IV Reunió N De Campó De La Cómisió N De Geólógí a Sedimentaria

IV Reunió n de campó de la Cómisió n de Geólógí a Sedimentaria

Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido

29 y 30 de septiembre de 2018

Organizan: A. Robador (IGME), Á. Salazar (IGME) Con el apoyo de:

Colaboran:

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PRESENTACIÓN

La IV excursión de la Comisión de Geología Sedimentaria se realizará el último fin de semana de septiembre de 2018 (días 29 y 30) en el entorno del Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido, y formará parte de los actos que conmemoran su primer centenario. Los afloramientos escogidos para este encuentro muestran el registro sedimentario de dos cambios climáticos significativos, pero de ambientes sedimentarios muy diferentes y alejados en el tiempo.

La actividad está organizada por el Instituto Geológico y Minero de España (IGME), con el apoyo del Departamento de Estratigrafía y Paleontología de la Universidad del País Vasco - Euskal Herriko Unibertsitatea (UPV/EHU), y el Instituto Pirenaico de Ecología (IPE-CSIC) y la colaboración del Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido y del Geoparque mundial UNESCO Sobrarbe - Pirineos. El encuentro será en la villa de Aínsa, antigua capital del condado de Sobrarbe, donde podremos ver el centro de visitantes del Geoparque Sobrarbe – Pirineos y disfrutar de su casco urbano medieval, que está declarado Conjunto Histórico-Artístico desde 1965.

La primera jornada de campo se desarrolla en el entorno del Cañón de Añisclo, en las proximidades del puente y la ermita de San Urbez, y en la cabecera del barranco de La Pardina. Para esta segunda parada es necesario utilizar un servicio de autobús 4x4. El objetivo central del día será el registro sedimentario del evento hipertermal del límite Paleoceno – Eoceno o Paleocene – Eocene Thermal Maximum (PETM).

Al día siguiente se visitará la cabecera del Valle de Pineta, la actividad implica una caminata de unas dos horas y media a tres horas por camino fácil, y será una actividad de media jornada. El objetivo es visitar el valle colgado de La Larri, su complejo sedimentario yuxta-glaciar y su ventana tectónica donde es posible observar el autóctono del manto de Gavarnie y apreciar las diferencias estratigráficas existentes entre los distintos bloques tectónicos.

Por último, no podemos dejar de recordar con agradecimiento y cariño en esta guía de campo a nuestro compañero del IGME Pedro Ibarra. Con él trabajamos en La Larri y La Estiva en la primavera de 2012, a él le debemos las tomografías eléctricas y muy buenos momentos en estas montañas que tanto le gustaban ¡Gracias Pedro!

Los organizadores

Contenido de la guía PRESENTACIÓN ...... 3 Introducción: Los Pirineos y el Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido ...... 7 Contexto geológico general ...... 7 El glaciarismo Cuaternario en los Pirineos ...... 9 El Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido ...... 11 El Geoparque Mundial UNESCO de Sobrarbe-Pirineos ...... 12 Primer día: evento hipertermal del límite Paleoceno – Eoceno (PETM) ...... 15 El Paleoceno de la Cordillera Pirenaica ...... 16 Resumen de la evolución sedimentaria del intervalo Maastrichtiense superior a Ilerdiense inferior ...... 19 La estructura geológica del Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido ...... 21 La sucesión del Maastrichtiense superior al Eoceno del Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido ...... 23 El registro geológico del evento hipertermal del límite Paleoceno Eoceno en el Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido* ...... 28 Segundo día: el valle de Pineta y el paleolago de La Larri ...... 39 Anexo: columnas de sondeos y fotografías de los afloramientos (La Larri) ...... 52

Introducción: Los Pirineos y el Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido Contexto geológico general

Los Pirineos forman un cinturón orogénico del ciclo alpino de 450 km de longitud y orientación este-oeste. Esta cadena montañosa separa la Península Ibérica del resto de Europa continental, e incluye las fronteras entre Francia y España, y con el microestado de Andorra. La altitud aumenta gradualmente desde el Mar Cantábrico hacia la parte central de los Pirineos o Pirineo Aragonés, que incluye las cumbres más altas (Aneto 3.404 m). La elevación en la porción este (Pirineo Catalán) es más uniforme, hasta que cerca ya del Mar Mediterráneo ocurre un descenso rápido. La cadena muestra una estructura en flor asimétrica, de doble vergencia, con estructuras más verticalizadas en el lado francés. Durante la orogenia alpina, el zócalo de rocas ígneas y metamórficas (Paleozoico) fue elevado por los cabalgamientos, aflorando en su eje central, rodeada al norte y sur por cinturones de rocas sedimentarias del Mesozoico y Cenozoico apiladas mediante cabalgamientos imbricados, siguiendo un estilo estructural de piel fina (Fig. 1). Durante la orogenia se desarrollaron sendas cuencas de antepaís adyacentes y paralelas a la cordillera: la Cuenca de Aquitania (a veces llamada Zona Subpirenaica) hacia el norte y la Cuenca del Ebro hacia el sur (Fig 2). En la cadena se suelen distinguir tres grandes subunidades:

 La Zona Axial, situada en el centro de los Pirineos, que está compuesta por rocas metamórficas e intrusivas (Paleozoico) y flaqueada al norte y sur por las zonas Norpirenaica y Surpirenaica respectivamente.  La Zona Norpirenaica es una estrecha banda compuesta principalmente de rocas sedimentarias mesozoicas con estructuras de vergencia septentrional que usualmente presenta una deformación tectónica muy intensa.  La Zona Surpirenaica es más ancha y está formada por materiales sedimentarios mesozoicos y cenozoicos, distribuidos en varios mantos de cabalgamiento de vergencia meridional. Debido a la complejidad de la zona Surpirenaica en su sector centro-occidental, se diferencian dentro de ella otras dos subunidades:

 Las Sierras Interiores, corresponden a una estrecha y abrupta banda de rocas sedimentarias del Cretácico y del Paleógeno de orientación E-O. Es en este sector donde se localiza el Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido, cuya cumbre más elevada, llamada por los altoaragoneses Punta Tres Sorores o Treserols, constituye la zona montañosa calcárea más alta de Europa (3.355 m).  Las Sierras Exteriores, o Pre-Pirineos del sur, incluyen una sucesión sedimentaria del Mesozoico al Eoceno de ambiente marino flanqueada por sedimentos continentales del Oligoceno. En su límite meridional las Sierras Exteriores cabalgan sobre los sedimentos continentales del Oligoceno-Mioceno de la cuenca del Ebro.

