GEOSENTRIP no 10 8-10 Mayo 2018

GUIA EXCURSION SOMONTANO DE Geología y vinos

Carlos Alvarez / Pedro Cámara

1 Introducción y objetivo de la excursión

El Somontano se sitúa en la provincia de Huesca, concretamente en la parte septentrional de la depresión del Ebro y al sur de las Sierras Exteriores. Toda la zona presenta relieves bajos, por lo general, inferiores a 700 m, encontrándose limitada al norte por la estribación oriental de la Sierra de Guara, al este por el río Cinca , al oeste por el Rio Alcanadre y la Hoya de Huesca y al sur por el Anticlinal de .

Entre los años 2003 y 2011 Serica Energy plc., fué titular de cuatro permisos de investigación en esta región. Estos trabajos de investigación, además de otros, han servido mayormente de base para las explicaciones que se presentan en la presente salida de campo.

Ya entre 1970 y 1982 se realizaron trabajos de investigación en la zona por parte de la actual Repsol con adquisición sísmica y realización de varios sondeos (Huesca-1, Monzón-1, etc.)

8

Comida día 10 (Alquezar)

7 1 Comida día 9 6 () 5 9 2 4 3

Mapa con la localización de las paradas previstas

Las rocas que rellenan la cuenca somontana son sedimentos fluviales, abanicos aluviales y lacustres tipo playa-lake de carácter sintectónico de edad fini- Oligocena y Miocena que cubren discordantemente materiales intensamente plegados (Eocenos y Cretácicos, mayormente carbonatados) correspondientes a las Sierras Exteriores pirenaicas. El objetivo de esta excursión es recorrer una zona en la que fueron definidos varios objetivos exploratorios, mostrar los “play concepts” perseguidos y visitar las estructuras geológicas más características del area.

La zona presenta un gran interés geológico al estar situada entre la Unidad Surpirenaica Central, al Este y la cuenca de -Pamplona al Oeste, existiendo Sumbilla en la misma estructuras complejas tanto compresivas como de origen salino que Elizondo Santiesteban Oronoz Zubieta

Oitz serán mostradas y discutidas durante la excursión. Para esta discusión se Berroeta

Eratsun Valcarlos Beintza Ezcurra mostraran perfiles sísmicos que se adquirieron en esta zona durante la exploración que se llevo a cabo durante los años 70-80. Ortzanzurieta Berueta

Orokieta Roncesvalles Mapa Geologico de la Vertiente Meridional Surpirenaica

Azuza Zilbeti Burguete Embalse de Irabia Orhi Espinal Orbaiceta Eugi

Olague En los suelos formados sobre los sedimentos Miocenos que cubren Erro

Garralda Sierra de Abodi Anie

Zubiri Villanueva mayoritariamente esta zona, se ha desarrollado una antigua y floreciente tradición Rio Ulzama Irurzun Otsakar

Rio Irati Ostiz Ochagavia Osinaga Abaurrea Alta Petrechema

Rio Arga Oroz-Betelu Anotz Ezcaroz vinícola haciendo famosa el área por sus vinos en la actualidad. Existen en las Erice

Pamplona-4 Irotz Isaba Pamplona-1 Zunzarren Pamplona-3 Pamplona-6 Nagore Esparza proximidades de Barbastro numerosas bodegas cuya enumeración se realiza al Aoiz-1

Elcoaz Urzainqui Pamplona-2 Ororbia Zalba Peña Forca final de esta breve guía. PAMPLONA Roncal Guesa Vidangoz

Ciriza Aranguren Pamplona-5 Adoain Visaurin Astrain-1 Aoiz Garde Urroz Rio Irati Sallent de Gállego

Roncal-1 Rio Veral Rio Noain Embalse de Lanuza Undiano Baños de Guendulain Anso Esparza Irurozqui Belascoain Rio Subordan En principio se realizarán las siguientes paradas (ver mapa ). Esta previsto la Unciti Rio Salazar Hecho Rio Esca Ardanaz Escarrilla

Rio Arga Panticosa Pamplona Sur-1 Navascues Burgui Urdués visita de las bodegas de Lalanne, históricamente, la primera bodega productora Collarada Monreal Aragues Sierra de Illon Piedrafita de Jaca Tiebas Sumbilla Embalse de Budal Taillon Peña Telera

Biguezal Elizondo Tendeñera Sierra de Alaiz Santiesteban Oronoz Zubieta Aisa Villanua Monte Perdido de vinos del Somontano. Vielha Baqueira Salvatierra Puente la Reina Salceda Posets Oitz Berroeta

Eratsun Valcarlos Lumbier Beintza Sinués Ezcurra Leoz Sierra de Layre Parzan Foz de Binies Punta Suelza

Villarreal de la Canal Tavascan Sigues Torla Aneto Ortzanzurieta Yesa Berueta Liedena Binies Embun Orokieta Roncesvalles Las Tiesas Villanovilla-1 Villanovilla Acumuer Mapa Geologico de la Vertiente Meridional Surpirenaica Linas de Barasoain Azuza Zilbeti Burguete Embalse de Irabia Orhi Embalse de Yesa J-8 Espinal Orbaiceta Berdun Eugi Broto Aibar S-13 Escuain Artajona Javier Olague S-4 Erro Areu

Sanguesa-1 Garralda Sierra de Abodi Broto-1 Anie Vallibierna Serrablo-1/5 Salinas de Sin Eriste Sierra Negra J-17 Serrablo-3 Sanguesa Nerin Plan Banaguas Zubiri Rio Gallego Villanueva J-21 Jaca-2 Rio Ulzama Serrablo-11 Undues de Lerda Irurzun Otsakar

