se forman pliegues monte Andatza se presenta con un amplio parásitos que, en ocasiones, se encuentran sinclinal colgado, cuyo núcleo está ocupado traspuestos por cizallas. En su extremidad oc- por materiales supraurgonianos. cidental la falla acaba en un pequeño afloramiento de Keuper diapírico (diapiro de Bekoe- Es un pliegue asimétrico, como puede rreka), al E de Aya. apreciarse en el corte correspondiente al Mon- te Andatza, del anexo 2, con el eje ligera- La estructura parece tener su origen en mente inclinado hacia el SW. Su flanco meri- un accidente más profundo, que en la cober- dional sigue una dirección NE-SW, caracterís- tera se traduce, en un principio, por una fle- tica de estas estructuras, pero al llegar a la xura y que más tarde evolucionará diapírica- altura de Aduna, cambia de orientación, do- mente, como un pliegue diapírico fallado. blándose hacia el W y resolviéndose, al N de En efecto, una fractura en el zócalo, sien- Asteasu, en una ondulación con concavidad do el bloque hundido el N, provoca, al adap- hacia el SE: precisamente esta incurvación tarse pasivamente a él, una vergencia apa- es uno de los argumentos utilizados por rente hacia el N en los materiales de la co- P. RAT (1959) para separar en el tiempo la bertera. La desnivelación tectónica ocasionada formación de los dos sistemas de pliegues puede favorecer la migración y concentración existentes: dicho autor la supone debida a los del Trías plástico a lo largo de la zona de frac- empujes que originaron la estructura del Mon- tura, y el mismo Trías al tender a inyectarse te Ernio, lo que indica para él que éstos se entre las series suprayacentes, acentúa la produjeron cuando ya estaba configurada la asimetría de la estructura de la cobertera. En estructura del Monte Andatza. En efecto, co- una etapa posterior, el concurso de empujes mo ya hemos señalado en el epígrafe 4.4.1., horizontales puede conducir a la configura- se puede ver en ese sector la interferencia ción actual del accidente; sin embargo, el desde dos sistemas de pliegues (uno NW-SE y plazamiento horizontal no debió ser muy im- otro N60E) que ocasionan la aparición de una portante, como lo demuestra el hecho de que estructura de contorno estrellado, pero la pe- la falla posea en casi todo su trazado un queña incurvación que aquí se observa puede fuerte buzamiento y que apenas se encuen- ser ocasionada por simple esfuerzo ascensio- tre deformado el pequeño diapiro de Bekoe- nal y extrusión diapírica, sin necesidad de rreka. 104 JUAN CAMPOS

4.4.2.2. Las estructuras NW-SE Las estructuras (fig. 53) que hemos de Están representadas en la región estudia- considerar en este apartado son: el sinclinal da por los pliegues y fallas inversas que exis- de Gazume y la falla inversa del Pagoeta; el ten entre el Monte Pagoeta, al W de Aya, y sinclinal del Ernio, separado del anterior por el sector de Tolosa. la falla de Régil, y que hacia el Valle del Oria Así como en las estructuras N60E, que incurva su eje; al S del sinclinal del Ernio acabamos de estudiar, predomina el carácter se sitúan el anticlinal fallado de Mendicute y diapírico, sin necesidad de recurrir para expli- el anticlinal y sinclinal de Urquizu. Los plie- carlas a grandes acortamientos, las de direc- gues del sector de Urquizu se prolongan ha- ción NW-SE manifiestan un mayor acortamien- cia el SE, fuera de nuestros límites. to horizontal, con pliegues muy apretados y Sinclinal del Gazume y Falla inversa del Pa- vergentes al NE, a la vez que las fallas in- goeta.— Al N de Régil, las series del Jurásico versas asociadas son mucho más tendidas. y Cretácico inferior forman una estructura Sugieren una mayor independencia de la co- sinclinal, colgada, en cuyo núcleo afloran ma- bertera, despegada de su substrato; sin em- teriales supraurgonianos: es el sinclinal del bargo, el despegue no debe ser total y, de Gazume (o sinclinal de Santa Engracia, alguna manera, se localizan en relación con P. RAT, 1959). Aunque en el núcleo los tér- ciertos accidentes del zócalo, como veremos minos cretácicos adoptan aparentemente la más adelante. forma de un pliegue simétrico, en conjunto

Fig. 53. Esquema cartográfico parcial en el que se indican los nombres de las principales estructuras del sistema NW-NE. ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 105 presenta una ligera asimetría. En efecto, mien- acentuar las irregularidades en el trazado car- tras su flanco NE buza de forma más o me- tográfico; de nuevo nos tropezamos con la nos constante hacia el SW, en el flanco SW, cuestión de la cronología relativa de los dos del que sólo aflora en el área estudiada su sistemas de pliegues y fallas de la cobertera, extremo SE, se puede apreciar cómo el buza- ya que, por lo que acabamos de exponer, se miento de los niveles va variando hacia la afectan unas a otras parcialmente. parte baja de la sucesión estratigráfica y los Según P. RAT (1959) las propias caracte- niveles jurásicos se encuentran invertidos. rísticas litológicas de los términos cabalgados Por el NE, la estructura del Monte Gazu- han influido en el desarrollo de esta gran fa- me cabalga, con un frente a lo largo de unos lla inversa, que no se ha debido beneficiar diez kilómetros, a las formaciones supraurgo- únicamente del papel lubricante del Trías su- nianas y del Cretácico superior. Este acciden- perior plástico. te, ha merecido la atención especial de otros En la proximidad del accidente, se apre- autores (RAT, 1959; JEREZ, 1968), que han cian algunos tipos de estructuras menores señalado la importante traslación horizontal que sin duda están relacionadas genéticamen- del labio cabalgante; el último de ellos ha te con aquél; entre ellas podemos citar la for- llegado incluso a considerarlo como un manto mación, en los niveles más detríticos, de de corrimiento, suponiendo que los materia- pliegues de arrastre, de tamaño centimétrico, les del Cretáceo inferior, que afloran en el y de una esquistosidad en los lechos más ar- diapiro de Zarauz, constituyen un isleo tec- cillosos; en el km. 31 de la carretera de Orio tónico. Sin embargo, como ya hemos indica- a Villabona se pueden observar bellos ejem- do, no existen pruebas concluyentes para ad- plos de estos pliegues y esquistosidad. mitir que sea cierta la hipótesis de L. JEREZ, Aunque no ha podido ser constatado a lo y solamente es posible afirmar que el salto largo de todo el trazado (fig. 54), el aflora- de la falla de Pagoeta es como mínimo de miento en los alrededores de Aya de térmi- unos 4,5 km., distancia aproximada entre los nos datados como pertenecientes a la base puntos más avanzados y la posición presumible de la raíz del cabalgamiento. La base del paquete cabalgante está formada generalmente por arcillas del Keuper, que suelen englobar cantos angulosos de ofitas y de dolomías de la base del Jurásico; no obstante, en algunos sectores los materiales que forman el frente de cabalgamiento son estratigráficamente más altos. La obser- vación detallada del mapa geológico permite apreciar cómo las variaciones en los materiales situados en el frente festoneado actual se distribuyen según alineaciones paralelas entre sí y ello nos sugiere que la sucesión cabalgante pudiera encontrarse ligeramente plegada antes de que se desarrollara el accidente, con lo que la superficie de traslación cortaría oblicuamente a los niveles estratigrá- ficos. Por otra parte, el trazado festoneado de la cartografía parece responder a varias causas, y no sólo a la intersección con la topo- Fig. 54. Dos cortes de la falla inversa del Pagoeta. grafía de una superficie poco inclinada. En A: en el sector de Aya: B: entre Aya y el monte Ga- efecto, la falla parece estar afectada por plie- zume. 1, Trías superior; 2, Jurásico; 3, Complejos Pur- beck-Weald y urgoniano; 4. Complejo supraurgoniano; gues N60E, que pueden haber contribuido a 5, Cretácico superior. 106 JUAN CAMPOS del Cretácico superior indica que los materiales cabalgados se encuentran invertidos junto a la falla inversa. Ello indica que la estructura podría tener su origen en un pliegue volcado que haya evolucionado hasta dar una falla inversa de ángulo tendido, con la- minación de su flanco invertido. Por último, señalaremos siguiendo a P. RAT que la amplitud del desplazamiento horizontal no es constante a todo lo largo de su trazado, aumentando hacia el NW, pues varía Fig. 55. Corte del sinclinal del Ernio y pliegues de Ur- quizu. 1, Trías superior: 2, Jurásico: 3, Complejo Pur- desde poco más de un km. en las proximida- beck-Weald; 4, Complejo urgoniano: 5, Complejo su- des del monte Ernio hasta unos tres kilóme- praurgoniano. tros en el sector de Indamendi (fuera de los límites del área estudiada por nosotros); la El sinclinal del Uzturre (fig. 56) es tam- misma progresión hacia el NW del salto se- bién un pliegue colgado, asimétrico, con su ría, según esta hipótesis, la causa de la cur- flanco meridional invertido, pero con carac- vatura que se aprecia en el sinclinal del Er- terísticas geométricamente algo diferentes nio. de las de Ernio. La estructura está relacionada con la disposición del zócalo ya que se Sinclinales del Ernio y del Uzturre.— La es- sitúa en una depresión del substrato de forma tructura del Gazume se continúa hacia el SE, sinclinal, limitada por dos pliegues anticlina- después de la discontinuidad de Régil, con les, al N el del monte Ondolar, que se cierra la del monte Ernio. Es este un sinclinal, igual periclinalmente en Villabona, y al S, el de que aquél, en cuyo núcleo afloran términos Belaunza, que hunde su eje hacia el W de edad Albiense. (veáse también fig. 48). La estructura sinclinal está, sin embargo, acentuada en la cober- En el Ernio la asimetría del pliegue es mu- tera que se encuentra visiblemente despega- cho más acusada, pues su flanco septentrio- da; pensamos que una migración del Keuper nal buza suavemente hacia el S y el meridio- hacia las zonas de charnela de los dos plie- nal se encuentra invertido, inclinándose con gues anticlinales citados y el posterior con- un fuerte ángulo también en el mismo sen- curso de esfuerzos tangenciales, han podido tido (fig. 55). ser las causas de la disarmonía de la cober- La falla inversa del Pagoeta no tiene tam- tera respecto del zócalo. poco continuidad al SE de la falla de Régil; Como ya hemos indicado, las estructuras al N del sinclinal del Ernio, las series jurási- del Pagoeta y del Ernio están separadas por cas se disponen normalmente sobre el Keu- una superficie de discontinuidad, que llama- per. que aflora ampliamente en el área de remos falla de Régil («décrochement de Ze- Villabona, y al que ya nos hemos referido latun» de RAT, 1959). anteriormente. Es una fractura de trazado rectilíneo y Al S de Alquiza, el sinclinal del Ernio, cu- transversal a las estructuras dirección N60E), yo eje poseía una dirección NW-SE, sufre en la que se aprecia un aparente salto en di- una inflexión y adopta la N70E; aparentemen- rección. Este «desgarre», sin embargo, no este podría seguirse, después de atravesar el tá patentizado por un desplazamiento horizon- valle del río Oria, por el sinclinal del monte tal relativo de los dos bloques separados por Uzturre, pero, si se considera la posibilidad el accidente, sino más bien por un diferente de que existan pliegues superpuestos, pare- comportamiento de los mismos ante los es- ce más razonable admitir que la terminación fuerzos compresivos a que han sido someti- del sinclinal del Ernio resulte de la prolon- dos. El bloque N, formado por los materia- gación de un sinclinal del sistema N60E, qui- les que intervienen en la falla del Pagoeta, zá el sinclinal de Goiburu. ha absorbido dichos esfuerzos trasladándose ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 107