Ambas bandas están separadas por una zona relativamente más deprimida ocupada por sedimentos sinorogénicos de edad Eoceno-Oligoceno (cuencas de Graus Tremp y Jaca-Pamplona). Las relaciones de estos sedimentos con las estructuras tectónicas pueden observarse en numerosas localidades de la Zona Surpirenaica, lo que permite acotar la cronología de la deformación con bastante precisión (Barnolas y Pujalte, 2004). La orogenia que dio lugar a la cordillera Pirenaica se inició por la colisión oblicua de las placas tectónicas Ibérica y Europea. Tras una etapa distensiva de edad Cretácico inferior, relacionada con la apertura del Golfo de Vizcaya, se sucedió un episodio de subsidencia térmica, que junto a una subida generalizada del nivel de mar, dio lugar a una transgresión marina generalizada durante el inicio del Cretácico superior. En este intervalo (Cenomaniense a Santoniense) se depositaron series carbonatadas en ambientes de plataforma somera de forma generalizada en todo el ámbito pirenaico llegando a disponerse en muchos puntos directamente sobre las rocas paleozoicas de la Zona Axial. Los primeros indicios de la colisión de placas y por

7 tanto de la compresión pirenaica, se encuentran a partir del Campaniense evidenciándose por un aumento del contenido terrígeno de las series de plataforma cretácica y de las tasas de subsidencia. La colisión comenzó en el extremo oriental de la cadena y se fue propagando progresivamente hacia el oeste, lo que condicionará la evolución paleogeográfica de la sedimentación sinorogénica.

Fig. 1. Corte geológico a través de los Pirineos centrales (perfil ECORS; Muñoz, 1992)

Fig. 2. Esquema mostrando el contexto geológico general de la excursión (PNOMP: Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido).

Tras un periodo de relativa quietud tectónica durante el Paleoceno, periodo que es el objeto del primer día de la excursión, la compresión se intensificó durante el Eoceno dando lugar a la profundización de la cuenca sinorogénica meridional desarrollándose como un surco turbidítico por el que los sedimentos pirenaicos viajaban hacia el oeste. El emplazamiento contemporáneo de las diversas láminas cabalgantes que forman la denominada Unidad Surpirenaica Central, con rampas laterales oblicuas a la dirección principal de la cadena, dio lugar a la compartimentación de la cuenca surpirenaica en tres subcuencas, en las que predominaba la sedimentación deltaica y turbidítica, pero coexistiendo con ambientes de plataforma carbonatada en el borde sur y con abanicos aluviales siliciclásticos procedentes del norte (Zona Axial). A partir del Bartoniense

(Eoceno medio) la sedimentación, que ya es predominantemente siliciclástica, se produce en ambientes marinos más someros e incluso continentales al tiempo que el depocentro de la cuenca se va desplazando cada vez más al sur. La sedimentación marina pirenaica finalizó en el Priaboniense con el depósito de sales sódicas y potásicas en Cataluña y Pamplona. A partir de ese momento, la sedimentación es continental y endorreica, desplazándose desde la Zona Surpirenaica hacia la Cuenca del Ebro. El glaciarismo Cuaternario en los Pirineos

Las montañas pirenaicas constituyen hoy en día un límite climático destacado. El clima de tipo oceánico, con veranos cálidos pero húmedos, domina en la vertiente norte, mientras que el clima de tipo mediterráneo, con veranos más cálidos y secos, domina en la vertiente sur. Este contraste climático se ve reforzado por las diferencias topográficas entre ambas laderas, más cortas y más empinadas en el lado septentrional que en el meridional. La ubicación en el sur del continente Europeo y la altitud relativamente moderada de las cumbres limitan la presencia actual de glaciares, que se concentran en la porción más alta de la cordillera (Pirineo Central), entre los macizos de Balaitús o Pico Os Moros (3144 m) y el Aneto (3404 m), y son de pequeñas dimensiones, de tipo circo o de pared, estando orientados principalmente al norte. Estos glaciares actuales están sufriendo un retroceso muy rápido, siendo varios los que han desparecido en las últimas décadas. La última glaciación (Weichselian / Würm) erosionó la mayoría de los sedimentos y formas de las glaciaciones previas, de cuyos efectos se conoce muy poco. Estos glaciares tuvieron un carácter diferente en cada sector de la cadena y según su orientación norte o sur. En el Pirineo occidental (Navarra y País Vasco francés o Iparralde), dada la escasa altitud de las cumbres, tan solo existieron pequeños circos, que generalmente están orientados al norte, pero que eran incapaces de generar verdaderas lenguas glaciares de cierta entidad. Los glaciares pleistocenos tuvieron su mayor desarrollo en los Pirineos centrales, dominando la cadena montañosa entre el macizo de la Piedra de San Martín (Navarra) y el de Puig Carlit (Languedoc-Rosellón), pero esta glaciación tuvo un carácter marcadamente asimétrico (Calvet, 2004). Durante el último ciclo glaciar, los glaciares de la vertiente norte eran de mayores dimensiones que los meridionales, pues formaban glaciares de valle con longitudes de entre 50 km (valle de Ossau) y 70 km (alto Garona) y con hasta 1.000 m de espesor de hielo. Estos grandes glaciares septentrionales confluían hacia los valles principales, descendiendo a altitudes comprendidas entre 400 y 550 m de altura y alcanzando así la base de los relieves montañosos principales, para llegar a formar glaciares de lóbulo de piedemonte a la salida de los valles de Ossau (Arudy) y Gave de Pau (Lourdes) (Fig. 3).

Fig. 3. Extensión y alcance de los glaciares Cuaternarios en los Pirineos (fuentes: Calvet, 2004; Barrère et al., 2009)

Los glaciares de la vertiente sur del Pirineo central fueron más pequeños y sus lenguas de valle se extendían alrededor de 20-30 km de longitud, excepto el del Noguera Pallaresa que superaba los 50 km. Los espesores de hielo también eran menores que en los glaciares del norte (entre 500 y 800 m cómo máximo) y descendían hasta cotas más altas, unos 800 m de altitud. Los glaciares meridionales tallaron profundos valles glaciares, tales como los de Ordesa y Pineta (Fig. 4), que también convergían en sus zonas de cabecera formando glaciares de cierta importancia. Así, el glaciar de Ordesa confluía en el Puente de los Navarros con el gran glaciar del valle de Ara, procedente del macizos de Vignemale, y el valle de Pineta confluía en Bielsa con el glaciar de la Barrosa, procedente del macizo de La Munia (Martí Bono y García Ruiz, 1993). Pero los glaciares meridionales finalizaban aguas abajo, sin llegar nunca a formar aparatos de la magnitud de los septentrionales, con la excepción ya mencionada del Noguera Pallaresa. En los Pirineos orientales, al este y sureste de los valles del Segre y del Têt, los macizos montañosos también alcanzan altitudes suficientes como para formar sistemas glaciares durante el Pleistoceno, existiendo numeras huellas de sus acciones entre la Sierra del Cadí (Lérida) y el macizo del Canigó (Rosellón). Pero estos núcleos glaciares estaban separados de los aparatos glaciares de la zona central de la cadena por los profundos valles del Segre y del Têt y quedaban algo aislados unos de los otros, por lo que sus glaciares no llegaban confluir y en muchas ocasiones se reducían a simples glaciares de circo. Los glaciares de valle de mayor tamaño de este sector, que se localizaban alrededor del macizo de Puigmal, no sobrepasaban nunca los 10 km de longitud.