J-10 Rio Irati Serrablo-9 Ostiz Osinaga Abaurrea Alta Ochagavia Rio Aragon JACA Guasa Petrechema Rio Arga Oroz-Betelu Anotz de Broto-1 Bestue Puente La Reina Larres Ezcaroz Erice S-7 Ceresuela La Fortunada Puertolas Pamplona-4 Alins Irotz Isaba Pamplona-1 Bergua Punta Llerga Zunzarren TAFALLA Pamplona-3 Pamplona-6 Nagore Atarés Navasa Esparza S. Martin de Unx Aoiz-1 Santa Orosia Buerba Gallipienzo Rio Ara Urries Elcoaz Urzainqui Caseda Pintano Burgase Yeba Chia Sta Cruz de Seros Pamplona-2 Cajol Caldas de Boi Alastuey Ororbia Zalba Peña Forca Peña Oroel PAMPLONA Cotiella Castejon de Sos Roncal Guesa Bailo Sabiñanigo Vidangoz Barbaruens Ciriza Aranguren Pamplona-5 Adoain Fiscal S.Juan de la Peña Abena Visaurin Sos del Rey Catolico Astrain-1 Aoiz Garde Urroz Rio Irati Escalona Sallent de Gállego Llavorsi Andorral la Vella Roncal-1 Peña Montañesa San Vicente-1 Veral Rio Olite Noain Embalse de Lanuza Undiano Baños de Panticosa Guendulain Anso Esparza Irurozqui Belascoain Rio Aragon Subordan Seira S. Martin de Veri Unciti Vilaller Lobera de Onserra Rio Salazar Boltaña-1 Hecho Rio Esca Fago Ardanaz Escarrilla Rio Arga S.V. de Las Paules Longás Rio Cinca Oncins Panticosa Pamplona Sur-1 Navascues Burgui Canfranc Cabdella Urdués Collarada Petilla de Aragon Monreal Aragues Torrelisa Rio INoguera de Tor Sierra de Illon Piedrafita de Jaca Tiebas Embalse de Budal Taillon Peña Telera Espes Labuerda Viu Biguezal Boltaña Los Molinos Sierra de Alaiz El Pueyo AtiartTendeñera Aisa Villanua Monte Perdido Cancias Vielha Baqueira Rialp Puigcerda Hospital de Ipiés Salvatierra Puente la Reina Salceda Llert Posets Lumbier Fosado Sinués Borau Leoz Sierra de Layre Parzan Foz de Binies Rio Ara Samper Punta Suelza Turbon Torre de Cabdella Villarreal de la CanalCampodarbe Guaso AINSA Tavascan Sigues Castiello de Jaca Torla Bielsa Aneto Yesa Laguarta Biescas Campo Pont de Suert Embun Banaston Liedena Binies Malpas Sort Las Tiesas Villanovilla-1 Villanovilla Acumuer Arro Linas de Broto Barasoain J-8 Vilas del Turbon Anzanigo Javierrelatre Embalse de Yesa Berdun Broto Rio Guarga Aibar Escuain Ballabriga Artajona Javier S-13 Benasque La Torrecilla S-4 Areu Sanguesa-1 Broto-1 Fanlo Vallibierna Serrablo-1/5Gerbe Salinas de Sin Rio Noguera Ribagorzana Biel Charo Eriste Sierra Negra J-17 Serrablo-3 Sanguesa Nerin Plan Vilamur Banaguas Jaca-2 Rio Gallego Rañin Buira Rio Aragon J-21 Serrablo-11 Undues de Lerda Embalse de La Peña MorilloJ-10 de Tou Beranui Serrablo-9 Carcastillo La Peña Rasal Rio Aragon JACA Guasa Bestue Viu de Llevata Castiliscar Puente La Reina Larres Ayerbe de Broto-1 S-7 Morillo de Liena Egea Luesia Ceresuela La Fortunada Puertolas Tierrantona Alins Embalse de Mediano Bergua Punta Llerga Perves TAFALLA Atarés Navasa S. Martin de Unx Santa Orosia Buerba Mellida Uncastillo Gallipienzo Rio Ara Campanue-1 Seo de Urgel Urries Sta Maria de Buil Vilella Caseda Pintano Burgase Yeba Chia Sta Cruz de Seros Cajol Caldas de Boi Alastuey Morillo de Monclus Peralta Peña Oroel Cotiella Castejon de Sos Santorens Bailo Sabiñanigo Aguero Las Bellostas Barbaruens Rio Flamisell S.Juan de la Peña Abena Fiscal Sos del Rey Catolico Rio Isabena Caparroso Riglos Bentue de Rasal Yebra de Basa Escalona Peña Montañesa Llavorsi Andorral la Vella San Vicente-1 Marcilla Olite Seira S. Martin de Veri Bara Vilaller Lobera de Onserra Boltaña-1 Senterada Formigales S.V. de Labuerda Las Paules Longás Rio Cinca Oncins Cabdella Petilla deRio Aragon Alcanadre Palo Torrelisa Serraduy Castejon de Sobrarbe Rio INoguera de Tor Toses Espes Arcusa Labuerda Viu Nocito Boltaña Los Molinos AbenozasEl Pueyo Atiart Gerri de la Sal Hospital de Ipiés Cancias Riguala Rialp Puigcerda Llert Fosado Pla de Sant Tirs Sarsa de Surta Paules Sta Liestra Rio Ara Samper La Puebla de la Roda Turbon Bonansa Torre de Cabdella Campodarbe Guaso AINSA Laguarta Campo Pont de Suert Banaston Sort Samitier Arro Malpas Troncedo Foradada del Toscar Noves del Segre Surpirenaica-1 Vilas del Turbon Anzanigo Javierrelatre Sierra de Guara Caldearenas Rio Guarga Ballabriga Centenera-2La Torrecilla Eriña-1 8 Besians Gerbe Suerry Rio Noguera Ribagorzana Biel Charo Vilamur Rio Aragon Rañin Buira Eripol Morillo de Tou Erinya La Guardia de Ares Castellar de N´Hug Embalse de La Peña Roda de Isabena Beranui Greixer Carcastillo Rodellar La Peña Rasal Centenera Viu de Llevata Sierra de Cadi Sadaba Castiliscar Luesia Centenera-1 Morillo de Liena Egea Berganuy Tierrantona Beranuy Olson Embalse de Mediano Perves Mellida Uncastillo Escanilla Sta Maria de Buil Campanue-1 Vilella Seo de Urgel Peralta Morillo de Monclus Santorens Aguero Rio Esera Las Bellostas Cajigar-1 Tamurcia-1 Rio Flamisell Perarrua Rio Isabena Caparroso Riglos Bentue de Rasal Ayerbe Marcilla Aren Bara Sierra de Prada Pano Formigales Cajigar Senterada Rio Alcanadre Palo Baga Betorz Castejon de Sobrarbe Serraduy Toses Nocito Arcusa Gerri de la Sal La Pobla de Lillet Abenozas Riguala Pedraforca Arguis Pla de Sant Tirs Sarsa de Surta Paules Sta Liestra Sorribes de la Vansa La Puebla de la Roda Sopeira Pobla de Segur Rio Isuela Puy de Cinca Samitier Surpirenaica-1 Troncedo Noves del Segre Sierra de Guara Centenera-2 Gosol Barcabo Besians Suerry Eriña-1 -1 Eripol Monesma-1 Erinya La Guardia de Ares Castellar de N´Hug Vadiello Rodellar Santa Creu-1 Centenera Roda de Isabena Sierra de Cadi Greixer Sadaba Centenera-1 Berganuy Olson Tuixent Rio Gallego Lecina Saldes Escanilla

Rio Esera Perarrua Cajigar-1 Tamurcia-1 Ayerbe Nueno Monesma Aren Pano Cajigar Sierra de Prada Betorz Baga El Collet Sierra de Boumort Pedraforca La Pobla de Lillet Abizanda Pobla de Segur Sorribes de la Vansa Rio Isuela Puy de Cinca Embalse de Salas de Pallars

Huesca-1 Barcabo Gosol Rio Flumen Rio Graus-1 Monesma-1 Vadiello Rio Isabena Santa Creu-1 OrgañaRio Segre Bastaras Tuixent Rio Gallego Lecina Saldes Monesma San Corneli-1 Lascuarres Sierra de Boumort El Collet L’Alzina Huesca-1 Embalse de El Grado Salas de Pallars Vallcebre

Aguas Flumen Rio Laguarres Orgaña Bastaras Rio Isabena Rio Segre Castigaleu Rio Isuala Rio Capella San Corneli-1 Embalse del Talarn Rio Vero Lascuarres L’Alzina Aguas Laguarres Boixols-1 Vallcebre