Fig. 56. Corte del sinclinal del Uzturre y del anticlinal de Belaunza, 1, Trías inferior; 2, Trías superior: 3, Jurásico; 4, Complejo Purbeck-Weald; 5, Complejo urgoniano; 6, Cre- tácico superior. hacia el NE, probablemente después de for- Los pliegues del sector de Urquizu.— Al S del marse un amplio y suave sinclinal volcado y sinclinal del Ernio, los materiales del Jurási- otros pliegues de menor longitud de onda. co y Cretácico inferior se disponen adoptan- Por el contrario en el bloque meridional, el do una estructura en pliegues apretados y del sinclinal del Ernio, el acortamiento se ha vergentes al N, en los que se aprecian fre- conseguido con la formación de pliegues muy cuentes laminaciones. apretados, sin que se produjera traslación De N a S se pueden distinguir tres plie- apreciable. gues que, siguiendo a P. RAT (1959), hemos Esa diferencia de comportamiento, por llamado anticlinal de Mendicute, sinclinal de supuesto, no es debida a causas litológicas, Urquizu, y. anticlinal de Urquizu. En la figura puesto que los materiales que han interveni- 55 se representan estas estructuras y su re- do a ambos lados de la fractura son los mis- lación con el sinclinal del Ernio. mos. Es admisible pensar que, cuando los El anticlinal de Mendicute es un pliegue materiales fueron sometidos a los empujes muy apretado, casi isoclinal. Sus flancos se NE-SW, ya estuviera configurado un abomba- encuentran laminados y el núcleo está for- miento, en la zona de Villabona por migra- mado por dolomías liásicas que afloran en ción del Keuper, y esta supuesta flexura evi- una estrecha franja; el contacto entre las do- tara la traslación por falla inversa de la co- lomías y los términos más altos está jalona- bertera; más al NW, donde no existía esa do por pequeñas masas de Keuper, no repre- inhomogeneidad tectónica previa, el acorta- sentables en el mapa. Hacia el SE, el afloramiento se consiguió por traslación horizon- miento jurásico del núcleo se ensancha, pero tal en vez de por apretamiento de los plie- sigue en contacto tectónico con los materia- gues, aunque éstos estuvieran previamente les que forman los flancos, hasta enlazar configurados en su trazado y desarrollo par- con el Trías superior de Tolosa; no es posi- cial. Concretamente el anticlinal diapírico de ble, sin embargo, observar la naturaleza del Asteasu podría prolongarse hacia el W, por contacto entre ambos por encontrarse cubier- debajo del actual bloque cabalgante, consti- to por los aluviones del río Oria. La estruc- tuyendo una discontinuidad importante que tura es la de un anticlinal con un núcleo dia- facilitaría el nacimiento de la falla del Pa- pírico extruido. goeta, que terminaría por biselar el sinclinal N60E del Andatza. Desde luego, la falla de El anticlinal de Urquizu, el pliegue más Régil parece la repercusión en la cobertera meridional de los tres que aquí existen, es de una falla sinestrosa del zócalo, que hubie- en su geometría muy similar al anterior, aun- se aprovechado una fractura previa de direc- que en este caso el núcleo no ha sufrido una ción N60E. extrusión tan marcada como en el anterior. 108 JUAN CAMPOS

Es también muy apretado, lo que nos ha obli- transversales a los ejes de las mismas; se gado a considerar en su núcleo la existencia suelen agrupar en cada pliegue disponiéndo- de una fractura por la que puede haberse in- se en los clásicos sistemas conjugados. Es- yectado el Keuper, que no llega a aflorar. tas fracturas, poseen un trazado rectilíneo y No hemos estudiado la prolongación de un salto usualmente pequeño, pues sólo en los pliegues de Urquizu hacia el NW, pero algún caso aislado se han alcanzado los se sabe que evolucionan haciéndose progre- 100 m. en el valor del salto total. sivamente menos apretados y así, en las cer- canías de Régil, no son otra cosa que «... una 4.5. LAS ESTRUCTURAS ALPIDICAS EN serie normal, comenzando por las margas EL ZOCALO liásicas, que se apoya contra el sinclinal del Ya hemos dicho que, en nuestro caso, el Ernio» (RAT, 1959). término zócalo no se ha utilizado en un sen- Disposición de la cobertera en el Sector de tido estricto ya que no se trata de un basa- Gaztelumendi.— Los materiales que afloran en mento rígido, que únicamente respon- Gaztelumendi adoptan una disposición en sin- da a los esfuerzos fracturándose. Por clinal («sinclinal de Larte», LAMARE, 1936). el contrario, los materiales que forman el Creemos que se trata simplemente de una subtrato sobre el que se depositan los sedi- ligera ondulación originada por la concurren- mentos mesozoicos participan activamente cia de dos estructuras de carácter diferente: en las deformaciones alpídicas, con las res- las series de la cobertera se encuentran en tricciones, claro está, que impone su compa- esa zona reposando normalmente sobre la rativa rigidez. vertiente meridional del Macizo de Cinco Vi- De hecho, cuando nos referimos a zócalo llas, disponiéndose con buzamiento hacia el y cobertera no diferenciamos entre materia- S y al W, en el sector de Leaburu, esos males antehercínicos y posthercínicos. El Trías teriales se ponen en contacto tectónico con inferior, netamente discordante sobre el Pa- el Trías de Tolosa, cuya acción diapírica las leozoico, se comporta solidariamente con és- hace doblarse y buzar hacia el E. De esta te y debe, desde el punto de vista de la de- manera la disposición de cada uno de los formación, ser considerado como parte in- flancos del «sinclinal » es consecuencia de tegrante del zócalo. un proceso tectónico diferente. Al abordar las estructuras alpídicas re- Hacia el E, cerca de Berástegui y en las presentadas en el zócalo nos hemos de en- cercanías del Puerto de Urto, el Keuper lle- frentar con el mismo problema que dificulta- ga a contactar diapíricamente con el Cretáci- ba el estudio de las deformaciones hercíni- co inferior y superior (esto más al SE), pero cas, la falta de niveles guía que permitan estas estructuras no guardan una relación realizar una cartografía detallada de las mis- clara con la del sistema NW-SE. mas; en este caso, sin embargo, la dificultad es menor puesto que al estar implicados ma- 4.4.3. Fallas de tensión teriales posthercínicos, perfectamente diferenciados, quedan mejor reflejados los grandes No existen en la región estudiada fallas rasgos de estas estructuras. normales que sean dignas de mención espe- Para el estudio de las estructuras alpídi- cial. Es posible, sin embargo, que algunas cas del zócalo comenzaremos por la descrip- de las fracturas que ahora se observan en el ción de las existentes en los bordes que li- zócalo como fallas inversas (de las que aún mitan a los actuales macizos paleozoicos; en no nos hemos ocupado) tengan una larga his- ellas, naturalmente, se encuentran implicados toria y en épocas anteriores hayan funciona- materiales del zócalo y de la cobertera. Des- do como fallas de tensión. pués nos ocuparemos de las existentes en el Entre las fallas normales las hay ligadas interior de los macizos, en los que no se a pliegues o a estructuras diapíricas. encuentran afloramientos de términos que Las fallas normales que acompañan a las propiamente se puedan considerar pertene- estructuras plegamiento son generalmente cientes a la cobertera: en estos casos, la pre- ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 109 sencia de Buntsandstein facilita la reconstruc- ron gran parte de la deformación por compre- ción de la estructura y justifica la atribución sión. de la misma al ciclo alpino. De acuerdo con los cortes de la figura 57 es probable que en etapas aún tempranas 4.5.1. El borde NW de Cinco Villas del desarrollo del accidente se produjeran pliegues isoclinales en la cobertera; los iso- Se presenta jalonado por una falla inver- clinales serían ya volcados en su origen, apa- sa de gran salto, según la cual, a lo largo de reciendo con la misma vergencia NW de la más de 18 km., entre Villabona y Ergoyen, el falla. Después se desarrollarían varias fallas Carbonífero cabalga con vergencia NW, y se- inversas satélites, con trazado más irregular gún una superficie bastante inclinada, a la y que, en algún caso, aprovechan parcialmen- cobertera mesozoica. A ella se asocian otras te, los trazados de la estratificación deforma- fallas inversas satélites que delimitan esca- da por los pliegues primitivos (por ejemplo, mas igualmente vergentes, constituidas por escamas del sector de las Cuevas de Aizbi- materiales cuya edad oscila entre el Lías in- tarte, unos 4 km. al este de Santiagomendi, ferior y el Albiense. corte B de la figura); otras veces las fallas A todo este conjunto de accidentes los secundarias cortan netamente al plano axial llamaremos zona de fallas de Ereñozu o, sim- de dichos pliegues (sector de Cucutetxiki, plemente, falla inversa de Ereñozu. corte D de la figura). Este contacto ha sido estudiado anterior- Las distintas escamas diferenciadas se mente, pero sin que se hiciera resaltar su acuñan rápidamente en profundidad, como pa- carácter de falla inversa; P. LAMARE (1936) rece desprenderse de la observación de los describe con detalle el borde NW del Macizo cortes naturales más profundos, los de Ere- de Cinco Villas, interpretándolo y resolvién- ñozu (valle del Urumea) y Ergoyen; en am- dolo con una familia de pliegues volcados bos casos en sucesión esquistosa de Cinco hacia el N, la mayor parte de las cuales mues- Vilas se superpone al Cretácico superior me- tran su continuidad, especialmente desde el diante una superficie de falla inversa. monte Adarra hacia el NE. En algunos cortes, sobre todo en el corte En nuestra opinión, el accidente principal D de la fig. 57, la geometría del conjunto de que jalona el borde rectilíneo del Macizo es fallas parece relacionada con una falla prin- una fala inversa, de salto comprendido entre cipal de superficie cóncava hacia arriba. 1,5 y 3 km., según los cortes. Este accidente Como resumen señalaremos que la estruc- produce fuertes arrastres y una escarnación tura del borde NW del Macizo de Cinco Vi- apretada en los términos jurásicos y cretá- llas se resuelve en una serie de fracturas, con cicos. En los cortes seriados de la figura 57 superficies posiblemente alabeadas, que cor- se intentan expresar los rasgos más signifi- tan a estructuras isoclinales previas y que cativos de esta zona de fallas, según los sec- en parte de su recorrido pueden y deben tores. aprovechar las trazas de la estratificación, La historia de la falla de Ereñozu es com- subparalelas a los planos axiales de los plie- pleja y difícil de detallar; es posible que en gues. un principio se tratara de una falla normal El Cretácico superior en la proximidad del o una flexura que, más tarde, ante esfuerzos accidente, presenta una estructura interna comprensivos, evolucionara hasta transfor- bastante compleja; los lechos de litología al- marse en falla inversa. La razón que nos ha ternante que lo constituyen se encuentran llevado a esta suposición es la coincidencia muy replegados. Es frecuente observar en él de la línea de fractura con la zona hacia la pliegues de tamaño decimétrico a métrico cual se acuñan las series que se depositaron de simetría monoclínica, a veces son muy en la cuenca mesozoica; si esto es cierto, apretados, casi isoclinales. En ellos, los ni- algunas de las fallas que determinaron la ex- veles más carbonatados y los de grano más tensión de la cuenta paleogeográfica, han po- grueso, es decir, los más competentes, tien- dido representar zonas débiles que absorbie- den a formar pliegues isópacos, mientras que 110 JUAN CAMPOS