Fig. 4. El cañón de Ordesa o del río Arazas es el ejemplo más conocido de los profundos valles que los glaciares pleistocenos han excavado alrededor del macizo de Monte Perdido. Izquierda: vista del circo de Soaso. Derecha: paredes del Gallinero.

Durante décadas se dio por supuesto que la máxima extensión de los glaciares de las montañas del sur de Europa, como los Pirineos, y el Último Máximo Glacial (LGM) de los grandes casquetes de hielo del norte del continente fueron procesos simultáneos y que ocurrieron por tanto entre 19 a 23 ka, durante el estadio isotópico marino MIS 2. Las primeras dataciones mediante radiocarbono realizadas en los Pirineos en la década de los años 80 ofrecieron sin embargo un panorama bien diferente (Mardones y Jalut, 1983; Vilaplana, 1983). El último máximo glacial local no fue sincrónico al LGM y ocurrió en una fecha mucho más temprana, antes de los 40 ka. Este hecho se atribuyó en principio a posibles efectos de la dureza de las aguas o a errores en las medidas. Las numerosas dataciones posteriores, tanto si se utiliza 14C o se hacen mediante OSL, han confirmado en numerosas localizaciones esa cronología temprana, y que los glaciares pirenaicos alcanzaron su máxima extensión hace unos 60 ka, durante el MIS 4, con reavances posteriores en MIS 3 y MIS 2 (García-Ruiz, et al., 2003; Calvet, 2004; Lewis et al., 2009; Calvet et al., 2011). Posteriormente, se ha visto que esta diacronía entre el LGM y la edad del máximo local en las áreas de montaña es un fenómeno común, tanto en otros macizos montañosos del Mediterráneo (Hughes y Woodward, 2008), como en montañas de otras latitudes (Clark et al., 2009).

El Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido

El Macizo de Monte Perdido fue explorado por el geólogo y botánico francés Louis François Ramond, barón de Carbonnières (1755 - 1827), que ascendió a su cumbre en 1802. Sin embargo, las maravillas de este macizo pirenaico siguieron siendo conocidas solamente por unos pocos cazadores, pioneros del montañismo y por la población local. A finales del siglo XIX algunos personajes tales como el escritor, fotógrafo y pireneísta francés Lucien Henri César Briet (1860 - 1921) o el ingeniero de minas, paleontólogo y ensayista político español Lucas Mallada (1841 - 1921) dan a conocer de manera más amplia el valle de Ordesa y el macizo calcáreo de Monte Perdido. El Valle de Ordesa o del río Ara fue declarado Parque Nacional mediante un Real Decreto el 16 de agosto de 1918, al amparo de la primera ley de parques nacionales promulgada en 1916. Entre los motivos de su declaración estaba complementar el primer parque nacional de montaña, declarado pocos días antes en Picos de Europa (denominado entonces de la Montaña de Covadonga), con otro parque nacional que representase un valle e montaña. Pero el trasfondo principal de la declaración era en realidad la protección del bucardo pirenaico (Capra pyrenaica pyrenaica, Schinz, 1838). El bucardo pirenaico es una subespecie extinta de la cabra montés o íbice ibérico, pero de pelo más largo (especialmente en invierno), cornamenta de base más ancha y cuyos ejemplares adultos doblan casi en tamaño y peso a los de las otras subespecies de cabra montés ibérica, tales como el íbice español del sureste o íbice de Beceite (C. pyrenaica hispanica) y la cabra montés de Gredos (C. pyrenaica victoriae). La vistosidad del bucardo fue su perdición como subespecie, pues desde mediados del siglo XIX se convirtió en unas de las piezas cinegéticas más valoradas y perseguidas por los cazadores de toda Europa. A finales del siglo ya se daba como extinguida, pero se localizaron algunos ejemplares que habían sobrevivido en Ordesa, por lo que se prohibió su caza en 1913 y se declaró el Parque Nacional en 1918. Como consecuencia de la fuerte endogamia y problemas hereditarios de inmunidad, el censo de 1989 contabilizó tan solo entre 11 y 15 ejemplares vivos. A partir de entonces, se realizaron todo tipo de esfuerzos para evitar su inminente extinción, incluyendo la reproducción asistida y la hibridación con ejemplares de la subespecies C. pyrenaica hispanica. En 1999 tan solo quedaba un ejemplar de hembra, llamado “Laña”, que fue capturado para cultivar y conservar células vivas, de cara a su posible clonación, que no fue viable. El último ejemplar de bucardo fue liberado poco después en Ordesa y sucumbió en el año 2000 (está naturalizado en el nuevo centro de interpretación del Parque Nacional, en Torla). La belleza de los paisajes y la singularidad del entorno de Ordesa propiciaron su reclasificación y ampliación del Parque en 1982 (Fig. 5), pasando de una superficie inicial de tan solo 2.200 ha a ocupar 15.608 ha. Dicha ampliación se amparó en la necesaria de adaptar el Parque Nacional a los requisitos de la nueva Ley 15/1975, de 2 de mayo, de espacios naturales protegidos, que determinaba que la declaración de los parques nacionales debía ser por ley, y no por decreto. Pero el detonante principal de la ampliación y reclasificación fue el movimiento social surgido en oposición a la construcción de una presa en el contiguo valle de Añisclo, tan bello y bien conservado como el de Ordesa, pero menos conocido y accesible, y que lo hubiese inundado. El macizo de Monte Perdido, considerado el macizo calcáreo más alto de Europa quedo incluido en el Parque Nacional, así como los cañones de Añisclo y Escuaín, y la cabecera del valle de Pineta. El Parque Nacional fue renombrado como Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido y recibe de media 600.000 visitantes cada año. La excelentemente bien expuesta sucesión estratigráfica, la compleja estructura tectónica, la morfologías kársticas y los profundos valles y cañones de origen glaciar son los aspectos geológicos más llamativos de este Parque Nacional (Fig. 6). Las altas mesetas rocosas de caliza desnuda contrastan con los valles de bosques frondosos y con las numerosas cascadas. El Parque conserva una flora y fauna única, con numerosos endemismos, e incluye algunos de los mejores ejemplos de ecosistemas pirenaicos, por lo que desde 1977 pertenece a la Reserva de la Biosfera Ordesa - Viñamala UNESCO. Además, en este sector del Pirineo se conserva una importante cultura rural, con paisajes humanizados y tradiciones ancestrales, por lo que los parques nacionales de Ordesa y Monte Perdido y el de Pirineos (Francia) se incluyeron en 1997 en la Lista del Patrimonio Mundial de la UNESCO, como el sitio Pirineos - Monte Perdido, para resaltar tanto los valores naturales como los culturales, y de carácter transfronterizo. Debido a la importancia de su patrimonio geológico, forma también parte del Geoparque Sobrarbe-Pirineos, dentro de la red mundial de geoparques de la UNESCO.