Rio Isuala Rio Capella Embalse del Talarn Rio Vero San Cornelli Boixols-1 Naval San Cornelli GRAUS Naval GRAUS Ebro-3 Ebro-3 Rio Noguera Ribagorzana Secastilla Rio Cajigar Boixols Coll de Nargo Rio Noguera Ribagorzana Alquezar TREMP Abella de la Conca -3 Orcau Sierra de Oden Rio Cajigar Boixols Coll de Nargo Colungo Luzas Puente de Montañana Figols Souterraña Alquezar HUESCA TREMP Abella de la Conca Benabarre-3 Orcau Sierra de Oden Loporzano El Grado Bierge Benabarre-2 Isona-1 Embalse de Barasona Viacamp Puente de Montañana S. Lorenzo de Morunys Luzas Isona Torres del Obispo 7 Figols a HUESCA Souterraña Angues

Olvena Tolva-1 e de Olian bals BERGA Benabarre-1 Em Benabarre El Grado Guardia de Tremp 0 5 10 20 Km. Alsamora Benabarre-2 Rio Noguera Pallaresa Isona-1 Embalse de Barasona Ciscar Alzina S. Lorenzo de Morunys Viacamp S. Esteve de la Sarga Oliana Isona Jabali-1 Torres del Obispo Rio Cinca Oliana-1 a Purroy de la Solana Abiego Tolva Sierra del Montsech Angues 1 Salas Altas Rio Guart

e de Olian Corça Comiols-1 BARBASTRO Tolva-1 bals BERGA 6 Benabarre-1 Em Calasanz L’Ametlla Benabarre Alins del Monte Basella-1 Fonz Guardia de Tremp

Ager Llobregat Rio

Solsona 0 5 10 20 Km. Alsamora Sta. Maria de Meya Peralta de la Sal Estopiñan Rio Noguera Pallaresa Puigreig-1 Embalse de Canelles

Leyenda Puigreig Ciscar Alzina S. Esteve de la Sarga Rio Segre S. Josep de Fontdepou Sierra de San Mamet Oliana Jabali-1

Rio Cinca Oliana-1

Mioceno continental. Fm Bernues, Uncastillo. Peraltilla Purroy de la Solana Alos de Balaguer Sanahuja-1 5 e de Camarasa Sierra del Montsech Estadilla Rio Guart bals 9 Em Evaporitas Barbastro Les Avellanes 2 MONZON Monzon-1 Artesa de Segre

CorçaEmbalse de Sta Ana Comiols-1 BARBASTRO Fm. Campodarbe sup. Fm Anzanigo. Oligoceno Tamarit de Camarasa Vilanova de la Sal Calasanz L’Ametlla Alins del Monte Basella-1 4 Binefar Fm. Campodarbe, Escanilla. Eoc. Sup.-Oligoceno Fonz

Ager Llobregat Rio Alfarras Gerb FLYSCH JACA ( Fm Sobrarbe en la C. de Ainsa. Fm. Puy del Cinca en la C. de Graus) Rio Segre Fm. Belsue-Atares, Fm Sobrarbe en la C. de Ainsa Solsona Sta. Maria de Meya Areniscas de Marbore, Garumniense. Maastrictiense. Peralta de la Sal Estopiñan Puigreig-1 MT8 Embun-Jaca Embalse de Canelles Margas Pamplona BALAGUER Leyenda Puigreig Czas Santoniense Sup - Maastrictiense FLYSCH BANASTON (Canales de Ainsa, Morillo y Guaso en la C. de ainsa 3 Rio Segre Areniscas de Sabiñánigo, Urroz Fm. Perrarua, Capella, Campanue sup. en la C. de Graus) S. Josep de Fontdepou Sierra de San Mamet Czas Aguas Salenz Coniaciense- Santon. Inf. Margas Larres MT7 Artesa-Embun MT6 Fago Margas, Areniscas y Calizas. Albiense - Cenomaniense Mioceno continental. Fm Bernues, Uncastillo. MT9 Burgui MT5-3 Guesa-Roncal

Margas de Burgui, (Las Paules, y Patra Alos de Balaguer Sanahuja-1 Calizas Aptiense MT5-2 Aoiz e de Camarasa

en la C. de Ainsa), y facies margosas Luteciense bals MT5-1 Zunzarren Baldellou Em Evaporitas Barbastro Calizas de Guara Les Avellanes Calizas Barremiense - Neocomiense MONZON Monzon-1 Luteciense FLYSCH COTEFABLO (Canal de Banaston en la C. de Ainsa. Artesa de Segre Calizas de Boltaña, Foz de Binies Fm. Campanue inf. , Castisent en la C. de Graus)

Jurasico Indiferenciado Embalse de Sta Ana Luteciense MT4 Arce-Garde-Cotefablo Os de Balaguer Fm. Campodarbe sup. Fm Anzanigo. Oligoceno Margas de Yeba Tamarit de la Litera Camarasa FLYSCH TORLA-BROTO (Canales de Gerbe en la C. de Ainsa Evaporiticas Keuper Cuisiense Vilanova de la Sal Fm. Campanue inf. , Castisent en la C. de Graus) Margas Metils Permo Trias MT3 Villanua- Urzainqui Cuisiense Binefar Fm. Campodarbe, Escanilla. Eoc. Sup.-Oligoceno Calizas y Margas de Millaris FLYSCH INFERIOR FIGOLS (Canales de Arro, Los Molinos, Fosado en la C. de Ainsa. Paleozoico Indiferenciado Ilerdiense Fm. Castigaleu/Montllobat en la C. de Graus) MT2 Magdalena Abaurrea Orontz Alfarras Rocas Igneas Calizas de Alveolinas (Gr. Ager) Gerb FLYSCH JACA ( Fm Sobrarbe en la C. de Ainsa. Fm. Puy del Cinca en la C. de Graus) Rio Segre Fm. Belsue-Atares, Fm Sobrarbe en la C. de Ainsa Ilerdiense y/o Dolomias Paleocenoa MT1 Aisa Areniscas de Marbore, Garumniense. Maastrictiense. MT8 Embun-Jaca Margas Pamplona BALAGUER Czas Santoniense Sup - Maastrictiense FLYSCH BANASTON (Canales de Ainsa, Morillo y Guaso en la C. de ainsa Areniscas de Sabiñánigo, Urroz Fm. Perrarua, Capella, Campanue sup. en la C. de Graus) Czas Aguas Salenz Coniaciense- Santon. Inf. Margas Larres MT7 Artesa-Embun Mapa geológico del área de la excursión y localización de paradas MT6 Fago Margas, Areniscas y Calizas. Albiense - Cenomaniense MT9 Burgui MT5-3 Guesa-Roncal Margas de Burgui, (Las Paules, y Patra Calizas Aptiense MT5-2 Aoiz en la C. de Ainsa), y facies margosas Luteciense MT5-1 Zunzarren Calizas de Guara Calizas Barremiense - Neocomiense Luteciense FLYSCH COTEFABLO (Canal de Banaston en la C. de Ainsa. Calizas de Boltaña, Foz de Binies Fm. Campanue inf. , Castisent en la C. de Graus) Jurasico Indiferenciado Luteciense MT4 Arce-Garde-Cotefablo Margas de Yeba FLYSCH TORLA-BROTO (Canales de Gerbe en la C. de Ainsa Evaporiticas Keuper Cuisiense Fm. Campanue inf. , Castisent en la C. de Graus) Margas Metils 3 Permo Trias MT3 Villanua- Urzainqui Cuisiense Calizas y Margas de Millaris FLYSCH INFERIOR FIGOLS (Canales de Arro, Los Molinos, Fosado en la C. de Ainsa. Paleozoico Indiferenciado Ilerdiense Fm. Castigaleu/Montllobat en la C. de Graus)