Fig. 57. Cortes seriados de la zona de falla de Ereñozu. 1, Paleozoico; 2, Trías inferior; 3, Trías superior; 4, Jurásico; 5, Cretácico inferior; 6, Cretácico superior. ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 111 los arcillosos forman pliegues con geometría pendiente axial hacia el E y ligeramente ver- próxima a la similar en los que se desarro- gente al N. lla una esquistosidad muy grosera paralela A lo largo de todo el accidente de Aritxu- al plano axial. legui se puede observar cómo, entre los blo- Es posible también observar en el Cretá- ques separados por la falla, quedan pequeños cico superior, aunque en menor escala, el pellizcos de materiales cretácicos y triásicos. desarrollo de pequeñas cizallas que laminan Es esto lo que confirma que la zona de falla los flancos de los pliegues en los niveles com- representa la evolución lateral del sinclinal petentes, con una disposición que es con- de Vera, el cual, hacia el W, se va haciendo gruente con las escamas inmediatas. cada vez más apretado, hasta que sus flancos Hacia el SW, las escamas que caracteri- llegan a laminarse completamente. zan a este borde del Macizo, van desapare- La historia de esta fractura debe ser com- ciendo y el salto de la falla inversa se va ha- pleja y remontarse originariamente a épocas ciendo menor, por lo cual el Carbonífero no en las que aún existía acumulación de mate- llega a aflorar en las proximidades de la mis- riales en la cuenca sedimentaria. ma. Al W. del meridiano de Villabona el ca- Del estudio estratigráfico se deduce que balgamiento se amortigua y debe quedar ab- la cuenca de Vera se debió individualizar en sorbido por el colchón plástico que supone la segunda mitad del Albiense, ya que los el gran afloramiento de Keuper de Tolosa y materiales de esta edad son en ella transgre- Villabona. sivos sobre el zócalo; entonces quedaba co- Por su extremo NE, la falla de Ereñozu se municada con la cuenca guipuzcoana a tra- prolonga hasta las proximidades de Ergoyen, vés de un brazo de mar de anchura descono- en donde intersecta con la fractura de Aritxu- cida y cuyo trazado podría coincidir en líneas legui, y la componente en dirección de este generales con el de la falla de Aritxulegui. accidente debe ser la causa de su amortigua- El trazado de esa franja hace pensar que miento y de su ausencia más al E. estuviera marcada por una flexura o unas fracturas que dejaran una zona más deprimida 4.5.2. La falla de Aritxulegui separando a los macizos de Cinco Villas y Los macizos de Cinco Villas y Peñas de Peñas de Aya. Aya se encuentran separados por un impor- De todo esto se deduce finalmente que tante accidente que, con dirección E-W, se la zona de fractura que separa a los dos ma- extiende desde Ergoyen hasta Vera de Bida- cizos tiene un origen que se remonta quizá soa; lo hemos denominado falla de Aritxule- a tiempos tardihercínicos. En los primeros pe- gui. ríodos de evolución, respondiendo a esfuer- Se trata de una falla inversa de vergencia zos de tensión, se desarrollarían fallas nor- norte a lo largo de la cual se puede haber males que delimitarían a una estrecha y alar- realizado un movimiento diferencial entre los gada fosa en la que se acumularían sedimen- dos macizos, con una componente en direc- tos cretáceos; más tarde, en la orogenia pire- ción de cierta importancia. naica, ante empujes horizontales, dichas frac- Hacia el E la fractura se relaciona con el turas rejugarían como fallas inversas con sinclinal de Vera de Bidasoa, de manera que salto en dirección entre las cuales se pliega la falla se puede considerar como la conti- intensamente la cobertera, que adopta una nuación lateral de dicha estructura. Este sin- estructura sinclinal. clinal es un pliegue cuyo núcleo está ocupa- En el Cretácico superior pellizcado entre do por series cretácicas transgresivas sobre el Paleozoico se aprecia el desarrollo de una el zócalo: ha sido estudiado con detalle por esquistosidad, circunscrita a los niveles más D.RICHTER (1964), quien pone de manifies- arcillosos, que es paralela al plano axial de to la diferente intensidad de la deformación pliegues menores, con un eje de dirección en cada uno de sus flancos y, mediante la ligeramente variable, aunque siempre próxi- utilización de diagramas, concluye que el eje mos a E-W; suponemos que estas estructuras del pliegue es de dirección E-W, con cierta menores se han originado en relación con el 112 JUAN CAMPOS

accidente mayor. De la misma forma, en los mos en una zona que primitivamente funcio- niveles carboníferos se pueden observar es- nó como una estructura de tensión y que pos- tructuras con las mismas características y teriormente, ante los esfuerzos de compre- dirección. Por su parte, el granito, mucho más sión alpídicos, evolucionó como falla inversa, rígido, se comporta de diferente manera y, en cosa probable porque esta falla inversa pare- la zona en donde lo atraviesa la falla, se en- ce desempeñar en el sector de Irún, un pa- cuentra bastante brechificado, con fracturas pel parecido al que juega la de Ereñozu más netas estriadas, que permiten apreciar la di- al SW. rección del desplazamiento relativo de los Otro afloramiento de Carbonífero que con- bloques. tacta anormalmente con los materiales de la La disposición de las estrías confirma la cobertera, es el que existe en el Monte San impresión cartográfica de que debe ser con- Marcial, al SE de Irún. En él se aprecia una siderada la existencia de una componente de estructura antiforme que parece significar la dirección: el movimiento relativo, deducido continuidad hacia el NE del anticlinal de San del mapa geológico, implica el desplazamien- Narciso. Sin embargo, mientras en San Nar- to hacia el E del bloque septentrional. ciso parece existir una vergencia N, este accidente presenta su flanco septentrional nor- 4.5.3. El macizo de Peñas de Aya mal, con las series posthercínicas reposando al S de Irún sobre su zócalo; es en su flanco meridional, Ya nos hemos referido, al ocuparnos de donde el Carbonífero cabalga al Cretácico su- la estructura que, en el sector de Irún, adop- perior según una superficie fuertemente in- ta la cobertera, a la adaptación de esta a su clinada y con brechas tectónicas. substrato por la falta de un adecuado nivel de despegue capaz de provocar una disarmo- 4.5.4. El borde meridional de Cinco Villas nía entre ambos. En el epígrafe 4.4.2.1. des- El Cretácico superior al S del Macizo de cribimos el anticlinal de San Narciso, en el Cinco Villas aflora en una amplia estructura que participa tanto el Carbonífero como el sinclinal, de la que nosotros hemos estudia- supraurgoniano y el Cretácico superior. do sólo una parte de su flanco N. Más al S, el Paleozoico de Peñas de Aya En este flanco hemos de considerar dos cabalga hacia el NW al Cretácico superior. porciones que presentan un grado de com- Hacia el SW (fig. 49), las series de la cober- plejidad diferente. Entre Tolosa y el río Leiza- tera participan de dicha estructura, que se rán no aparece ninguna complicación digna continúa casi hasta los alrededores de Oyar- de mención, pues las series de la cobertera zun, en donde queda amortiguada por el col- se encuentran normalmente dispuestas sobre chón plástico que representa la concentración el zócalo, del que se hallan despegadas a ni- de Keuper que allí aflora. Entre esta falla in- vel del Keuper. versa y el anticlinal de San Narciso, el Cre- A partir del río Leizarán, hacia el E, la tácico superior se dispone en un estrecho y estructura se complica. El Carbonífero es le- agudo sinclinal vergente al N; los materiales, vantado y se pone en contacto con el Cretá- apretados en su núcleo, se encuentran muy cico superior; la superficie de contacto es replegados y desarrollan una esquistosidad subvertical, buzando fuertemente al N, por lo bien patente. que ha de interpretarse como una falla inver- La historia de esta estructura no se redu- sa; jalonando el accidente, hay pequeños aflo- ce, como en tanto otros casos a un único ramientos de materiales triásicos, jurásicos episodio, sino que debe remontarse a tiem- y cretácicos pellizcados a lo largo de la su- pos en que se acumulaban materiales en la perficie de fractura. Como casi siempre que cuenca sedimentaria; así parece atestiguar- se encuentra en las proximidades de una fa- lo el hecho de que jalonando la zona de frac- lla inversa, el Cretácico superior muestra plie- tura se encuentran brechas en la base del gues asimétricos, de vergencia congruente Cretácico superior y conglomerados de edad, con la falla y desarrolla una esquistosi- posiblemente, Albiense. Quizás nos encontra- dad poco penetrativa. ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 113