Ésta triple condición de contener las tres figuras de la UNESCO: Patrimonio Mundial, Reserva de la Biosfera y Geoparque, solo es compartida en el mundo con el Parque Nacional de Hallasan, un volcán en escudo en la isla de Jeju (Corea del Sur), que también goza de esa triple corona.

Más información en: http://www.aragon.es/DepartamentosOrganismosPublicos/Departamentos/DesarrolloRuralSostenibilidad/AreasTemati cas/MA_RedNaturalAragon/RedEspaciosNaturalesProtegidos/ci.PARQUE_NACIONAL_ORDESA_MONTE_PERDIDO.detall eDepartamento?channelSelected=ac4890292fb3a210VgnVCM100000450a15acRCRD https://www.mapama.gob.es/es/red-parques-nacionales/nuestros-parques/ordesa/

Fig. 5. Mapa del Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido (Fuente: Ministerio de Agricultura, Pesca y Alimentación - Ministerio para la Transición Ecológica).

El Geoparque Mundial UNESCO de Sobrarbe-Pirineos

Los Geoparques Mundiales de la UNESCO son áreas geográficamente unitarias y unificadas donde los lugares y paisajes de importancia geológica internacional se gestionan con un concepto holístico de protección, educación y desarrollo sostenible. Su enfoque, que es ascendente, combina la conservación con el desarrollo sostenible e involucrando a la comunidad local, y cada vez es más popular. En la actualidad, hay 140 Geoparques Mundiales de la UNESCO en 38 países. Aunque el trabajo de UNESCO con los geoparques comenzó algo antes, fue en el año 2004 cuando 17 geoparques europeos y 8 chinos se reunieron al amparo de UNESCO para formar la Red Global de Geoparques. El 17 de noviembre de 2015, los Estados Miembros de UNESCO ratificaron la creación de una nueva etiqueta, los Geoparques Mundiales de la UNESCO. En la actualidad existen Geoparques de la red Mundial, o territorios candidatos para serlo, en todos los continentes. España es el segundo país del mundo en número de Geoparques Mundiales de la UNESCO, cuenta actualmente con 12 Geoparques, cifra que solamente es superada por China, con 37 Geoparque.

El Geoparque Mundial UNESCO de Sobrarbe-Pirineos comprende todo el territorio de la región de Sobrarbe (Huesca), en la vertiente sur de los Pirineos e ingreso en el año 2006 en la Red Europea de Geoparques y a la Red Global de Geoparques de la UNESCO. Con 2.202 km² de superficie, el contexto geográfico es muy variado, con una altitud mínima de 475 m (embalse de Grado, río Cinca) y máxima de 3375 m (cumbre de Posets o Llardana), por lo que la vegetación y el clima que abarcan desde condiciones típicamente mediterráneas hasta de alta montaña.

Fig. 6. Mapa geológico del Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido (Fuente: Guía geológica del Parque Nacional de Ordesa y Monte Pedido; IGME-OAPN; Robador, A., Carcavilla, L. y Samsó, J. M.; 2013).

El Geoparque Mundial UNESCO de Sobrarbe-Pirineos tiene también una diversidad geológica o geodiversidad muy alta, pues incluye extensas áreas localizadas en la Zona Axial de los Pirineos, en las Sierras Interiores, que forman el macizo calcáreo más elevado de Europa (Monte Perdido), y también en las Sierra Exteriores. Incluye así rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias que abarcan desde el Cámbrico al Cuaternario, y que muestran estructuras tectónicas resultantes de las orogénias Varisca y Pirenaica. El relieve es resultado de procesos morfogenéticos glaciales, periglaciales, kársticos, fluviales y de movimientos en masa.

Más información en: http://www.geoparquepirineos.com/

Bibliografía Barrère, P., Calvet, M., Courbouleix, S., Gil Peña, I., Martin Alfageme, S. 2009. Mapa Geológico del Cuaternario de los Pirineos a escala 1:400.000. BRGM – IGME - CGMW, Orleans - Madrid, 1 mapa. Barnolas, A. y Pujalte, V. (editores) (2004). La Cordillera Pirenaica. En: Geología de España (Ed.: J. A. Vera). Sociedad Geológica de España – Instituto Geológico y Minero de España, 233-343. Calvet, M. 2004. The Quaternary glaciation of the Pyrenees. In: Elhers, J., Gibbard, P. (Eds.) Quaternary Glaciations— Extent and Chronology, Part I: Europe. Elsevier, Amsterdam, 119–128. Calvet, M., Delmas, M., Gunnell, Y., Braucher, R., Bourlès, D. 2011. Recent Advances in Research on Quaternary Glaciations in the Pyrenees. In: Ehlers, J., Gibbard, P.L, Hughes, P. (eds.) Quaternary Glaciations - Extent and Chronology: A Closer Look. Developments in Quaternary Science, 15, 127-139. Clark, P.U., Dyke, A.S., Shakun, J.D., Carlson, A.E., Clark, J., Wohlfarth, B., Mitrovika, J.X., Hosterler, S.W., McCabe, A.M. 2009, The last glacial maximum. Science, 325, 710-714. García-Ruiz, J.M., Valero-Garcés, B.L., Martí-Bono, C., González-Sampériz, P. 2003. Asynchroneity of maximum glacier advances in the Central Spanish Pyrenees. Journal of Quaternary Science, 18, 61-72. Hughes, P.D., Woodward, J.C. 2008. Timing of glaciation in the Mediterranean mountains during the last cold stage. Journal of Quaternary Science, 23 (6-7), 575-588. Lewis, C.J., Mcdonald, E.V., Sancho, C., Peña, J.L., Rhodes, E.J. 2009. Climatic implications of correlated Upper Pleistocene glacial and fluvial deposits on the Cinca and Gállego Rivers (NE Spain) based on OSL dating and soil stratigraphy. Global and Planetary Change, 67: 141-152. Mardones, M., Jalut, G. (1983). La Tourbière de Biscaye (Alt. 409 m, Hautes Pyrénés): Approche paléoécologique des 45,000 dernières années. Pollen et Spores, 25, 163-212. Martí Bono, C., García Ruiz, J.M. 1993. La extensión del glaciarismo cuaternario en el Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido. Geographicalia, 30, 271-282. Muñoz, J.A. 1992. Evolution of a continental collision belt: ECORS-Pyrenees crustal balanced cross-section. En: McClay, K.R. (ed.) Thrust tectonics. Chapman and Hall ed., 235-246. Robador Moreno, A., Carcavilla Urqui, L., Samsó Escolá, J.M. 2013. Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido - Guía geológica. IGME–OAPN–Everest, Madrid, 215 pp. Vilaplana, J.M. (1983). Quaternary glacial geology of Alta Ribagorçana Basin (Central Pyrenees). Acta Geológica Hispánica, 18, 217-233.