Rocas Igneas Calizas de Alveolinas (Gr. Ager) MT2 Magdalena Abaurrea Orontz Ilerdiense y/o Dolomias Paleocenoa MT1 Aisa Itinerario y Paradas

Dia 8 Mayo Mañana: Viaje Madrid Barbastro Comida Tarde: Parada 1: Pisadas fosiles Abiego Parada 2. Monasterio del Pueyo Noche: Cena y Hotel Pirineos en Barbastro

Dia 9 Mayo Mañana: Parada 3. Anticlinal de Barbastro Parada 4. Corte Margen derecha Rio Cinca Parada 5. Diapiro de Estada. Comida Braseria de Ana Tarde: Parada 6. Discordancia de Olvena Parada 7. Diapiro de Secastilla () y subida al Tozal Gordo Noche: Cena y Hotel Pirineos en Barbastro

Dia 10 Mayo Mañana: Parada 8. Ermita de S. Emeterio y S. Celedonio. Parada 9. Visita y Cata de vinos Bodegas Lalanne Comida: Alquezar. Casa Gervasio Tarde: Viaje de regreso a Madrid

4 Marco geológico

Estructura general

Los Pirineos son una cadena montañosa de doble vergencia de dirección E-O formados como el resultado de la subducción de la Placa Ibérica bajo la Placa Europea (ECORS Team, 1988). Aunque se encuentra dentro del sistema alpino, los Pirineos son un cinturón plegado muy particular, que muestra las siguientes características:

• Ausencia de metamorfismo de alta presión. • Ausencia de ofiolitas. • El inicio de la fase orogénica principal es de edad Cretácico superior- Oligoceno temprano. • Los Pirineos carecen de un margen pasivo pre-orogénico de gran desarrollo. • La parte interna de la cadena es el resultado de la inversión de una cuenca transtensional relativamente estrecha.

2° W 1° W 0° 1° E 2° E 3° E

Aquitania foreland basin

S.SEBASTIAN 43° 30´ N 43° 30´ N

ALAVA-NAVARRA TROUGH Hendaya Fault Leiza Fault NORTH PYRENEAN ZONE North Pyrenean Fault

VITORIA 43° 15´ N PAMPLONA 43° 15´ N PAMPLONA - JACA BASIN AXIAL ZONE

Pamplona alignement

SOUTH PYRENEAN ZONECotiella 43° 00´ N Sierras Exteriores 43° 00´ N San Corneli-Boixols Legend South GRAUS - TREMP BASIN Pedraforca Pyrenean Neogene North vergence thrusts Thrust HUESCA Montsec Paleogene South vergence thrusts GERONA Mesozoic Undiferentiated faults Front Sierras Marginales 0 25 50 75 100 Km. 42° 45´ N Palaeozoic / Basement

Ebro foreland basin Segre Fault-alignement 2° W 1° W 0° 1° E 2° E 3° E

Esquema estructural de los Pirineos. El cuadro señala el área de la excursión

Los Pirineos meridionales en España se caracterizan por la existencia de laminas cabalgantes desplazadas hacia el Sur, mientras que los Pirineos septentrionales, en Francia, los cabalgamientos imbricados y estructuras invertidas vergen hacia el Norte.

Con anterioridad a la colisión de las placas ibéricas y europeas durante el Terciario, tuvo lugar una rotación de las mismas, girando la Península Ibérica en sentido anti-horario alrededor de 35 °. Este movimiento ocurrió desde el Triásico hasta el Cretácico, dando como resultado la apertura del Golfo de Vizcaya. La evolución cinemática de placas origino un rift y la formación de corteza oceánica a lo largo del Golfo de Vizcaya y del margen Cantábrico, y posteriormente convergencia y compresión en el Cretácico Superior - Terciario.

5 Existen varios modelos que describen este escenario de placas tectónicas. En el primero, la Península Ibérica sufriría una traslación lateral izquierda de 300-500 km a lo largo de la Falla Norpirenaica, a través de un polo de rotación ubicado en París (Le Pichon, Bonnin, & Sibuet, 1970). En un segundo modelo, esta apertura sería un movimiento de "tijera", con un polo de rotación ubicado en el SE del Golfo de Vizcaya,(Roest & Srivastava, 1991). Otra versión de este modelo sugiere una evolución en varias etapas con diferentes polos de rotación (Olivet, 1996). Después de la apertura del golfo de Vizcaya y de la rotación y traslación lateral izquierda de Iberia en relación con Eurasia, se produjo una colisión y una fase de aproximación de placas, que formaron los Pirineos. Esta colisión también ha estado sujeta a diferentes interpretaciones que han intentado explicar los principales elementos de la cadena como la Falla Norpirenaica, la ubicación de los macizos paleozoicos, las vergencias norte y sur y la geometría profunda de la corteza.

Como resultado de la compresión alpina, la estructura de los Pirineos de Norte a Sur, está representada por : a) La Zona Norpirenaica, con cabalgamientos vergentes hacia el Norte que involucran unidades Paleozoicas y Mesozoicas cabalgando la cuenca de Aquitania. b) La Zona Axial, formada por rocas Paleozoicas afectadas por plegamiento y cabalgamientos Hercinicos y vergencias alpinas hacia el sur. El límite entre la Zona Axial y la Zona Norpirenaica se sitúa en la Falla Norpirenaica, la cual ha desempeñado un papel importante durante la evolución de la Cadena (Choukroune, 1992). c) La Zona Surpirenaica compuesta por unidades de basamento y sedimentos Mesozoicos y Terciarios, que se dirigen hacia el sur sobre la cuenca del Ebro. Esta zona se puede dividir en Pirineos Orientales (desde el Mar Mediterráneo hasta la alineación del Segre, Pirineos Occidentales (Cuenca Jaca-Pamplona), y Unidad Central (desde la alineación del Segre hasta la Anticlinal de Boltaña).

Estratigrafía

La cronoestratigrafía del Mesozoico y Terciario de la zona Surpirenaica, se resume en la figura adjunta, donde se pueden ver las principales secuencias, y discordancias que las limitan. También se indican las discordancias angulares y los crecimiento de estratos relacionados con los eventos de rift extensiónales y las etapas de compresión Alpinas.