Aunque aparentemente el salto de la falla areniscas triásicas intercaladas tectónicamen- parece ser grande, no debe representar un te entre las pizarras del Carbonífero; la estra- accidente de mucha importancia; el Cretáci- tificación del Buntsandstein es subvertical y co superior es transgresivo en este sector y los dos contactos que limitan a las areniscas se pone en contacto erosivo con cualquiera son aproximadamente paralelos a la estratifi- de los términos más antiguos. Todavía más cación. En dos de las tres escamas del Uru- al E, en Ezkurra, hemos podido comprobar, có- mea hemos apreciado que el paquete de are- mo una falla inversa del borde meridional de niscas tiene su techo hacia el N, sin que se Cinco Villas se amortigua y, a partir de allí, haya podido reconocer el flanco septentrional la sucesión cretácica reposa discordante so- de los hipóteticos sinclinales pinzados por el bre términos inferiores, cualquiera que sea Paleozoico; en principio, el contacto tectóni- su edad. co de mayor traslación habría de ser el que limita cada una de las escamas por el N. 4.5.5. Estructuras alpídicas dentro del Inmediatamente al E del Urumea las es- macizo de Cinco Villas camas desaparecen al acuñarse el Buntsands- La escasez de materiales posthercínicos tein con lo que contactan directamente tér- en el interior del Macizo y la ausencia de ni- minos cerboníferos de ambos bloques; hacia veles guía en la sucesión esquistosa impiden el W, en el sector de Liezalarrea, un ancho establecer de una manera precisa el grado afloramiento de Buntsandstein, en continui- de deformación experimentado por el Paleo- dad con las escamas, adopta una estructura zoico durante la orogenia alpídica. sinclinal limitada por fallas subverticales. Con Afortunadamente, la existencia en algunos estos datos podría sugerirse que las escamas sectores de afloramientos triásicos permite, provienen de sinclinales agudos, cuyos flan- aunque sólo sea parcialmente, la reconstruc- cos septentrionales se laminan con el con- ción de la estructura. curso de fallas importantes y el ensanchamien- Pliegues de dirección N60E están bien re- to lateral de la estructura se puede explicar presentados en la parte NW del Macizo en- por la disminución del salto de tales fallas, tre Elduayen y el stock de Peñas de Aya; aquí, acompañado del despegue de una parte del que aflora extensamente el Bundsanstein, se Trías inferior, hasta ser extruido localmente. aprecia perfectamente cómo éste se adapta Conviene advertir que entre el río Uru- a su basamento antehercínico y configura una mea y el Bidasoa existen otras escamas (VI- serie de pliegues suaves, cuyo eje es para- LLALOBOS, 1977) en las cuales el bloque lelo a la estructura del borde NW del Maci- cabalgante es el S. Así, en la estructura zo; algunos de esos pliegues manifiestan una general de la zona de escamas participan fa- ligera vergencia hacia el NW. Hacia el SW, llas inversas de vergencia N y fallas subver- los pliegues, representados fundamentalmen- ticales, con desplazamiento ascendente del te por los anticlinales del monte Ondolar y bloque septentrional de varios centenares de Belaunza, hunden su eje bajo la cobertera me- metros. sozoica; precisamente el sinclinal del monte La asociación en el espacio de estas es- Uzturre es en cierta medida una adaptación tructuras puede explicarse por el funciona- al sinclinal que, en el Macizo, se interpone miento de una falla inversa mayor de super- entre los dos anticlinales principales mencio- ficie cóncava hacia arriba, cabalgante al S. nados. Las fallas del tipo de las del corte del Uru- En la parte S. de Cinco Villas, entre los mea son fallas sintéticas, habiendo sufrido ríos Leizarán y Bidasoa, se dispone una zona una rotación externa a causa de la curvatura de escamas de dirección casi E-W, que se de la superficie principal: mientras que las apartan algo del borde meridional del Macizo. fallas de vergencia N. serían antitéticas de En el corte del río Urumea, por la carre- la principal y consecuencia del mayor acor- tera de Leiza a Hernani, se puede apreciar tamiento sufrido en niveles progresivamente algún detalle de la geometría de estas es- más altos, también como consecuencia de la camas. En ellas se presenta un paquete de concavidad de la superficie principal. 114 JUAN CAMPOS

4.6. CONSIDERACIONES SOBRE LAS mecanismo por el que el zócalo ha podido DEFORMACIONES ALPlDlCAS acortarse después de las fases de plegamien- to. De las soluciones propuestas por el autor, En muchas cadenas de montañas es obli- las que mejor pueden aplicarse en nuestro gado distinguir entre dos pisos tectónicos caso son aquéllas que suponen una contrac- que han reaccionado de manera diferente an- ción del zócalo. Tal contracción se puede conte los esfuerzos orogénicos responsables del seguir bien por plegamiento o por escama- plegamiento y de la configuración tectónica ción. aunque el primero de estos mecanismos del conjunto. En estos casos es posible di- implicaría el desarrollo de pliegues muy apre- ferenciar el zócalo, rígido y habiendo sufri- tados y, por tanto, un comportamiento plás- do los efectos de una orogenia más antigua, tico de zócalo. y la cobertera, con características mecánicas En los Pirineos la incógnita sobre el mo- tales que conducen a un estilo de deformado de la deformación del zócalo se reduce por ción diferente, con estructuras disarmónicas cuanto aflora en cierta extensión y se puede las del zócalo. Si, además, entre el zócalo den reconocer en él estructuras de edad al- y la cobertera se intercala un, paquete poten- pídica. te, móvil y muy plástico, la disarmonía llega M. MATTAUER (1968) señala que la ca- a ser brutal, aunque puede reducirse si el racterística más sobresaliente en los Pirineos zócalo es aceptablemente dútil y se deforma es la disposición en abanico de las estruc- en condiciones muchas veces distantes de turas. La zona axial cabalga tanto al norte las que se necesitan para su acortamiento frá- como al sur, sobre los materiales mesozoicos gil. mediante fallas inversas de gran buzamiento. Estas características están presentes en Esta disposición estructural se consigue, se- nuestra región y, de una manera indirecta, se gún M. MATTAUER, como consecuencia de la han resaltado al describir las estructuras de aproximación de dos bloques de la corteza, zócalo y cobertera. Sin embargo, en la des- las placas europea e ibérica, con una apro- cripción no se ha llegado a abordar el hecho ximación entre ambas que puede haber oca- de que zócalo y cobertera se deforman simul- sionado un acortamiento estimado en unos táneamente y de que el acortamiento de am- 50 km. bas, función de estructuras de compresión P. CHOUKRONE y M. SEGURET (1973) diferentes, se mantiene en el mismo orden aceptan el valor estimado por M. MATTAUER de magnitud. y concluyen que la deformación de las rocas Por ello parece necesario culminar nues- afectadas por la tectogénesis pirenaica re- tras descripciones con alguna consideración presenta un acortamiento aproximadamente acerca de los estilos de deformación de zóca- N-S, perpendicular a la cadena, acompañado lo y cobertera, para extendernos finalmente por una extensión máxima en dirección ver- sobre la evolución tectónica de conjunto del tical. Pirineo occidental. En el extremo occidental del Pirineo, el 4.6.1. Comportamiento del zócalo y de la Macizo de Cinco Villas cabalga hacia el nor- cobertera te sobre el Cretácico superior de Vera, y ha- Al tratar de las relaciones entre zócalo y cia el sur sobre el Cretácico de Leiza; ha cobertera se plantean algunas cuestiones pre- habido pues un acortamiento N-S. Pero, a su vias. ¿Cómo se deforman los materiales del vez, el Macizo cabalga hacia el NW a lo lar- piso tectónico más bajo hasta conseguir el go de la zona de falla de Ereñozu, por lo que grado de acortamiento necesario? ¿de qué también hay que invocar un acortamiento en manera estas estructuras profundas llegan, esa dirección. si esto ocurre, a repercutir sobre la coberte- La deformación, mediante fracturas, del ra? zócalo implicaría la existencia de horts, de A. CAlRE (1960) ha estudiado para el ca- los cuales tendríamos un ejemplo en el Ma- so del Jura los tipos de soluciones posibles, cizo de Cinco Villas. con modalidades, que permiten explicar el La compartimentación del zócalo en blo- ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 115

ques no se consigue, sin embargo, a causa San Sebastián, la falta de materiales del Trías de esfuerzos de compresión, sino por tensión, superior (nivel de despegue regional) hace y la primera acción sufrida por nuestro zó- que las sucesiones del Cretácico se plieguen calo fue una extensión. A tal conclusión he- solidariamente con el zócalo sin que se apre- mos llegado por consideraciones de índole cie una clara disarmonía entre los pisos tec- paleogeográfica, las sucesiones mesozoicas tónicos; pero, al SE, la existencia de un ni- se acuñan hacia los bordes de los bloques en vel plástico y poco denso en la base de la que queda compartimentada la cuenca y las cobertera hace que esta se deforme en di- oscilaciones sedimentarias se originan por sarmonía con su zócalo, si bien es posible movimientos verticales relativos entre unos que los accidentes de ambos tengan corres- bloques y otros. pondencia en vertical. Los límites de los macizos no deben ha- De todo lo expuesto podemos extraer la ber variado ostensiblemente a lo largo de la conclusión de que hay una deformación soli- historia geológica de la región, y las que aho- daria del zócalo y de la cobertera. Analizan- ra observamos como fallas inversas, en tiem- do la región no parece que se pueda invocar pos en que la cuenca recibía acumulación de la existencia de grandes mantos gravitato- materiales, debían ser flexuras o fracturas rios, como ocurre en otras regiones del Pi- de tensión. rineo, con migración de cobertera desde la Según este esquema, la región debía es- zona axial hacia el exterior. No pretendemos tar dividida en una serie de bloques separados que dichos fenómenos no existan en esta por dos sistemas de accidentes: uno de direc- transversal, sino únicamente que no apare- ción aproximada E-W (falla de Aritxulegui, ,bor- cen en nuestra región. Aunque con ciertas de S de Cinco Villas) y otro N60E (falla de diferencias, admitimos que la cobertera ac- Ereñozu). Esta compartimentación condicio- tual debió yacer siempre sobre el zócalo que naría la distribución de sedimentos en la ahora tiene debajo. cuenca, con máximas acumulaciones en las Un hecho que prueba las relaciones de la áreas deprimidas y rápidos acuñamientos de cobertera mesozoica con los macizos hercí- las sucesiones hacia las áreas de relieve po- nicos es la transgresividad de aquellas suce- sitivo. siones sobre los bordes de los actuales aflo- Indirectamente, la existencia de bloques ramientos paleozoicos. Podría admitirse un a diferentes niveles en el zócalo acarrearían cierto deslizamiento gravitatorio a favor del otras reacciones en los materiales de la co- gran «antiforme» de Cinco Villas, pero la for- bertera además de esa distribución de mate- ma redondeada del Macizo haría que la co- riales. Una reacción inmediata debe ser la ten- bertera, con el deslizamiento, perdiera conti- dencia al desarrollo de un diapirismo por mi- nuidad, por aparición de tensiones radiales: gración de Trías superior hacia las zonas de pero a lo largo del borde del Macizo no se mayor desnivel, que por otra parte, son aqué- ven otros ensanchamientos que los que re- llas en los que se acuñan las sucesiones se- presentan los afloramientos de Trías superior. dimentarias, con la consiguiente disminución Más problemático, en principio, es el plan- de la carga de la columna litológica. teamiento de que sólo una parte de la cober- Otra de las consecuencias de la tectóni- tera fuera autóctona. Nos referimos a la poca de bloques es la desaparición por secto- sibilidad de que hubiera no cabalgamientos res del nivel de despegue. En las áreas en importantes, sino a la de que grandes volú- las que se conserva el nivel de despegue, la menes de cobertera estuvieran desenraizados disarmonía de la cobertera respecto al zóca- y superpuestos a sucesiones mesozoicas lo puede ser enorme; pero en aquellas otras autóctonas. En este sentido, hemos de seña- en que ha sido erosionado, la cobertera se lar cómo algunos autores han invocado a la adaptará pasivamente a las deformaciones aloctonía para explicar algunas de las estruc- del zócalo. En nuestra región se diferencian turas de la cobertera. Sin embargo, a la vis- dos zonas en las que se reconocen ambos tita del mapa geológico parece imposible tal pos de fenómenos; al N de la línea Oyarzun- planteamiento ya que las grandes unidades 116 JUAN CAMPOS