Primer día: evento hipertermal del límite Paleoceno – Eoceno (PETM)

Alejandro Robador (IGME), Victoriano Pujalte (UPV/EHU), Aitor Payros (UPV/EHU) y Josep Maria Samsó

El Paleoceno de la Cordillera Pirenaica

El Maastrichtiense superior, Paleoceno e Ilerdiense inferior constituyen un ciclo sedimentario que está especialmente bien representado en el ámbito pirenaico. Se trata de una sucesión sedimentaria de hasta 500 m de espesor, representativa de una amplia gama de ambientes, desde continentales a marinos profundos. Sus afloramientos son numerosos en ambas vertientes del Pirineo y en la Cuenca Vasco- Cantábrica, y su análisis y cartografía de facies permiten realizar una reconstrucción paleogeográfica precisa del conjunto de la Cordillera (Fig. 7).

Fig. 7.- Reconstrucción paleogeográfica de la Cordillera Pirenaica para el Paleoceno superior (60 Ma). En este momento la compresión alpina había comenzado a formar los relieves del Pirineo oriental (Proto-Pirineos), mientras que en las áreas occidentales persistía una cuenca pelágica.

La sucesión se depositó en una etapa de calma tectónica relativa, previa a la fase orogénica principal (Puigdefàbregas y Souquet, 1986; Vergés, 1993; Baceta, 1996; Pujalte et al., 2000; Muñoz, 2002). El intervalo está caracterizado además por una tendencia general transgresiva, que sumada a la calma tectónica y a un régimen climático predominantemente cálido y semiárido (Medus y Colombo, 1991; Schmitz y Pujalte, 2003), determinaron una reducción sustancial en los aportes siliciclásticos desde las áreas emergidas circundantes y favorecieron el desarrollo de un extenso sistema de plataformas carbonatadas marino someras durante el Paleoceno e Ilerdiense inferior. Dichas plataformas alcanzaron anchuras superiores a 50 km y, en varios momentos, desarrollaron márgenes bioconstruidos (arrecifes coralgales), que coexistían con acumulaciones bioclásticas de bajío (shoal) y, hacia costa, con lagunas protegidas (lagoons), sistemas de playa carbonatada y amplias llanuras de mareas. Las mejores áreas para observar hoy estas plataformas son las Sierras Interiores de la Zona Surpirenaica (noreste de Navarra y norte de Huesca) y las Sierras de Urbasa y

Andia (centro-oeste de Navarra), donde es posible elaborar reconstrucciones razonablemente completas de las mismas y donde además se ha preservado su transición a cuenca profunda (margen y talud).

Los carbonatos de las citadas plataformas, y los infrayacentes del Maastrichtiense superior, se intercalaban hacia el continente con depósitos continentales o transicionales, clásicamente referidos como Garum o “facies Garumniense“ (Leymerie, 1863; Rosell et al., 2001), y ahora englobados formalmente en el Grupo Tremp (Cuevas, 1992). El Gp Tremp es una unidad de carácter heterolítico, mayoritariamente constituida por depósitos aluviales (lutitas, areniscas y conglomerados), pero con intercalaciones lacustre/palustres (sobre todo carbonatos, pero también carbones y yesos) y de ambientes litorales.

Los sistemas de plataforma carbonatada del Paleoceno e Ilerdiense inferior evolucionaban hacia mar abierto a zonas de talud, cuya posición permaneció esencialmente estable durante todo el intervalo. En dichos taludes se pueden reconocer una zona de talud superior, de carácter esencialmente erosional y por ello caracterizada por un registro sedimentario discontinuo, y una zona de talud inferior o pie de talud, definida por importantes acumulaciones de brechas, conglomerados y turbiditas carbonatadas (base of slope apron), claramente resedimentadas de las plataformas circundantes. En conjunto, las zonas de talud delimitaban una cuenca profunda central (Cuenca Vasca), cuyos depósitos se han preservado principalmente en el Arco Vasco (Vizcaya y Guipúzcoa) y en la Zona Norpirenaica. En la Cuenca Vasca la sedimentación durante el intervalo Maastrichtiense-Paleoceno-Ilerdiense inferior fue predominantemente de tipo hemipelágico, reflejada en sucesiones alternantes de calizas, margocalizas y margas de gran persistencia lateral. Dentro de este sistema sedimentario se localiza la sección de Zumaia que ha sido objeto de intensos estudios bio-, magneto- y cicloestratigráficos que la han convertido en una sección de referencia mundial para el intervalo, que alberga los GSSP del Daniense-Selandiense y Selandiense-Thanetiense (Schmitz et al, 2011).

La prueba más evidente de la tendencia transgresiva del Maastrichtiense superior a Ilerdiense inferior es la expansión progresiva de las sucesivas plataformas carbonatadas del intervalo, que se refleja tanto en reconstrucciones paleogeográficas como en la estratigrafía sintética del norte de Lérida y Huesca. Esta transgresión, sin embargo, fue intermitente, jalonada al menos por 7 episodios regresivos causados por descensos más o menos pronunciados del nivel marino (Baceta, 1996; Pujalte et al., 2000, Robador, 2005). Tales episodios son más evidentes en las sucesiones de plataforma, donde están registrados por discontinuidades que llevan asociados hiatos, rasgos erosivos y karstificaciones de diferente escala y magnitud.

Estas 7 discontinuidades han permitido la definición de 7 secuencias deposicionales de tercer orden (sensu Vail et al., 1977), codificadas de acuerdo a su posición cronoestratigráfica (Baceta, 1996; Pujalte et al., 1998b, 2000; Robador, 2005). La figura 8 muestra la posición cronoestratigráfica y arquitectura interna de dichas secuencias en tres sectores bien conocidos de la Cordillera Pirenaica: la Cuenca de Tremp-Graus como ejemplo representativo de una franja litoral; las Sierras Interiores aragonesas, como modelo de las zonas de plataforma y talud; y la parte norte del Arco Vasco para tipificar la cuenca profunda. La calibración temporal de las secuencias está basada en foraminíferos planctónicos y nannofósiles calcáreos (Orue-Etxebarria, 1983; Bernaola, 2002, respectivamente) y estudios magnetoestratigráficos y cicloestratigráficos de alta resolución (Pujalte et al., 1995; Dinarès-Turell et al., 2002, 2003), tomando como referencia el marco crono- bioestratigráfico estándar de Berggren et al. (1995). Para las sucesiones de plataforma se ha aplicado además la biozonación de macroforaminíferos (Shallow Bentic Zones, SBZ) de Serra-Kiel et al. (1998).