El Triásico presenta en los Pirineos la clásica trilogía de facies germánica compuesta por el Buntsandstein, Muschelkalk y Keuper. Una discordancia angular separa el Permico del conglomerado basal del Bunt. Los niveles evaporiticos y arcillosos del Triasico constituyen el nivel de despegue principal de las unidades cabalgantes en la Zona Surpirenaica, principalmente en niveles del Muschelkalk (M2) y en el Keuper, aunque alguna de las unidades Triásicas pueden también formar parte de las unidades cabalgantes. Suprayacentes a los materiales del Triásico, la sección del Jurásico está representada por una plataforma de plataforma carbonatada relativamente homogénea, principalmente presente al Este de la cuenca de Ainsa .

6

Resumen cronoestratigráfico de la vertiente Surpirenaica y eventos tectónicos.

El Cretácico se caracteriza por grandes variaciones de facies y espesores, especialmente durante el Cretácico Superior. Las series más potentes se localizan en la lámina cabalgante de Cotiella-Montsec o Unidad del Surpirenaica

7 Central (Séguret, 1972; Garrido Mejías y Ríos, 1972), y están formadas por carbonatos de aguas someras y depósitos marinos y turbidíticos profundos.

El Cretácico superior (Campaniano-Maastichtiense) está representado por las margas marinas de Zuriza en el Oeste, y por la formación turbiditica de Valcarga hacia el Este. La formación fluvial Tremp, marca la transición hacia las series marinas transicionales del Paleoceno al Eoceno Inferior (Ilerdiense) de la Formación Gallinera y las calizas de Alveolinas.

La cuenca del antepaís Jaca-Pamplona se rellenó en el Eoceno inferior con una potente sección turbiditica (Grupo Hecho). Durante el Eoceno superior, la cuenca se colmató con complejos deltaicos progradantes asociados a la migración hacia el Sur del depocentro de la cuenca (Puigdefábregas, 1975). En el Oligoceno- Mioceno inferior, predominaron las facies marinas poco profundas y continentales. En la cuenca del Ebro, la última etapa de depósitos continentales se superpone a las evaporitas de Barbastro, las cuales corresponden al cierre de esa cuenca.

8 Martes 8 de Mayo:

Parada 1: Huellas fósiles en Abiego. Yacimiento de Fondota

En esta localidad se han descubierto pisadas fósiles de Entelodon y Anoploterium, ascendentes de los jabalíes, y camellos y jirafas actuales respectivamente. El afloramiento es espectacular formados por capas inclinadas de arcillas y calizas lacustres con una edad de 33 ma del Rupeliense (Oligoceno Inferior). Hay varios paneles explicativos.

Afloramiento en estratos Oligocenos con pisadas de mamíferos

El yacimiento de Fondota se localiza cerca del casco urbano de Abiego. El yacimiento está equipado con tres mesas de interpretación y está adecuado para su visita, además de contar con medidas de protección para garantizar su mejor conservación.

El yacimiento se encuentra en un estrato de calizas inclinado hacia el Suroeste que aflora a lo largo de más de 100 m y que contiene gran cantidad de icnitas de animales cuadrúpedos formando múltiples rastros. Los estudios en marcha han podido confirmar la existencia de tres tipos de icnitas (Canudo, 2004), producidas todas ellas por mamíferos artiodáctilos (grupo que incluye animales como camellos, cerdos, hipopótamos, vacas, ciervos, jirafas o cabras, entre otros) de distintos tamaños. Se encuentra situado estratigrá camente en la base de la Formación Peraltilla, en una unidad carbonatada lacustre, que se conoce como Calizas de Peraltilla. La edad de este conjunto calcáreo se ha considerado tradicionalmente como Eoceno superior/Oligoceno inferior en base al contenido en carófitas (Reille 1967, 1971), aunque estudios más recientes sugieren que una

9 edad Oligoceno inferior en base al contenido en micromamíferos (Álvarez Sierra et al., 1990). Se depositó en un sistema lacustre carbonatado somero localizado en las partes distales de abanicos aluviales procedentes del norte (Luzón et al., 2005) y el nivel en el que se encuentra el yacimiento se correspondería con la zona marginal de este lago.

Parada 2: Monasterio del Pueyo.

Este monasterio se emplaza en una atalaya natural situada en una escama de rocas eocenas correspondiente al flanco septentrional del Anticlinal de Barbastro. Hacia el norte ofrece magníficas vistas de la Cuenca del Somontano, las Sierras Exteriores y las correspondientes a la parte central del Pirineo. Hacia el Sur se domina la Cuenca del Ebro.

Vista panorámica desde el monasterio del Pueyo

El Monasterio del Pueyo se localiza en contacto del Frente tectónico Surpirenaico. En dicho punto afloran las calizas de Alveolinas del Luteciense. Desde el Monasterio se observan otros afloramientos situados al NO constituido por Calizas del Cretácico superior, Paleoceno en facies Garumnense, calizas con microcodium del Ilerdiense, y al techo de las mismas, calizas de Alveolinas del Luteciense. Estos afloramientos se disponen sobre los yesos de Barbastro por medio del contacto mecánico cabalgante producido por el frente Surpirenaico,

Durante esta parada se explicará el contexto geológico general, incluyendo una descripción estratigráfica de la zona, el enmarque estructural, las implicaciones para la exploración, así como algunos de los resultados obtenidos por sondeos de exploración en la Cuenca de Graus.

10

Miércoles 9 de Mayo:

Parada 3: anticlinal de Barbastro. Carretera de Barbastro a Fornillos (imprescindible chaleco reflectante!!)

Corte sobre los materiales que forman el núcleo del Anticlinal de Barbastro (Fm. Yesos de Barbastro) y la formación suprayacente (Areniscas de la Fm. Peraltilla). Detalle de los pliegues en evaporitas y discusión sobre el origen de la estructura.

Contacto de la formación Peraltilla con los yesos de Barbastro

En el área de Barbastro afloran los materiales del Oligoceno a Mioceno. Los yesos de Barbastro son una formación eminentemente evaporítica formada por yesos blancos, sal, y lutitas, cuyo límite superior es diacrónico. Hacia el Norte cambia de facies a las formaciones clásticas de lutitas, areniscas y conglomerados de Salinar y Peralta. La edad de los yesos de Barbastro aunque es difícil de precisar se sitúa entre el Priaboniense superior y Estampiense. La formación de Salinar tiene un espesor de mas de mil metros, y es de origen fluvial y lacustre. La formación de Peralta esta constituido por un ciclo progradante con un espesor superior a 300 metros.

11

Fotografías de los yesos de Barbastro (arriba), y del contacto de los yesos con la formación Peraltilla (abajo)

La formación Peraltilla es de origen siliciclástico de origen fluvial, y está formada por areniscas y conglomerados con un espesor de 900 metros en el flanco Sur del anticlinal de Barbastro en el valle del rio Cinca. La formación Sariñena es otra formación fluvial localizada sobre la formación Peraltilla. En el flanco Sur del anticlinal de Barbastro los canales de esta formación son más conglomeráticos que los de la formación Peraltilla.

Estructuralmente el anticlinal de Barbastro esta compuesto por un núcleo evaporítico muy plegado formado por las formaciones de Barbastro. Tiene una dirección NO-SE y se interpreta como un pliegue de “buckling” (García-Senz & Zamorano, 1992) sobre una superficie de despegue que se localizaría al techo del Eoceno marino, como lo sugieren algunos perfiles sísmicos de esta área. Según algunos modelados se produjo por un efecto combinado de cabalgamiento, “bouyancy”, y carga diferencial (Gil & Jurado, 1998).