Fig. 58. Esquema tectónico del área estudiada. 1, Granito de Peñas de Aya; 2, Paleozoico y Trías inferior: 3, Trías superior-Terciario; 4, Cuaternario. (Q) que se pudieran suponer alóctonas (sinclinal el Macizo de Cinco Villas con las de la co- del Andatza, por ejemplo) no se encuentran bertera, es necesario imaginar la existencia aisladas. Por otra parte, dada la disposición de un despegue. de la cuenca, parece que las coberteras que Salvo en el caso de la zona de escamas eventualmente pudieran existir en Cinco Vi- entre los ríos Leizarán y Bidasoa, en donde las debían ser incompletas y, probablemente, necesariamente tiene que existir un acorta- sin Keuper. miento importante, en general la estructura En definitiva, podemos admitir que, salvo alpídica de los macizos parece producir me- pequeñas diferencias localizadas, zócalo y conos acortamiento que el que aparenta pre- bertera se corresponden en verticales a lo sentar la cobertera, deducible de los cortes. largo de toda la historia geológica, ya que no No obstante, en casi todos los cortes se rese observan traslaciones importantes en el presentan estructuras diapíricas, en las que despegue basal. No obstante, comparando en las violentas curvaturas de las capas no res- los cortes las estructuras alpinas visibles en ponden a un acortamiento. ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 117

Ahora bien, admitida la existencia de un En las estructuras N60E es notable la in- diapirismo anterior a los esfuerzos de com- tervención activa del zócalo (estructura del presión, es inevitable considerar que las es- borde NW de Cinco Villas, por ejemplo), in- tructuras con Trías perforante debieron ser tervención que se manifiesta en la cobertera modificadas por el acortamiento orientado con la formación de pliegues, muchas veces que sufre toda la región. relacionadas con diapirismo, sea por adapta- Según el eje menor del elipsoide de de- ción a curvaturas previas, por inyección for- formación regional los diapiros tenderán a zada durante el acortamiento, o por ambas ser estrangulados y esto provoca una inyec- cosas a la vez. En cualquier caso la disposi- ción forzada adicional del material plástico. ción de los pliegues está condicionada por la Simultáneamente, las bóvedas de los domos distribución de los espesores de las series, podrán llegar a hacerse cabalgantes sobre los controlada por accidentes en el zócalo duran- flancos. Es esta, a nuestro juicio, la razón te el período de sedimentación. La conforma- que ha determinado que algunos de los do- ción del surco sedimentario del flysch de mos diapíricos existentes hayan sido inter- Guipúzcoa (Paleoceno y Eoceno inferior), con pretados como klippes. direcciones de aportes para las turbiditas Acabamos de hablar del elipsoide de de- axiales desde el E, confirma que todavía en formación regional y, aunque lo hemos men- el Terciario persistía la influencia de acci- cionado con referencia exclusiva a nuestra dentes o flexuras de dirección ENE-WSW. región, conviene hacer todavía algunas pre- Las estructuras de dirección N60E de la cisiones. cobertera sufren una suave inflexión en las A la vista del esquema tectónico de la proximidades de la falla de Aritxulegui, infle- fig. 58 se observa con toda claridad que los xión que coincide con el movimiento dextro acortamientos más importantes se han pro- a lo largo de la falla y que se refleja, ade- ducido en dos direcciones principales, según más, en el contorno estructural del contacto el área considerada. Es evidente que las ali- Mesozoico-Terciario, el juego de la falla de neaciones NW-SE y N60E no se han super- Aritxulegui se prolonga entonces, más o me- puesto en toda la región, sino únicamente en nos amortiguado, según la dirección Oyarzun la zona límite de los dominios correspondien- San Sebastián, sin que la componente en dites a cada una de ellas. rección del salto se manifieste en la cober-

Fig. 59. Corte transversal a las estructuras de dirección N60E en el que se ha dibujado la traza probable del zócalo. 1, Paleozoico y Trías inferior; 2, Trías superior; 3, Cretácico superior. 118 JUAN CAMPOS tera. Al N de la falla, en el sector de Irún, frido, durante el ciclo alpídico, primero un el espesor de la cobertera se ve muy dismi- proceso de alargamiento (épocas de tensión nuido, están ausentes el Keuper y sus sin- y subsidencia) y después un acortamiento gulares efectos mecánicos y los pliegues N60E que, lógicamente, será transversal al trazado tienen una longitud de onda menor. de los pliegues. En consecuencia, admitimos que las es- Para la porción entre Zarauz, San Sebas- tructuras N60E de la cobertera deben reflejar tián y el Macizo de Cinco Villas, con pliegues con cierta fidelidad la existencia de corres- y fallas inversas de dirección N60E, ya hemos pondientes estructuras en el zócalo, aunque indicado que, en parte por efecto de los dia- éstas no tengan un estilo exactamente ho- piros, la cobertera aparenta un acortamiento mologable con el de las primeras: en la di- que no se sabe cómo habrá de manifestarse ferencia de estilo ha influido notablemente en el zócalo. el diapirismo. Para los pliegues y fallas inversas de di- rección NW-SE nuestro planteamiento es menos amplio ya que únicamente están presentes en el sector del Ernio. Los pliegues son más apretados que los N60E y su vergencia más evidente. Además están asociados al cabalgamiento del Pagoeta, que supone una traslación de varios kilómetros. El papel del Trías superior en la configu- ración de estas estructuras parece haber sido diferente. El Mesozoico de la cobertera, hacia el W, es muy potente y las variaciones en las potencias de las sucesiones son menos aparatosas. En estas condiciones la independencia entre zócalo y cobertera puede haber sido mayor y la función esencial del Keuper corresponde a la de facilitar la auto- nomía entre una cobertera de más de 4 km. de espesor que se pliega flexuralmente, si bien con disarmonías internas, y un zócalo cuyos mecanismos de deformación pasan de- sapercibidos. Ciertamente el zócalo aquí se ha fractu- rado también, a causa de tensiones habidas a lo largo de la historia de la cuenca, y esas fracturas han canalizado el ascenso de magmas básicos (doleritas, lavas basálticas, etc.) aflorantes a lo largo del anticlinal y sinclinal de Vizcaya (RAT, 1959). Pero es indiscutible que estas fracturas han influido mucho menos que las localizadas en los bordes de la cuenca, en las proximidades de los macizos paleozoicos actuales, y que su dirección puede apartarse de la que adoptan los pliegues. Fig. 60. Esquemas que muestran la evolución posible Tanto para la extensión ocupada para los de la estructura del zócalo en la vertical del anticlinal Hernani-Andoain. 1, Paleozoico y Trías inferior; 2, Trías pliegues N60E como para la de alineaciones superior; 3, Jurásico; 4 y 5, Cretácico inferior: 6, Cre- NW-SE, hay que pensar que el zócalo ha su- tácico superior. ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 119

A este propósito es interesante dibujar, ble que estos movimientos, sincrónicos con como se ha hecho en la figura 59, el trazado la compresión, hayan sido precedidos de al- previsible de dicho zócalo (al que incorpora- guna extrusión localizada, a la que se adap- mos el Trías inferior) por debajo de la co- ta la estructura de la cobertera: este puede bertera, completando por encima del perfil ser el caso del diapiro de Bekoerreka, en la de erosión actual algunas estructuras. terminación occidental de la falla inversa, En este corte se aprecian tres zonas de que puede representar una chimenea diapíri- discontinuidad en la cobertera, que de SE a ca deformada con inyección adicional. NW son: la falla de Ereñozu (borde de Cinco Las relaciones del anticlinal Hernani-An- Villas), el anticlinal de Hernani-Andoain (nú- doain con el zócalo son más complejas y cleo de Keuper diapírico) y la falla de Usúrbil requieren un análisis más detenido. La dis- (cabalgamiento hacia el NW). Estas tres dis- posición del zócalo por debajo del pliegue continuidades persisten con continuidad de carece de desniveles estructurales o los tie- más de 15 km. hasta la falla de Aritxulegui ne muy pequeños, conforme se deduce de la y su hipotética prolongación Oyarzun-San Se- figura 59; sin embargo el pliegue, en cuyo nú- bastián. cleo el Keuper es netamente diapírico, expre- El comportamiento del zócalo a favor de sa un acortamiento que puede calcularse fá- la falla de Ereñozu no ofrece dudas y ha sido cilmente con el auxilio de las trazas super- detenidamente expuesto al tratar de la es- puestas de las formaciones erosionadas, estructura del borde de Cinco Villas (epígra- quematizadas por encima del perfil topográ- fe 4.5.1.). El Paleozoico, previamente levan- fico del corte. Por otra parte, el anticlinal es tado, cabalga a la cobertera, dando lugar a muy disimétrico, con su flanco septentrional una escamación intensa, que parece prece- casi completo y colocado vertical o ligera- dida por un plegamiento violento de los ma- mente invertido, mientras que al S el «muro» teriales mesozoicos. La cobertera, inmediata- de Keuper, algo cabalgante sobre el Cretáci- mente al N de las escamas, se ve afectada co superior, está limitado por una superficie por estos empujes, llegándose a la inversión muy inclinada que corta bruscamente al flan- (flanco sur del sinclinal de Goiburu, por co norte del sinclinal de Goiburu. Es de re- ejemplo). Entre los efectos no perceptibles saltar asimismo el heteropismo de la cober- del empuje hay que considerar la débil tras- tera de uno a otro lado del pliegue, ya que lación hacia el NW de todo el sinclinal de al N, la sucesión, desde el Jurásico basal has- Goiburu, deslizándose respecto al zócalo a ta el límite con el Cretácico superior, supera favor del Trías plástico; el deslizamiento pue- los 2,5 km. de espesor; al S, y considerando de ir acompañado de una rotación externa de que en el borde de Cinco Villas aparece redu- todo el sinclinal (1), en el mismo sentido en cido el Jurásico, apenas si existe Complejo ur- que rota el flanco S del pliegue. goniano y el sugraurgoniano transgresivo es- En el caso de la falla inversa de Usúrbil, tá muy mermado en su potencia, el espesor el trazado del zócalo en profundidad parece extrapolado no puede suponerse muy supe- que puede corresponderse con la estructura rior a 1 km. superficial. El accidente, a nivel del zócalo, Si este importante cambio en la potencia podría ser una falla o zona de escamas equi- de la cobertera hubiera estado condicionado parable a la de Ereñozu, y así se ha dibujado por el funcionamiento de una falla normal en en la figura. A favor de la discontinuidad, y el zócalo, cosa muy probable, la disposición a consecuencia del acortamiento, el Trías su- hacia finales del Cretácico inferior debía ser perior puede ser inyectado, aunque es posi- comparable a la que se esquematiza en la figura 60 A(1) Las acciones diapíricas, promovi-