Fig. 8.- Marco bio-y cronoestratigráfico de las sucesiones paleocenas del Pirineo sur-occidental, incluyendo las secuencias deposicionales y principales asociaciones de facies. Modificado de Baceta et al., 2004

Resumen de la evolución sedimentaria del intervalo Maastrichtiense superior a Ilerdiense inferior

Maastrichtiense superior.- El comienzo de la transgresión generalizada que caracteriza el intervalo fue diacrónico, probablemente debido a la mayor intensidad y persistencia de los movimientos compresivos finicretácicos en las partes oriental y central de la Cordillera Pirenaica. En efecto, en estas zonas la regresión finicretácica duró hasta el final del Maastrichtiense, como lo demuestra el carácter progradante de las series litorales y deltaicas de las Fms Arenisca de Arén y Arenisca de Marboré, no registrándose el cambio de tendencia hasta comienzos del Paleoceno, con el desarrollo de la primera plataforma carbonatada. Sin embargo, en la Cuenca Vasco-Cantábrica la transgresión comenzó en el Maastrichtiense superior, con el depósito expansivo de sucesiones marino-someras, en dispositivo retrogradante y discordante sobre sucesiones fluvio-deltaicas regresivas previas (Baceta, 1996; Baceta et al., 1999). Asimismo, en la zona profunda (Cuenca Vasca) el cambio de condiciones regresivas a transgresivas tuvo lugar a comienzos del Maastrichtiense superior, reflejado en un fuerte descenso de la tasa de sedimentación y una disminución marcada de aportes turbidíticos siliciclásticos (Mount y Ward, 1986; Baceta, 1996).

Límite Cretácico-Terciario (K/T).-Por acuerdo internacional, este límite se ha hecho coincidir con el evento catastrófico causante de una de las principales crisis biológicas del Fanerozoico, atribuido por una gran mayoría de autores a un impacto meteorítico en la Península de Yucatán, México (Alvarez et al., 1980; Smit, 1990; Smit et al., 1992). En la Cuenca Vasca este evento ha quedado registrado por un nivel centimétrico de arcilla rica en Iridio, reconocible en numerosas secciones (Lamolda et al., 1988; Apellaniz et al. 1997; Apellaniz, 1998; Arenillas et al., 1998; Arz et al., 1999). Por el contrario, en zonas marino someras y continentales el nivel enriquecido en Iridio no ha sido reconocido hasta la fecha, probablemente porque en estas zonas el límite K/T coincide con una discontinuidad.

Daniense.- Durante este piso la tendencia transgresiva iniciada en el Maastrichtiense superior se generalizó a toda la Cordillera Pirenaica, aunque interrumpida por dos episodios regresivos que subdividen la sucesión en tres secuencias deposicionales (Ma-Da, Da-1 y Da-2). En zonas marino someras el Daniense se caracterizó por el desarrollo de plataformas carbonatadas subtropicales, que verticalmente exhiben una clara tendencia de recuperación de las construcciones arrecifales tras la crisis biológica del límite K/T, culminando con el complejo arrecifal de la Fm Abaurrea (Robador, 2005). En la Cuenca Vasca está representado predominantemente por calizas hemipelágicas (Fm Calizas del Danés), que muestran una clara ciclicidad de tipo Milankowitch (ten Kate y Sprenger, 1992; Pujalte et al., 1998b; Dinarès-Turell et al., 2003) y denotan condiciones de desabastecimiento de terrígenos en la cuenca.

Selandiense.- El final del Daniense está marcado en la Cordillera Pirenaica por una caída del nivel marino muy importante, tanto por su magnitud como por su duración, conocida como discontinuidad del Paleoceno medio, MPU (Robador et al., 1991), ver Fig. 9.El descenso relativo del nivel marino se ha estimado en unos 80 metros y, según dataciones de nannoplancton calcáreo (Bernaola, 2002), se prolongó durante las biozonas de nannofósiles calcáreos NP5 y NP6 (y quizás NP7), un intervalo de más de 2 Ma. Sus efectos son perceptibles incluso en zonas continentales por el desarrollo del horizonte (u horizontes) pedogénico de Colmenar-Tremp (Eichenseer, 1987; Luterbacher et al., 1991), aunque son mucho más evidentes en las plataformas carbonatadas (procesos extensivos de karstificación profunda en interfases meteórico-marinas, van der Hurk, 1990; Baceta et al., 2001), taludes (desplomes gravitacionales y erosiones de gran escala, Robador et al., 1991; Pujalte et al., 1993; Baceta, 1996) y cuenca profunda (incremento brusco de los aportes

19 siliciclásticos y ensanchamiento considerable del canal de Orio, Baceta et al., 1991; Baceta, 1996). La recuperación del nivel marino comenzó hacia el límite NP5/NP6, con el desarrollo de rampas carbonatadas en zonas localizadas del talud superior que, como hecho significativo, contienen los primeros alveolínidos y nummulítidos del Paleógeno (Baceta, 1996; Baceta et al., 2003b).

Thanetiense.- Un claro reforzamiento de la tendencia transgresiva hacia el tiempo representado por las biozonas NP7 ó NP8 causó la re-inundación de las áreas someras, con desarrollo de importantes plataformas carbonatadas y un desplazamiento de la línea de costa hacia el continente que, en la Cuenca de Tremp- Graus rondó los 12 km (Luterbacher et al., 1991; Serra-Kiel et al., 1994). La transgresión fue interrumpida por un episodio regresivo que divide la sucesión en dos secuencias deposicionales (Th-1 y Th-2), caracterizadas en zonas someras por rampas carbonatadas o mixtas tipificadas por depósitos bioclásticos de tipo foramol, con abundantes macroforaminíferos y, localmente, arrecifes coralgales. En la Cuenca Vasca el desarrollo de dichas rampas se reflejó en el retorno a una sucesión predominantemente hemipelágica, aunque con un contenido en margas y turbiditas claramente superior a los de la Fm Calizas del Danés.