12

Esquema estratigráfico mostrando las relaciones de las unidades del Oligoceno. (Garcia Senz,y Zamorano, 1992)

13

Perfiles sísmicos del área de Barbastro mostrando la cuña evaporítica que forman los yesos de Barbastro, sobre las formaciones marinas del Eoceno superior.

El cabalgamiento basal del frente Surpirenaico cabalga un prisma de sedimentos evaporíticos de más de 2000 metros de espesor (P. Cámara & Klimowitz, 1985). Un corte geológico del anticlinal (A-B) y su localización geológica se muestra en figuras adyacentes (García-Senz & Zamorano, 1992). Sin embargo según estos autores para resolver un problema espacial bajo las sierras Marginales es necesario entroncar varios cabalgamientos fuera de secuencia que cortan el anticlinal de Peralta visible en el corte geológico. La geometría de este anticlinal es difícil de definir al estar localizado bajo las láminas de las Sierras Marginales. El engrosamiento de los yesos de Barbastro visible en los perfiles sísmicos puede explicarse por imbricaciones internas en los yesos, o bien por un simple engrosamiento diapírico.

Mas recientemente realizando modelados gravimétricos se ha precisado la geometría del frente de cabalgamiento y las relaciones con el bloque autóctono inferior (Santolaria, Casas-Sainz, Soto, & Casas, 2016) .Ver figura siguiente

14

15

Detalle de las formaciones evaporíticas

16

Mapa esquemático geológico del borde norte del Valle del Ebro y las Sierras Marginales. Corte geológico interpretativo del anticlinal de Barbastro (García-Senz & Zamorano, 1992).

17 Parada 4: Margen derecha del Rio Cinca.

Caminaremos de S a N por una estrecha carretera local paralela al rio Cinca realizando un corte al anticlinal de Barbastro observando las relaciones estructurales que se presentan en el mismo.

Corte de los yesos de Barbastro y formaciones Miocenas en la margen derecha del rio Cinca.

Cartografia geológica continua IGME del valle del Cinca

18 Parada 5: Diapiro de Estada.

En los márgenes septentrionales de la Cuenca Somontana afloran una serie de diapiros. Visitamos uno de ellos en Estada, observando las facies de su flanco y las rocas de su núcleo.

-

Vista aérea de Google Earth del diapiro de Estada

Contacto del Keuper con el Mioceno

19 Cartografia geológica continua y leyenda de las formaciones Triásicas del área de los diapiros de Estada y Estadilla (IGME)

Los diapiros de Estada, y Estadilla de localizan en la zona mas occidental de las sierras Marginales Catalanas , ya al Sur de la Cuenca de Graus. Presentan forma circular y en su núcleo afloran parcialmente los materiales del Keuper constituidos por lutitas y yesos con algunos niveles de calizas y dolomías.

Se encuentran aflorando de forma caótica dentro de los diapiros, pudiéndose observar afloramientos aislados de calizas desconectados entre sí, rodeados por lutitas rojas. En los bordes del diapiro los materiales triásicos aparecen rodeados por capas prácticamente indeformadas de rocas oligo-miocenas.

En algunas zonas de este área en algún diapiro (Naval) se pueden observar calizas y dolomías de tonos claros, blanquecinas o cremosas, aunque a menudo se reconocen niveles muy oscuros y fétidos. Las calizas suelen ser tableadas, en

20 las que es frecuente observar laminaciones paralelas. A menudo se reconocen afloramientos con restos fósiles, que suelen ser de gasterópodos y lamelibranquios de pequeño tamaño. que permiten atribuir a estas calizas al Muschelkalk (Ladiniense).

El diapirismo del Keuper en esta zona de los Pirineos se inició durante el Cretácico medio-superior, siguiendo un un periodo extensional que ocurrio desde finales del Jurásico hasta el Cretacico inferior. En esta etapa de evolución tectónica se desarrollo un tectónica salina con formación de fallas listricas y otras estructuras que posteriormente durante el Cretacico superior sufrieron una inversión tectónica. Las estructuras salinas incluyendo las geometrías diapiricas fueron trasladadas hacia el sur durante la etapa compresiva Alpina a partir del Eoceno superior Mioceno inferior (P Cámara & Flinch, 2017).

Comida en Estada.

Restaurante Braseria Ana

Parada 6: Discordancia de Olvena.

Discordancia de Ólvena en la carretera de Barbastro a Graus. (Foto P.Cámara)

21 En la carretera de Barbastro a Graus parada en aparcadero para observar esta espectacular discordancia progresiva de los conglomerados oligocenos sobre los carbonatos eocenos y cretácicos fuertemente plegados.

En el afloramiento visitado, sobre las calizas de Alveolinas del Ilerdiense, se superponen discordante y angularmente varias secuencias de conglomerados y areniscas de abanicos aluviales formando un abanico de capas (growth strata) de edad Oligoceno superior-mioceno. Sobre las calizas del Paleoceno-Ilerdiense, se depositan discordantemente series continentales del Oligoceno que en esta zona están representados por los conglomerados de Graus equivalentes de la formación Sariñena depositada mas al Sur.

Paleogeografía del abanico aluvial de Huesca (Hf) del Oligo-Mioceno (Santolaria, Luzón, Casas, & Soto, 2015). Modificado de (Luzón, 2005)

22

Mapa geológico del área de Ólvena con las mega secuencias Oligoceno-Miocenas diferenciadas. Modificado de (Santolaria et al., 2015)

En el área de Ólvena se localizan varias láminas cabalgantes frontales y oblicuas, que son la prolongación hacia el Oeste de las laminas cabalgantes de las Sierras Marginales. Entre los retro cabalgamientos de Barasona y el de las Fagetas, se produce una estructuración sinforme rellenada por abanicos aluviales cuya estratigrafía refleja el movimiento de dichos cabalgamientos. En la configuración estructural del área ha influido notablemente también la tectónica halocinética del diapiro de Juseu, situado inmediatamente al Este de esta zona.

Pueblo de Olvena

23 Parada 7: Diapiro de Secastilla y Tozal Gordo

Despues de entrar en el nucleo del diapiro de Secastilla donde afloran parcialmente materiales arcillosos y yesiferos del Keuper, ascenderemos caminando al Tozal Gordo situado en el flanco sur del diapiro. (45 min.)

Desde este monte se obtienen muy buenas vistas sobre el Pirineo. Se presentarán algunas secciones sísmicas y se resumirán y sintetizarán las observaciones realizadas durante la jornada.

Vista aérea de Google Earth del diapiro de Secastilla

24

Cartografia continua geológica del diapiro de Secastilla (La Puebla de Castro). IGM (Leyenda similar a la de los de Estada y Estadilla)

Regreso a Barbastro.

Cena : Restaurante Pirineos

Jueves 10 de Mayo.