(1) Si esta rotación ha existido, debió ser más acentuada hacia el extremo SW del sinclinal, y casi (1) El cambio de espesor es de 1.5 km. y la distancia precisa, como condición previa, la existencia de la entre ambos flancos es ahora menor que 1 km., de discontinuidad, del núcleo del anticlinal de Hernani- tal forma que, si el desnivel se hubiera producido Andoain, con lo que el núcleo sinclinal quedaría únicamente por una flexura, el flanco monoclinal ha- prácticamente envuelto por el Keuper. (Véase la bría tenido que alcanzar buzamientos de 40-50º sin figura 59). haberse llegado a la fracturación. La dirección del 120 JUAN CAMPOS das por las diferencias de carga, podrían ha- en el zócalo y localizarlas a lo largo de plie- ber producido la perforación del Keuper a lo gues de cobertera; además el salto de la fa- largo de la franja en la que el zócalo está lla normal, valorado en función de los cam- fuertemente desnivelado, tal como se repre- bios de potencias, ha de tener una compo- senta en el esquema B de la misma figura; nente perpendicular a la dirección cuyo va- el movimiento ascensional del Keuper, acom- lor debe ser comparable al acortamiento que pañado del descenso simultáneo de la poten- supone el pliegue de cobertera, y esto supo- te sucesión del flanco N, lleva consigo la niendo el zócalo nivelado bajo el pliegue. verticalización de dicho flanco y el arquea- Para el caso de los pliegues NW-SE y el miento más suave del flanco s, que por su cabalgamiento del Pagoeta es difícil deducir menor espesor tiende a dejarse cabalgar por el comportamiento del zócalo. Es muy posi- la masa perforante. ble que el cabalgamiento tenga su correspon- Cuando sobrevienen, en el Terciario, las diente estructura en profundidad, aunque es- deformaciones pirenaicas, tanto cobertera taría representado por varias fallas inversas como zócalo sufren un acortamiento. Como de zócalo, si es que éstas tienen mayor bu- resultado de este acortamiento, el zócalo zamiento. vuelve a nivelarse, reduciendo la brutal desi- Desde luego, para el sistema NW-SE, aun- gualdad de su trazado, hasta alcanzar el que que el área que ocupa, estudiada por noso- parece tener en la actualidad (fig. 59); para tros, es reducida, parece mayor la indepen- simplificar este movimiento hemos supuesto dencia de zócalo y cobertera, y así lo hemos que se aprovecha exactamente la misma su- hecho constar. perficie que en tiempos mesozoicos tuviera la falla normal (fig. 60 C). La recuperación 4.6.2. Resumen de la evolución tectónica del nivel del zócalo supone ahora un acorta- del Pirineo occidental miento de varios centenares de metros (2), Casi todos los autores que se han ocupa- acortamiento que se muestra en la cobertera do de la geología pirenaica están de acuer- como una aproximación de los dos flancos do en admitir que la cadena resulta de una del pliegue, hasta la extrusión del Keuper y larga evolución tectónica en la que hay que la inversión del flanco N, que estaba ya pró- separar dos tipos de fenómenos: ximo a la vertical. 1) Aquellos que tienen lugar durante los Creemos que la evolución tectónica re- períodos de sedimentación y que con- cogida en la figura 60 constituye una hipóte- sisten sobre todo en movimientos ver- sis que explica bastante bien estructuras co- ticales, causantes de una compartimen- mo el anticlinal diapírico de Hernani-Andoain, tación de la cuenca en bloques. con rasgos geométricos tan curiosos como 2) Los relativos a etapas de compresión aparentar estar despegado del zócalo y mos- coincidentes con la etapa orogénica trar una disimetría estratigráfica entre sus principal, que conducen a la creación flancos, con elevación generalizada del que de estructuras de plegamiento o cabal- presenta las sucesiones más potentes. gamiento. Indirectamente, el mecanismo propuesto La configuración e individualización de puede constituir una explicación para ciertos la cuenca sedimentaria mesozoica debió que- acortamientos de cobertera que no aparecen dar estructurada ya en los albores del ciclo- reflejados en el zócalo. Para la correcta apli- alpídico. cación de este mecanismo es necesario po- Las primeras manifestaciones posthercíni- der demostrar que existieron fallas de tensión cas se refieren a una etapa de distensión que provoca la aparición de grandes líneas de accidente, de acuerdo con las observaciones estra- fractura, mediante las cuales el edificio her- tigráficas, tuvo que ser ENE-WSW. cínico queda compartimentado (epígrafe 4.2.). (2) La cuantía exacta del acortamiento depende del buzamiento de la superficie de falla y de que se haya La edad de estos accidentes, según conseguido o no la nivelación completa del zócalo. H. F. KRAUSSE (1973), sólo está constatada Para una falla que buce 60º y con recuperación de la posición de origen, el acortamiento es de 1 km. por la acumulación de grandes espesores de ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 121 materiales pérmicos y triásicos en cuencas dencia aumenta durante el Senoniense y, des- alargadas, con parecida disposición que la pués de un ligero retroceso durante el Maas- cuenca jurásica y cretácica que va a sobre- trichtiense-Daniense, continúa durante el Pa- venir. leoceno y Eoceno inferior, edades de las po- Esta compartimentación conduce a la apa- tentes sucesiones de flysch. rición de bloques levantados entre otros de- Aparte de estas fases más significativas, primidos y subsidentes que reciben la acumu- todavía se deben mencionar algunos otros lación de grandes cantidades de material te- momentos de inestabilidad, aunque menos rrígeno, procedente de la erosión de las áreas importantes. Así, por ejemplo, es muy posi- con relieve positivo. ble que los episodios terrígenos intercalados Aunque esa morfología se consigue en en el Complejo urgoniano y la acusada varia- tiempos tempranos del ciclo alpídico y, en ción local de sus potencias, sean debidas al líneas generales, la disposición de la cuenca juego de accidentes con importante salto ver- sedimentaria sufre pocos cambios, no hay tical (veánse a este respecto los epígrafes que pensar que se mantenga constante a lo 2.4. y 4.6.1.). largo de toda su historia. Los accidentes que motivan los movimien- Por el contrario, las condiciones de sedi- tos verticales están bien localizados en el es- mentación sufren continuados y, a veces, pro- pacio por los cambios de facies observados fundos cambios, debido al movimiento relati- en la cuenca sedimentaria y porque coinci- vo en sentido vertical de los bloques. cen con las zonas hacia las cuales se acuñan Los movimientos verticales provocan la las formaciones, es decir, con los bordes de sucesión de períodos transgresivos y regre- la cuenca. Recordemos a este respecto cómo sivos, y la acumulación de sucesiones en las la prolongación de la fractura de Aritxulegui, que se aprecian importantes cambios de fa- limita la extensión septentrional de las series cies, tanto horizontales como verticales: las antealbienses, a la vez que contribuye a la sucesiones terrígenas se relacionan con el comunicación entre las cuenca de Vera de intervalo de colmatación que sigue a cada pe- Bidasoa y la cuenca de Guipúzcoa durante el ríodo de marcada inestabilidad. Cretácico superior. Asimismo la alineación De acuerdo con el estudio estratigráfico de falla inversa que limita al NW los macizos de las secuencias post-triásicas, se pueden paleozoicos coincide aproximadamente con distinguir tres máximos en la inestabilidad li- una zona hacia la cual se situaba el borde del gada a movimientos verticales. La primera área de sedimentación, y, por lo tanto, es oscilación se sitúa aproximadamente en la posible que correspondiera a otra de las es- transición Jurásico-Cretácico (fase neocim- tructuras a favor de las cuales se realizaron mérica) y se manifiesta como un levantamien- esos movimientos verticales. Otro tanto se to muy generalizado que provoca la sedimen- puede decir del borde meridional del Macizo tación de series regresivas, en las que pre- de Cinco Villas. dominan los materiales terrígenos. La segun- Según se ha hecho constar (epígra- da tiene lugar durante el transcurso del Al- fe 4.6.1.) las zonas de fallas que han facili- biense (fase áustrica) con acusados movi- tado los movimientos verticales relativos en- mientos diferenciales entre los bloques, de tre bloques, o incluso antiguas superficies manera que las series acumuladas presentan de falla, han sido utilizadas durante la fase caracteres transgresivos o regresivos según orogénica principal de manera que, funcio- las áreas; en esta época los límites de los nando ahora como fallas inversas y de salto macizos hercínicos adquieren ya una confi- en dirección, han permitido el acortamiento guración muy similar a la actual. Por último, del zócalo, como respuesta a los esfuerzos al comienzo del Cenomaniense tiene lugar un de compresión. nuevo episodio de inestabilidad a consecuen- Pero además, los propios movimientos cia del cual aumenta la subsidencia de los verticales y las fallas a ellos asociadas han surcos sedimentarios, a la vez que se incre- producido estructuras en la parte de cober- menta la superficie de la cuenca; esta subsi- tera ya existente en el momento de su fun- 122 JUAN CAMPOS cionamiento. Efectivamente, debieron deter- NE, etc. admiten que durante el Eoceno supe- minar la aparición de fallas de tensión o de rior tienen lugar los máximos acortamientos monoclinales en la cobertera, dependiendo y algunos de ellos sostienen que, hacia el del grado de disarmonía de ésta respecto al E de la cadena, el acortamiento principal tie- sustrato, en función de la concentración más ne lugar en el Eoceno para el Pirineo central o menos acusada de Trías superior en la zo- y en el Cretácico terminal para el Pirineo na móvil. Por otra parte, los propios acciden- oriental (CHOUKROUNE, LE PICHON, SEGU- tes, por acumulación de sedimentos en los RET y SIBUET, 1973). Durante el Oligoceno y bloques hundidos, contribuyen a variar las Mioceno otros movimientos de compresión cargas que soporta el Trías plástico según las de menor importancia han afectado a otros verticales y esto, unido a la desigual distri- dominios más externos. bución de ese mismo Trías bajo los monocli- En la provincia de Guipúzcoa, los esfuer- nales de cobertera; tiende a desarrollar es- zos de compresión se han materializado en tructuras halocinéticas y, a la postre, diapí- la formación de pliegues y fallas inversas ricas. de direcciones NW-SE y N60E. Existen algu- Es seguro que las estructuras diapíricas nas estructuras menos generalizadas de di- que ahora se observan llegaron a perforar, en rección E-W, es decir intermedias entre las muchos casos, antes de la orogénesis propia- anteriores, y hemos subrayado la verosimi- mente dicha y esto aún en los casos en que litud del rejuego de accidentes antiguos pa- no guardan relación aparente con accidentes ra dar origen a estructuras del sistema N60E del substrato. La existencia de un diapirismo (epígrafe 4.6.1.). Asimismo se observa que submarino ya en el Cretácico superior ha si- las estructuras NW-SE se reconocen prefe- do suficientemente constatada (BRINKMANN rentemente al W del meridiano de Tolosa y y LOGTERS, 1968; HANISH, 1964). que las N60E se sitúan al E de dicho meri- De lo expuesto se deduce que importan- diano y al NW del Macizo de Cinco Villas. tes ondulaciones de la cobertera se encontra- En el borde meridional de Cinco Villas ban configuradas embrionariamente antes de las estructuras se disponen E-W, hasta que que los esfuerzos tangenciales se pusieran más al E de Leiza se incurvan algo hacia el en juego y es así como ciertos anticlinales N para proseguir por la depresión de Elizon- diapíricos se disponen alineados paralelamen- do. te a las fracturas de zócalo deducidas por El Arco Vasco de P. FEUILLÉE y P. RAT consideraciones estratigráficas o paleogeo- (1971) corresponde a la suave inflexión de gráficas. las estructuras que se señala cuando se si- Puede decirse que, hasta el Eoceno infe- gue, por ejemplo, el anticlinal de Bilbao, la rior, las condiciones reinantes en la termi- Siera de Aralar y el Macizo de Aldudes, has- nación occidental del Pirineo son de tensión; ta enlazar, más al E, con las directrices pro- existen movimientos verticales de unos blo- piamente pirenaicas. ques respecto a otros, pero no se reconocen La concavidad hacia el N que se manifies- signos de acortamientos. Es indudable que ta en el área que hemos estudiado, cuando las estructuras de compresión son posterio- se pasa desde las estructuras NW-SE a las res al Eoceno inferior, edad bien establecida N60E, es netamente más acusada que la que para diversos tramos de flysch de Guipúzcoa. dibuja el Arco Vasco considerado en su to- El mismo flysch es concordante con los ma- talidad (veáse fig. 2). Tal concavidad simu- teriales subyacentes y aparece plegado con- la cerrarse inmediatamente al N de Tolosa, forme a las directrices tectónicas generales en el afloramiento triásico de Villabona. visibles. A nuestro entender, se trata de dos direc- Como no existen materiales más recien- trices tectónicas independientes, sin que exis- tes, hemos de aceptar como edad de las esta un verdadero arqueamiento progresivo de tructuras de acortamiento la que diferentes unas a otras (epígrafes 4.4.1. y 4.4.2.2) Mien- autores han propuesto para el Pirineo. P. RAT, tras que las estructuras NW-SE son coheren- P. FEUILLÉE, M. MATTAUER, P. CHOUKROU- tes con el acortamiento general de la Cuenca ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 123