Límite Paleoceno-Eoceno.- La Subcomisión Internacional de Estratigrafía del Paleógeno ha situado (Luterbacher et al., 2000) el límite Paleoceno/Eoceno al comienzo de una importante excursión negativa (de -3 ‰ a -6 ‰) de isótopos de carbono (δ 13C), reconocible tanto en sucesiones marinas como continentales. Una de las hipótesis más aceptadas para explicar dicha excursión propone una emisión masiva de gas metano a la atmósfera (Dickens et al., 1997), que se oxidaría rápidamente a CO2 produciendo un breve (≈ 200.000 años) pero intenso calentamiento global conocido como Máximo Térmico del Límite Paleoceno- Eoceno (PETM). Alternativamente, se ha propuesto que el calentamiento fue inducido por el impacto de un cometa (Kent et al., 2003). Independientemente de su origen, es claro que el PETM forzó a su vez importantes cambios en la biosfera, reconocibles en organismos tan diversos como los mamíferos continentales (Clyde y Gingerich, 1998) o los foraminíferos bentónicos de mar profundo (Thomas, 1990, 1998). La Cordillera Pirenaica se ha revelado como un área potencialmente importante para el estudio de las causas y efectos del PETM. Este evento se ha reconocido y caracterizado en secciones de pie de talud y cuenca de la Cuenca Vasco-Cantábrica (Orue-Etxebarria et al., 1996; Schmitz et al., 1997, 2001), de plataforma (Pujalte et al., 2003, 2016, Robador et al., 2009), e incluso continentales (Schmitz y Pujalte, 2003). Se ha podido demostrar que la excursión isotópica del PETM coincidió con el comienzo del Ilerdiense (Orue-Etxebarría et al., 2001; Pujalte et al., 2003; Schmitz y Pujalte, 2003), proponiendo la redefinición de los límites de este intervalo estratigráfico (Pujalte et al., 2008), y por tanto que quizás causó, o al menos influyó, en la importante diversificación de los macroforaminíferos bentónicos utilizada para definir la base de este piso, principalmente evidenciada por un aumento brusco en la diversidad específica de géneros tan representativos como Nummulites, Alveolina y Assilina (Hottinger, 1960; Hottinger y Schaub, 1960; Schaub, 1981).

Ilerdiense inferior.- La transgresión generalizada iniciada a finales del Cretácico - principios del Terciario culminó en el Ilerdiense inferior con la reinstauración de condiciones marino someras sobre amplias zonas del Pirineo oriental emergidas desde el Campaniense superior. El máximo transgresivo se alcanzó a comienzos del Eoceno (Ilerdiense inferior), y en zonas someras dio lugar al depósito de la unidad “Calizas de Alveolina“, bien conocida en la Cordillera Pirenaica (Ríos et al., 1943; Plaziat, 1981; Montes et al., 1989; Rossi, 1993; Serra-Kiel et al., 1994; Tosquella y Samsó, 1998). La reanudación de condiciones tectónicas compresivas, notablemente a partir del Ilerdiense medio, conllevó la reducción y eventual destrucción de este sistema de plataformas (Eichenseer, 1987; Vergés, 1993; Muñoz, 2002; Payros et al., 2000).

Fig. 9.- Sección reconstruida del intervalo estratigráfico Maastrichtiense superior-Ilerdiense inferior del pirineo sur-occidental con datum en el techo del Ilerdiense inferior. Para mayor claridad se han simplificado las facies deposicionales y reducido las diferencias de potencia entre las diferentes secciones. Pujalte et al. (2006).

La estructura geológica del Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido

El Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido, como ya se ha mencionado, se encuentra emplazado en un sector clave para la comprensión de la constitución geológica de los Pirineos. El extraordinario relieve del Parque, que alcanza unos 2200 m entre el fondo del circo de Gavarnie y la cima del Monte Perdido, junto a la inclinación general de las rocas hacia el sur, permite observar a gran escala la estructura tectónica de los Pirineos meridionales, constituida por un conjunto de cabalgamientos apilados con importantes desplazamientos horizontales.

La estructura geológica de este sector del Pirineo se encuentra constituida por varias unidades tectónicas de vergencia meridional con desplazamientos kilométricos que producen varias repeticiones de la serie estratigráfica. Estos mantos se emplazaron en una secuencia de bloque inferior (piggy-back), es decir, los cabalgamientos inferiores del sistema fueron los últimos en moverse deformando a las unidades previamente emplazadas, lo que permite reconstruir la secuencia de emplazamiento (Figs. 10 y 11).

La estructura más importante de este sector pirenaico es la unidad de Gavarnie. La superficie de cabalgamiento inferior de este manto es el denominado cabalgamiento de Gavarnie, descrito originalmente por Bresson (1903) que forma una ventana tectónica en el valle francés del mismo nombre situado al norte del parque. Esta superficie aflora también más al este formando otra ventana en el valle de La Larri donde la podremos reconocer en esta excursión y en el valle de La Barrosa circundando los afloramientos del Granito de Bielsa y su cobertera mesozoica. La unidad de Gavarnie incluye una gran extensión de afloramientos de

21 rocas paleozoicas de las que únicamente su sector más meridional se encuentra en el área de estudio; en esta zona se encuentran recubiertos de forma discordante por una serie calcárea del Cretácico superior.

Fig. 10.- Distribución de las principales unidades estructurales reconocibles en el Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido. Robador et al. (2013).

El autóctono relativo de la unidad de Gavarnie, sólo visible en las ventanas tectónicas del parque, es la unidad de Bielsa-Guara, cuyo cabalgamiento basal no aflora en este sector y lo hace únicamente en la emergencia meridional del frente de cabalgamiento pirenaico sobre la cuenca del Ebro. El emplazamiento del manto de Bielsa-Guara es el principal responsable del plegamiento y volcado hacia el sur de la unidad de Gavarnie que la hace hoy día observable.

Sobre la Unidad de Gavarnie se dispone otra gran unidad tectónica correspondiente a la Unidad del Monte Perdido. Su cabalgamiento basal puede observarse en la entrada al valle de Ordesa desde Torla donde se reconoce por la superposición de calizas del Coniaciense sobre los depósitos del Paleoceno inferior. Esta es la unidad que contiene todos los afloramientos que dan su carácter peculiar al parque y la casi totalidad de las sucesiones del Paleoceno y Eoceno inferior. La estructura de la Unidad de Monte Perdido está constituida en su parte baja por un gran pliegue anticlinal de amplio radio sobre el que está excavado el valle de Ordesa y un conjunto imbricado de pequeños cabalgamientos y pliegues asociados superpuestos sobre él (Monte Perdido stack), que constituyen el apilamiento del Monte Perdido. Hacia el este la estructura de la unidad de Monte Perdido está dominada por la gran estructura anticlinal en cuyo núcleo se localiza el cañón de Añisclo.

Finalmente, y de forma marginal en los sectores más orientales del parque se superpone sobre esta última unidad la Unidad de Peña Montañesa. Este manto forma parte del conjunto de la Unidad Surpirenaica Central, compuestas únicamente por materiales meso- y cenozoicos, entre las que se encuentran las primeras unidades en emplazarse, ya a finales del Cretácico superior.