Parada 8: Anticlinal de Mediano

Desde el pueblo de Samitier se inicia un itinerario a pie de 45 minutos de subida, con un desnivel de 200 metros hasta la ermita románica del siglo XI de San Emeterio y San Celedonio. El camino es ancho y sin peligro alguno. Desde la ermita hay una vista de pájaro de la cuenca de Aínsa, desde donde se discutirán y explicarán algunas de las estructuras de esta zona.

25

Vista panorámica desde la ermita de San Emeterio y Celedonio de la cuenca de Ainsa con las principales estructuras del área. (Foto P.Cámara)

El anticlinal de Mediano es la expresión superficial de una lamina cabalgante de dirección N-S que se ubica entre la Unidad del Peña Montañesa-Montsec y las rampas laterales de Boltaña o su prolongación hacia el sur de las sierras de Rufas o Balzes.

El anticlinal de Mediano tiene una dirección N-S, una longitud de 20 km, y en las imágenes de subsuelo no se aprecia ninguna vergencia, siendo bastante simétrico (ver perfiles sísmicos). En algunas zonas presenta una vergencia hacia el Este si bien la presencia del cercano diapiro de Camosa puede influir en su geometría final. No está asociado a ningún cabalgamiento importante y su núcleo esta formado por un aumento de espesor de las evaporíticas del Keuper, pudiendo tener imbricaciones internas, aunque al estar relacionado con el diapiro de Clamosa, los movimientos halocinéticos han podido condicionar su estructura compresiva final, con un nivel de despegue en el Keuper. El bloque inferior de esta estructura puede relacionarse con el dominio autóctono del Valle del Ebro, ya que esta zona, junto con la Unidad Surpirenaica Central, presenta la mayor traslación hacia el S.

26

Mapa geológico simplificado del anticlinal de Mediano y cortes geológicos. (Teixell & Barnolas, 1995)

27 Parada 9: Visita y cata de vinos Bodegas Lalanne.

Bodegas Lalanne, de origen francés, fue fundada en Burdeos (Francia) en el año 1842 por D. Francisco Lalanne Merlet y su esposa Dña. Juana Felicia Lataste, Baronesa de Bouchardeau.

La familia se trasladó a España en el año 1894, debido a la filoxera que estaba asolando los viñedos de la mayor parte de Europa. Cuando llegaron a Barbastro (Huesca), y en concreto a la Finca San Marcos, se "enamoraron" de esta tierra tan especial, y compraron la Finca San Marcos, que a partir de entonces comenzó a llamarse "Torre del Americano", en honor a la procedencia de los famosos pies o portainjertos que Lalanne trajo de ese continente. Fue aquí donde se hicieron las primeras plantaciones de viñedos de alta calidad traídos de Burdeos, como Cabernet Sauvignon, Merlot, Syrah, Pinot Noir, Chardonnay,... Todos sobre pie americano con el fin de evitar para siempre la filoxera.

Hoy en día estas variedades se han adaptado perfactamente al clima y la tierra del Somontano, y se cultivan junto con las tradicionales Tempranillo y Macabeo. Seis generaciones de descendientes españoles de los fundadores de la casa, constituyen suficiente entidad para consolidar la tradición de estas bodegas; permanecer tantos años elaborando vinos de calidad es el mayor prestigio de la bodega.

28

Comida en Alquézar.

Restaurante Casa Gervasio

Cgs. Olig.-Mioc.

Czas. de Guara

Discordancia de los conglomerados del Oligoceno-Mioceno sobre las calizas de Guara (Foto P. Cámara)

Regreso a Madrid

29 Los vinos del Somontano

El Somontano es un vino de España con denominación de origen, producido en la provincia de Huesca. El área de cultivo del Somontano se asienta en la comarca del mismo nombre, que tiene como centro la localidad de Barbastro. Zona verde y abrupta, en la cual la vid se cultiva en las terrazas de los valles que desembocan en el límite norte de la depresión del Ebro. Somontano significa al pie del monte y define perfectamente el área geográfica donde se asienta esta denominación de origen, ya que se trata de una zona de transición entre el valle del río Ebro y los Pirineos, también conocida como pre- pirineo. El suelo contiene areniscas y arcillas, así como calizas y materiales aluviales que proporcionan suelos fecundos para el cultivo de viñedos. La zona presenta buen drenaje, oscilando su altitud entre los 350 metros y los 650 metros. El clima, continental, está suavizado por el abrigo que suponen las sierra Exteriores del pirineo frente a los fríos vientos del norte. Aun así, son frecuentes las heladas en invierno así como temperaturas extremas en verano. Las diferencias térmicas entre el día y la noche son también muy acusadas. La pluviometría media es de 500 mm.

Mapa del área de Somontano y Bodegas principales

30 Según documentos de la época, en el año 500 a.c. ya se cultivaba la vid en el Valle del Ebro y en el siglo II a. c. ya existía una importante producción de vino en esta zona. Un factor que influyó en el desarrollo del cultivo de la vid y su comercio fue el asentamiento de los romanos en el Somontano. Estos importaron sus avanzadas técnicas vitivinícolas contribuyendo también a la creación de las compañías de comercio. En la edad media, el cultivo del viñedo se extiende a toda la provincia de Huesca. En esta época los monasterios son un factor influyente en el desarrollo del viñedo y provocan un fuerte aumento de plantación de cepas en sus proximidades: el vino, por ser parte de los rituales católicos, es un producto esencial. En el siglo XIX, el ataque de la filoxera en el viñedo francés provocó el incremento de la producción y ventas vinícolas de la comarca, un aumento de las exportaciones y que, durante ese siglo, la producción de vino en huesca se fuera ciñendo cada vez más al Somontano gracias a la especialización de la zona en la producción y a la buena calidad de sus vinos. En el siglo XX, concretamente en los años 60, el nacimiento de la cooperativa comarcal Somontano del Sobrarbe que aglutinaba a gran parte de los viticultores de la zona, supone la apuesta de la zona por la viticultura de calidad como motor de la economía y los primeros pasos del nacimiento de la denominación de origen Somontano que sería aprobada en 1984. A partir de ese momento, y especialmente a partir de los años 90, la llegada a Somontano de grandes proyectos empresariales con fuertes inversiones coloca a los vinos del Somontano entre los mejores de todo el país.

Actualmente el histórico complejo de San Julián y Santa Lucía de Barbastro acoge todas las instalaciones relacionadas con la denominación de origen Somontano. El edificio que durante siglos fue hospital, se ha convertido en sede del consejo regulador, tienda del vino, restaurante, espacio del vino y oficina de turismo.

Complejo de San Julian y Santa Lucía

http://dosomontano.com

31

Bodegas comerciales del Somontano principales

Existen mas de treinta empresas vitivinícolas que transforman las quince variedades de uvas locales y foráneas procedentes de más de cuatro mil hectáreas de plantación en excelentes vinos. El tejido empresarial de las bodegas ha destinado fuertes inversiones a viñedos, instalaciones y recursos humanos lo que a su vez ha contribuido notablemente a revitalizar el territorio, generar empleo, asentar población, mejorar la calidad de vida, convertir esta zona vitivinícola en una de las más prestigiosas del país y promocionar la riqueza natural, histórica y cultural del somontano a través de la vinculación de sus vinos con el territorio del que nacen.