Vasco-cantábrica en su porción situada al E KROUNE, LE PICHON, SEGURET y SIBUET, del meridiano de Bilbao, las estructuras N60E, 1973, y CHOUKROUNE, SEGURET y GALDEA- frecuentemente representadas por las fallas NO, 1973). Estos autores suponen que la fa- inversas fuertemente inclinadas, parecen guar- lla norpirenaica es una falla transformante y dar relación con accidentes del sustrato de que la placa ibérica ha sufrido un giro con res- historia compleja y probablemente responsa- pecto a la europea, estando situado el polo bles del trazado paleogeográfico del borde de giro en los alrededores de París. A me- NW de los macizos paleozoicos (epígra- dida que progresa el movimiento de rotación, fe 4.6.1.). el polo se desplaza de N a S (fig. 61). Este La cronología relativa de estos dos sis- movimiento determina que la colisión entre temas de accidentes principales no es clara- la placa ibérica y la europea se efectúe en mente deducible. El cabalgamiento del Pagoe- la que actualmente es parte oriental de la ta (de dirección NW-SE) llega a disecar a es- falla norpirenaica; entre tanto, en el Pirineo tructuras como el gran sinclinal colgado del central y, sobre todo, en el occidental reinan Andatza, pero la superficie de talla inversa condiciones de tensión. Como se indica en parece ser posterior, además, a pliegues la fig 62, la colisión tuvo lugar hacia el fin NW-SE anteriormente conformados. del Cretácico superior (CHOUKROUNE, SE- Es muy posible que ambos sistemas de GUREY y GALDEANO, 1973). Hasta el Eoce estructuras sean casi contemporáneos, re- no medio se acumulan sedimentos en el Pi- presentando el N60E una adaptación al borde rineo occidental y a partir de este momento de un bloque paleozoico sobreelevado desde se hace patente en este segmento de la ca- muy antiguo. Si esto es cierto, la disposición dena la aproximación N-S de las placas ibé- actual del Macizo de Cinco Villas y de las rica y europea, pivotando ligeramente la pri- estructuras de cobertera que lo envuelven mera de ellas alrededor del punto de colisión por el N no precisan para su explicación del (fig. 62, C y D). De esta manera el máximo concurso de ningún giro del propio Macizo, de las compresiones pirenaicas tiene lugar que se habría tenido que efectuar en senti- a finales del Cretácico o a principios del Ter- contrario a las agujas del reloj. ciario en el Pirineo oriental y en el Eoceno La correcta imagen de la evolución tec- superior en el occidental. tónica de los Pirineos Vascos tiene que inser- Tomando como referencia la tectogéne- tarse en el cuadro más amplio del conjunto sis del Pirineo, se distingue «...un movimien- de movimientos que han determinado la to prectectónico de la placa ibérica en rela- abertura del Golfo de Vizcaya y el desplaza- ción a la placa Europa que puede ser con- miento relativo de la placa ibérica respecto siderado como un cizallamiento siniestro a lo a la placa europea. largo de la dirección transformante norpire- No tenemos el propósito de reseñar y dis- naica». Después de la colisión de las placas cutir los modelos propuestos para reconstruir que interrumpe el movimiento cizallante, so- dichos movimientos. En muchos de ellos se breviene una aproximación N-S; el hecho hacen intervenir giros y traslaciones hasta mismo de la colisión y la aproximación ulte- llegar a la posición actual de la Península Ibé- rior se consideran movimientos sintectogé- rica respecto de Europa, pero unos y otros nicos. difieren en el mecanismo y trayectorias de Durante los prolongados movimientos pre- los movimientos que determinan la abertura tectocénicos las condiciones de tensión fa- del Golfo y también a la época en que ésta cilitan la individualización de bloques con se ha realizado (LE PICHON et al., 1971; MAT- movimientos verticales, según direcciones a TAUER y SEGURET, 1971; MONTADER y WIN- veces transversales y frecuentemente obli- NOCK, 1971; BACON y GRAY, 1970; CHOU- cuas a las trayectorias de desplazamiento de KROUNE et al., 1973, etc.). la placa ibérica: estos accidentes de tensión De entre estas hipótesis vamos a retener asumen el papel paleogeográfico de limitar la de X. LE PICHON et al. (1971), modificada los macizos paleozoicos y el borde de la cuen- después en diferentes publicaciones (CHOU- ca hasta el Cretácico superior. En este mo- 124 JUAN CAMPOS

Fig. 61. Modelo cinemático de la apertura del Golfo de Vizcaya (según CHOUKROUNE. SEGURET y GALDEANO. 1973). mento en el cual, por el E, se inician los mo- balgante hacia el N, que pinza la terminación vimientos de compresión por colisión de las occidental de la cuenca de Vera. La misma placas, el Pirineo occidental muestra todavía falla tiene una componente de salto en direc- condiciones de extensión y subsidencia; se ción que pensamos compatible con la situa- diferencia entonces un surco de dirección ción de los esfuerzos; el bloque SSW de la E-W que recoge los sedimentos que van a falla se desplaza hacia el W y es quizás en constituir el flysch de Guipúzcoa, transpor- relación con este movimiento cuando se ge- tados desde el E, y los de la Formación Jaiz- nera la zona de escamas de Ereñozu (N60E). kíbel, que provienen del N y se extienden cuyas fallas inversas se amortiguan al alcan- formando conos de deyección. zar la falla de Aritxulegui. Simultáneamente Después del Eoceno inferior y en una épo- a estos movimientos se producen otros ca- ca que nosotros no podemos precisar exac- balgamientos como el del borde S de Cinco tamente, sobreviene la aproximación de las Villas o la falla inversa de Usúrbil. placas, con el consiguiente desarrollo de compresiones N-S. Más al W, donde la cobertera se hace El acortamiento N-S hace que la falla de más potente, se conforman pliegues de direc- Aritxulegui se convierta en un accidente ca- ción NW-SE, superpuestos a los N60E en el ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 125

sector de Villabona. El cabalgamiento del Pagoeta supone la traslación hacia el NE de la sucesión del Gazume, como respuesta a las condiciones regionales de acortamiento. Las estructuras NE-SE y N60-E resultan en nuestro planteamiento casi contemporá- neas a la vez que se explica su desigual dis- tribución para determinadas áreas. Así, en el contexto de movimientos y ten- dencias más generales de la corteza terres- tre, puede insertarse la evolución de un segmento de cordillera como el nuestro, compa- rativamente reducido. Es cierto que muchos detalles de nuestro trabajo no tienen por el momento cabida en una interpretación tan vasta, pero también es verdad que la suje- ción a una hipótesis generalizada, a pesar de los riesgos que suponen presumibles modificaciones, proporciona un aspecto grande- mente esclarecedor. Fig. 62. Imagen de la evolución del dominio pirenaico plegado en relación con los desplazamientos relativos de la placa ibérica y de la placa europea (según CHOUKROUNE, SEGURET y GALDEANO. 1973). A, entre el Trías y el Cretácico superior; B, al final del Cre- tácico; C, en el Eoceno medio; D, en el Eoceno superior-Oligoceno.

RESUMÉ

Dans l’ensemble des Pyrénèes Basques Dans la «Sucesión esquistosa de Cinco on étudie la zone de plus grande courbature Villas» s’encaissent de rocks granitoïdes qui de l’Arque Basque (entre le Bidasoa et Za- développent une auréole de métamorphisme rauz): ou affleurent des matériaux paléozoï- thermique. ques qui forment partie des massifs de Cin- La couverture mésozoïque-tertiaire qui re- co Villas y Larrun-Aya, et d’outres mesozoï- couvre en discordance les matériaux paléo- ques et tertiaires appartenant a la couvertu- zoïques est formée par des rocks dons l’âge re alpine de ceux-ci. est comprise entre le Trias inférieure et l’Eo- Le Paléozoique de Cinco Villas et Larrun- cene inférieur. Aya se présente a l’ouest du Bidasoa très in- L’histoire sèdimentaire du cycle alpidique complet, seulement les termes stratigraphi- est caractérisée, de même que dans l’en- quement les plus hauts y sont représentés; semble du bassin Basque-cantabrique, par la supposant que dans l’ensemble ils appartien- succession de pèriodes transgressifs et re- nent au Carbonifère. La partie la plus inférieu- gressifs. Ces cycles du bassin se manifes- re est représentée par une formation calcai- tent d’une façon particulière dans la zone NE re (calizas de Aranaz), qui est couronnée par de Guipuzcoa, a cause de la proximité des une épaise succession très monotone repré- massifs paléozoïques, qui restèrent probable- sentée par l’alternance de schistes et grès ment émergés dans des époques différents schisteux, avec intercalations de calcaires et dans le Mésozoïque. Les changements de fa- poudingues («Sucesión esquistosa de Cinco ciès et èpaisseurs, et les hïates sont un ex- Villas»). posant très clair de la position marginale où 126 JUAN CAMPOS se déposent les formations de notre règion. rent selon la lithologie des nivaux déformés.