32

33 Lista sucinta de Referencias

Barnolas, A., and Gil-Peña, I., 2001, Ejemplos de relleno sedimentario multiepisódico en una cuenca de antepaís fragmentada: La Cuenca Surpirenaica: Boletin Geológico y Minero, v. 112, no. 3, p. 17-38.

Cámara, P., & Flinch, J. F. (2017). The Southern Pyrenees: A Salt-Based Fold- and-Thrust Belt. In J. I. Soto, J. F. Flinch, & G. Tari (Eds.), Permo-Triassic Salt Provinces of Europe, North Africa and the Atlantic Margins.Tectonics and Hydrocarbon Potential (pp. 395-413): elsevier.

Cámara, P., & Klimowitz, J. (1985). Interpretación geodinámica de la vertiente centro-occidental surpirenaica (cuencas de Jaca-Tremp). Estudios geológicos, 41(5-6), 391-404.

Canudo, J.I. (2004), Icnitas de mamíferos en la Formación Peraltilla (Transito Eoceno sup.-Oligoceno inf., Paleógeno) en Abiego (Huesca). Yacimiento de Fondota, Inf. Interno Dir.Gral. del Patrimonio del Gobierno de Aragón, 27 pp.

Choukroune, P. (1992). Tectonic evolution of the Pyrenees. Annu. Rev. Earth Planet. Sci., 20, 143-158.

ECORS, Pyrenean Team, 1988, The ECORS deep reflection seismic survey across the Pyrenees: Nature, v. 331, p. 508-510.

García-Senz, J., & Zamorano, M. (1992). Evolución tectónica y sedimentaria durante el Priaboniense superior- Mioceno inferior, en el frente de cabalgamiento de las Sierras Marginales occidentales. Acta Geológica Hispánica, 27(1-2), 195- 209.

Garrido Mejías, A., and Rios, L. M., 1972, Síntesis geológica del Secundario y Terciario entre los ríos Cinca y Segre (Pirineo Central de la vertiente s sur pirenaica, provincias de Huesca y Lérida): Boletin Geológico y Minero, v. 83, no. 1, p. 1-47.

Gil, J. A., & Jurado, M. J. (1998). Geological interpretation and numerical modelling of salt movement in the Barbastro–Balaguer anticline, southern Pyrenees. Tectonophysics, 293, 141-155. Le Pichon, X., Bonnin, J., & Sibuet, J. C. (1970). La faille nord-pyrénéenne: faille transforntante liée àl'ouverture du Golfe de Gascogne. C. R. Acad. Sc. Paris, Serie D: Sciences Naturelles 271(22), 1941-1944.

Luzón, A. (2005). Oligocene–Miocene alluvial sedimentation in the northern Ebro Basin, NE : Tectonic control and palaeogeographical evolution. Sedimentary Geology, 177(1), 19-39.

Martínez-Peña, M. B., and Pocoví, A., 1998, El amortiguamiento frontal de la estructura de la cobertera surpirenaica y su relacion con el anticlinal de Barbastro- Balaguer: Acta Geológica Hispánica, v. 23, no. 2, p. 81-94.

34

Millán, H., Pocoví, A., and Casas, A., 1995, El frente de cabalgamiento surpirenaico en el extremo occidental de las Sierras Exteriores: Rev.Soc.Geol.España, v. 8, no. 1-2, p. 73-90.

Mochales, T., Pueyo, E. L., Casas, A., and Barnolas, A., 2010, Kinematic approach by means of AMS study in the Boltaña anticline (southern Pyrenees): Trabajos de Geología Univ. Oviedo, v. 30, p. 87-95.

Muñoz, J. A., 1992, Evolution of a continental collision belt: ECORS-Pyrenees crustal balanced section, in McClay, K. R., ed., Thrust Tectonics: London, Chapman and Hall, p. 235-246.

Muñoz, J. A., Beamud, B., Fernández, O., Arbués, P., Dinarés-Turell, J., and Poblet, J., 2013, The Ainsa Fold and thrust oblique zone of the central Pyrenees: Kinematics of a curved contractional system from paleomagnetic and structural data: Tectonics, v. 32, p. 1142-1175.

Nijman, W., 1989, Thrust sheet rotation? - The south Pyrenean Tertiary basin configuration reconsidered: Geodinamica Acta, v. 3, no. 2, p. 17-42. Olivet, J. L. (1996). La cinématique de la Plaque Ibérique. Bull.Cent.Rech.Expor.Prod. Elf-Aquit., 20(1), 131-195.

Oliva-Urcia, B., Casas, A., Pueyo, E. L., and Pocoví, A., 2012, Structural and paleomagnetic evidence for non-rotational kinematics of the South Pyrenean Frontal Thrust at the western termination of the External Sierras (southwestern central Pyrenees): Geologica Acta, v. 10, no. 2, p. 125-144.

Pocoví, A., 1979, Deformaciones de la cobertera despegada influidas por accidentes de zócalo en las Sierras Marginales Catalanas (Prepirineo Meridional): Acta Geológica Hispánica, v. 14, p. 143-148. Puigdefábregas, C. (1975). La sedimentacion molásica en la cuenca de Jaca. Pirineos, 104, 1-188.

Riba, O., 1973, Las discordancias sintectónicas del Alto Cardener (Prepirineo catalán), ensayo de interpretación evolutiva: Acta Geológica Hispánica, v. 8, no. 3, p. 90-99.

Roest, W. R., & Srivastava, S. P. (1991). Kinematics of the plate boundaries between Eurasia, Iberia, and Africa in the North Atlantic from the Late Cretaceous to the present. Geology, 19, 613-616.

Santolaria, P., Casas-Sainz, A., Soto, R., & Casas, A. (2016). Gravity modelling to assess salt tectonics in the western end of the South Pyrenean Central Unit. Journal of the Geological Society. doi:doi.org/10.1144/jgs2016-027

35 Santolaria, P., Luzón, A., Casas, A., & Soto, R. (2015). Coupling far and near tectonic signals in syn-orogenic sediments: the Olvena growth strata (Sierras Marginales, southern Pyrenees). Geológica Acta, 13(4), 297-308.

Soler, M., and Garrido Mejías, A., 1970, La terminación occidental del Manto del Cotiella: Pirineos, v. 98, p. 5-12.

Teixell, A., & Barnolas, A. (1995). Significado de la discordancia de Mediano en relación con las estructuras adyacentes (Eoceno, Pirineo Central). Geogaceta, 18, 34-37.

Teixell, A., and García Sansegundo, J., 1995, Estructura del sector central de la Cuenca de Jaca: Rev.Soc.Geol.España, v. 8, no. 3, p. 215-228.

Vergés, J., and Muñoz, J. A., 1990, Thrust sequences in the southern central Pyrenees: Bull. Soc. Géol. France, v. 8, no. 2, p. 265-271.

Vissers, R. L., and Meijer, P., 2012, Mesozoic rotation of Iberia: Subduction in the Pyrenees?: Earth Science Reviews, v. 110, p. 93-110.

Williams, G. D., 1985, Thrust tectonics in the south central Pyrenees: Journal of Structural Geology, v. 7, no. 1, p. 11-17.

36