Du point de une tectonique, le trait le plus S2 est une schistosité de crénulation peu pe- important dans la règion est la superposition netrative. de deux cycles orogèniques qui laissent, cha- L’inestabilité tectonique alpidique se pro- cun d’eux son trait particulier dans les maté- longea le long d’une large période de temps. riaux déformées. Quelques phases n’originent que des mouve- Dans l’orogénese hercynien, le Paléozoï- ments verticaux de grands blocs, profitant que de Cinco Villas est soumis a plusieurs peut-être des accidents antérieurs. étages de deformation succéssives. Il est dif- Le style des structures alpines est diffé- ficile de les reconnaître a grande échelle a rent dans la couverture et dans le socle, d’ac- cause de la monotonie lithologique des for- cord avec les caracteristiques mècaniques de mations carbonifères, mais a partir de l’étu- chacun des étages tectoniques. de détaillé des micro et meso-structures on peut différencier deux phases principales de La structure de la couverture est le résul- déformation. La première phase est represen- tat de la combination de trois types d’acci- tée par des plis couchés avec flanc inverti dents: des diapires, des plis (de deux direc- bien developpé. En relation avec ces plis une tions, N60E et NW-SE) et des failles inverses. schistosité s’origine, généralment de flux, Même entre les structures d’un même ty- subhorizontale et parallèle a la estratifica- pe il existe quelques différences de style; tions dans les flancs des plis. dans quelques cas elles sont dissarmoniques Les plis de cette première phase hercy- par rapport au socle, dans d’autres cas la dis- niene sont déformés par d’autres plis appar- sarmonie semble ne pas être totale et la cou- tenant a la phase deux. Leur style est diffé- verture s’adapte au sustrat le plus rigide.

LABURPENA Euskal Pirinioen multzoaren barrenean. Eus- Diskordantzian, materiale paleozoikoak ta- kal Herriko Arkuaren Kurbatura handieneko patzen dituen estalki-geruza mecozoiko-ter- aldearen estudioa kokatzen da (Bidasoa eta tziaroa, Behe Triasiko eta Behe Eozeno arte- Zarautz artetik) hemen bost hirietako eta La- ko harkaitzez dago osatua. rrun-Aiako harrietako materiale hertzinikoak Ziklo alpidikoaren historia sedimentarioa- eta beste batzu mesozoikoak eta tertziarioak, ren bereizgarria, Kantauri harro guztian beza- aurrekoen estalki-geruza (cobertera) alpidi- la, lurbarneratze eta lurratzeratze garaien su- kokoak lur gaineratzen dira. zesioa da. Harroen oszilazio hauek Gipuzkoa- Bost hirietako eta Larrun-Aiako harrietako ko meroriental aldean oraltzen dira bereziki, Paleozoikoa, Bidasoaren Mendebal aldean azal- Macizo paleozoikoen hurbiltasunagatik; ha- tzen da, ez oso osatua. Bakarnk maila estra- uek mesozoiko adinetako garai ezberdinetan tigrafiko gorenak agertzen dira, eta pentsa- lur gainean egon ziren. tzen da, bere asotasunean, karbonifero adine- Fazies eta lodiera aldaketak eta hiatoak, koak direla. Behekaldean Karre arrizko forma- ondo adierazten dute, gure eskualdeko for- zio batez dago osatua (Arantzeko karearriak) mazioak jalkun direneko posizio marjinala. honen gainean suzesio oso haundi eta mono- tono bat dago bere litologia lutitak eta Rarea- Tektonikoki, beharbada harroaren berezi- rriak dira, karearrizko eta konglomeratuen in- tasun nabariena, bi orogenien gainkokatzea terkalazio batzurekin (Bost hirietako eskis- da, bakoitzak bere seinale berezia uzten due- tozko suzesioa). larik materiale deformatu ezberdinetan. «Bost hirietako eskistozko suzesioa» har- Orogenia hertzinikoan, Bost hiretako Pa- kaitz granitoideaz intruitoa dago, hauek ingu- leozoikoa batak bestearen atzeko deforma- ruko harkaitzean metamorfismo termikoaren ziozto etapak jasan ditu, eta zailak dira es- aureola (eraztun) bat sor arazi dute; hau kala handian ezagutzeko, formazio karbonife- 100 Km.2 luzaeran lur gaineratzen da, Aiako roen berdintasun litologikoarengatik; baina harrietako stockean. mikro eta mesoestrukturen estudio zehatze- ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 127 tuk hasita, bi tolestaduraren fase garrantzi- haundien higidura bertikalak sortzen dituzte, tsuak bereiz daiteke. akzidenteak, edo ahultasmaren alde zaharrak Lehenengoa. tolestadura etzandagatik eza- erabiIiz. gutzen da, alderantzizko flankoa ondo bilaka- Estruktura alpidikoen tankerak estalki-ge- tua dutelarik, eta, hauekin batera, eskistosi- ruza eta zokaloari ezberdinak dira, maila ba- tate bat sortzen da, fluxuzkoa gehienetan, koitzaren berezitasun mekanikoei begira. subhorizontala, estratifikazioaren subparale- Estalki-geruza estruktura hiru akzidente loa, esandako tolestaduren flankoetan. motaren konbinazioa da: Diapiroak (Oiartzun, Lehenengo fase hertziniko hontako toles- San Marcos-Martutene. Santiagomendi, Za- tadurak, bigarren faseko beste batzurengatik rauz) tolestadurak (Bi direkziotan N60E eta daude deformaturik. Hauen tankera, maila de- NW-SE) alderantzizko failak (Eremotzuko fai- formatuen litologiaren arauera aldatzen da. la, Pagoetakoa) eta tentziozko failak. Mora

S2 krenulaziozko eskistositatea, penetrazio berdineko estrukturen arteau ere, ba dira zen- ahulekoa da. bait tankerazko diferentziak. Kasu batzutan Inestabilitate tektoniko alpidikoa, denbora zokaloarekiko disarmonikoak dira, besteetan haundi batetan zehar luzatu zen. Bere bilakae- ez dirudi disarmonia erabatekoa denik eta es- raren fase batzuk ez dituzte deformazio naba- talki-geruza estratu gogorrenari adaptatzen riak baldintzatzen, eta gehienetan bloke da.

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Fot. 1. Grauwaca cuarzosa. Granos de la trama de Fot. 2. Lutita la Sucesión esquistosa de Cinco Vi- tamaño arena fina a gruesa. Matriz limoso-arcillosa. llas, mostrando los elementos orientados paralelamen- Sucesión esquistosa de Cinco Villas (nicoles cru- te a S1. (nicoles cruzados). zados).

Fot. 3. Rudita bimodal con la moda principal en el Fot. 4. Rudita bimodal mal clasificada. Sucesión esquistosa de Cinco Villas (nicoles cruzados). tamaño limo. Cantos rotos y alargados según S1. Suce- sión esquistosa de Cinco Villas (nicoles cruzados).

Fot. 5. Arenisca micácea. Sucesión esquistosa de Fot. 6. Rudita bimodal con cantos groseramente alar- Cinco Villas (nicoles cruzados). gados según S1. Sucesión esquistosa de Cinco Villas (nicoles cruzados). 136 JUAN CAMPOS

Fot. 7. Fenocristal de cuarzo rodeado de una corona Fot. 8. Fenocristal de feldespato potásico con desarro- de pequeños granos de biotita y hornblenda verde. llo de textura granofídica en su borde externo. Gra- Granito de Peñas de Aya, facies del borde (nicoles nito de Peñas de Aya, facies interna (nicoles cru- cruzados). zados).

Fot. 9. Fenocristal de feldespato potásico con inclusio- Fot. 10. Fenocristal de cuarzo de contorno ameboide. nes de cuarzo en su borde externo. Stock de Peñas Stock de Peñas de Aya, facies del borde (nicoles cru- de Aya, facies del borde (nicoles cruzados). zados).

Fot. 11. Biotita parcialmente desferrificada. corroida Fot. 12. Cuarzo redondeado de cristales de biotita. por cuarzo. Granito de la zona interna del stock de Granito de Peñas de Aya, facies de borde (nicoles Peñas de Aya (nicoles cruzados). cruzados). ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 137

Fot. 13. Cristal de plagioclasa incluido en feldespato Fot. 14. Cristales de cuarzo poligonizados, mostran- potásico. Stock de Peñas de Aya, zona interna (nicoles do puntos triples. Aureola de contacto del stock de cruzados). Peñas de Aya (nicoles cruzados).

Fot. 15. Cristales de Mica y cuarzo poligonizados. Fot. 16. Cristales de biotita y turmalina desorienta- Corneanas de la aureola del stock de Peñas de Aya das. Corneana de la aureola de contacto del stock de (nicoles cruzados). Peñas de Aya (sólo polarizador).

Fot. 17. Aspecto del moteado producido por concen- Fot. 18. Detalle de las motas de oxígeno de hierro. traciones de óxido de hierro. Corneana de la aureola Corneanas de la aureola del stock de Peñas de Aya de contacto del stock de Peñas de Aya (nicoles cru- (nicoles cruzados). zados). 138 JUAN CAMPOS

Fot. 19. Motas de óxido de hierro parcialmente sus- Fot. 20. Cristal peciloblástico de andalucita. Aureola tituidas por mica y andalucita. Aureola del stock de del stock de Peñas de Aya (nicoles cruzados). Peñas de Aya (nicoles cruzados).

Fot. 21. Cristales de andalucita de la aureola de con- Fot. 22. Micas poligonizadas en las corneanas de la tacto del stock de Peñas de Aya, sector de Artientza aureola de contacto del granito de Peñas de Aya (ni- (nicoles cruzados). coles cruzados).

Fot. 23. Aspecto de una S2 de fractura. Sucesión es- Fot. 24. Crenulación de F, en lutitas de la Sucesión quistosa de Cinco Villas (sólo polarizador). esquistosa de Cinco Villas (sólo polarizador). ESTUDIO GEOLOGICO DEL PIRINEO VASCO AL W DEL RIO BIDASOA 139

Fot. 25. Esquistosidad de fractura de F2. Sucesión es- Fot. 26. Aspecto de la crenulación de F2, afectando só- quistosa de Cinco Villas (sólo polarizador). lo a los niveles más lutílicos. Sucesión esquistosa de Cinco Villas (nicoles cruzados).

Fot. 27. Micropliegues de F2 en los que se aprecia Fot. 28. Idem. del n.º 27 el desarrollo de una crenulación de los minerales de grano más fino. Sucesión esquistosa de Cinco Villas (sólo polarizador).

Fol. 30. Aspecto de S1 en una zona de charnela de Fot. 29. Crenulación de F2 afectando sólo a niveles lutíticos. Sucesión esquistosa de Cinco Villas (sólo un P1. Sucesión esquistosa de Cinco Villas (nicoles polarizador) . cruzados).