Fig. 11.- Corte geológico del parque Nacional en la transversal del Monte Perdido. Robador et al. (2013)

La sucesión del Maastrichtiense superior al Eoceno del Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido

Las sucesiones del Maastrichtiense superior, Paleoceno e Ilerdiense inferior afloran de forma extensa a lo largo de todas las Sierras Interiores Pirenaicas, pero donde sin duda se encuentran mejor expuestas es el área del parque nacional. En este sector fueron levantadas a alturas de hasta 3348 m por los cabalgamientos de la Unidad de Monte Perdido y fuertemente disectadas por la acción glaciar cuaternaria dando lugar a dos estrechos valles: el del rio Arazas o valle de Ordesa de orientación E-O y el cañón de Añisclo de dirección N-S excavados sobre una gran estructura anticlinal (Figs. 6 y 11). Los márgenes de ambos valles forman abruptos acantilados cortando estos materiales, que debido a su posición estructural aparecen como horizontales o con muy bajo afloramiento a lo largo de varios kilómetros. La polaridad sedimentaria de los sistemas sedimentarios paleocenos en este sector pirenaico es aproximadamente N-S, por lo que los valles de Ordesa y Añisclo representan secciones lateralmente continuas de forma paralela y ortogonal a los sistemas deposicionales, respectivamente, lo que permite una reconstrucción sedimentológica detallada de este intervalo. En la parte más septentrional estos depósitos se encuentran repetidamente superpuestos por varias pequeñas unidades cabalgantes formando el apilamiento del Monte Perdido (Fig. 11). Estas escamas tienen una vergencia meridional y se emplazaron en una secuencia de bloque inferior (piggy-back), por lo que las unidades situadas en la parte más alta del edificio corresponden a las que se encontraban originalmente situadas más al norte y por tanto en áreas más distales del sistema sedimentario.

La sucesión estratigráfica visible en las paredes de los valles de Ordesa y Añisclo está compuesta por las siguientes unidades estratigráficas:

La Arenisca de Marboré (Maastrichtiense medio-superior) definida por Souquet (1967) está compuesta por areniscas líticas y cuarcíticas, con algunas pasadas de conglomerados de pequeños cantos cuarcíticos en su base. En su mitad inferior son normalmente poco fosilíferas, mientras que en su parte superior se encuentran niveles muy ricos en Orbitoides que permiten caracterizar el Maastrichtiense medio y superior. Destaca en su parte central un nivel compuesto por varias capas de calizas arenosas bioclásticas, entre las que destaca la abundancia de fósiles de esponjas silíceas al norte y de nódulos de silex al sur. Esta capa guía ha sido individualizada en el mapa con el nombre de capa de Calcilarruego, puesto que el mirador del mismo

23 nombre se asienta sobre ella. Su cartografía ha sido clave para situar la continuación de los planos de cabalgamiento en la parte norte del mapa, en las caras umbrias de Mondaruego, Taillon, Gavarnie, Aztazus y Pineta.

Las unidades del Paleoceno y Eoceno Inferior constituyen los niveles que dan una mayor espectacularidad al paisaje del Parque Nacional, ya que corresponden al conjunto de calizas de colores claros que forman las paredes superiores de los valles de Ordesa y Añisclo y constituyen asimismo las alineaciones de crestas del Monte Perdido y su prolongación oriental en las Zucas. Estas sucesiones representan los depósitos de plataformas carbonatadas someras depositadas durante un periodo relativo de tranquilidad tectónica. Esta circunstancia ha favorecido su análisis secuencial y una detallada división en unidades litoestratigráficas (Robador, 2005). De este modo se distinguen dos grandes conjuntos: Fm Salarons (Van de Velde, 1967) y Grupo Gallinera (Robador, 2005) separados por una superficie de discontinuidad de importancia regional conocida en todo el ámbito pirenaico como “Discontinuidad del Paleoceno medio” (MPU).

La Formación Salarons, de edad Daniense, representa el registro de un importante evento transgresivo. Está compuesta por dolomías de colores blancos que debido a su fácil erosionabilidad forma una característica banda de color blanco y pendiente comparativamente menos acusada que destaca en las paredes del valle de Ordesa. Incluye dos secuencias deposicionales: Da-1 y Da-2. La inferior está formada por dolomías sacaroideas de carácter secundario en las que se observan diversos fantasmas de fósiles, que atestiguan su origen como depósitos de barras bioclásticas en un ambiente de plataforma carbonatada marina muy somero. La secuencia Da-2 está compuesta mayoritariamente por dolomicritas de colores blanquecinos que se interpretan como depósitos en zonas intermareales dentro de un amplio sistema de lagoon desarrollado tras las barreras arrecifales que jalonan el margen de la plataforma.

Sobre la Fm Salarons se dispone el Grupo Gallinera mediante una superficie de discontinuidad con evidencias de exposición subaérea y rasgos erosivos que corresponde a la MPU (Fig. 12). Esta unidad puede subdividirse en dos conjuntos uno thanetiense y otro ilerdiense gracias la presencia en su parte superior de un nivel constituido por margas con abundantísimos nummulites que, debido a su menor resistencia a la erosión forma una faja blanda conocida como “Faja de las Flores” que representa la base del Eoceno.

El conjunto thanetiense puede dividirse a su vez en dos formaciones que coinciden con dos secuencias deposicionales ya que sus límites son superficies de discontinuidad sedimentaria (Fig. 12). La unidad inferior o Fm Mondaruego (seq. Th-1) está representada por un tramo inferior transgresivo compuesto por calizas arenosas y un conjunto superior de calizas bioconstruidas de textura bindstone formadas por un armazón de algas corallináceas (Lithothamnion sp., Sporolithon sp. y Polystrata alba), acompañadas de algas dasicladáceas, siempre de forma muy minoritaria, y corales. Estas facies corresponden a depósitos de la parte inferior de la zona fótica y evolucionan hacia arriba a sedimentos de facies más someras compuestos por calizas bioclásticas y calizas micríticas con miliólidos, Fallotela alavensis y Glomaveolina primaeva que caracterizan ambientes de plataforma interna protegida. La Fm San Úrbez (seq. Th-2) tiene un carácter muy distintivo que la individualiza del resto de la sucesión. es una delgada unidad compuesta por calizas muy arenosas con abundantes estructuras sedimentarias: estratificación cruzada planar y de surco y laminación convoluta. Estos son además niveles muy fosilíferos que incluyen abundantes macroforaminíferos característicos de ambientes de plataforma externa como Assilina azilensis, Assilina yvettae and Nummulites catari. Todas estas características confieren a la seq Th-2 un fuerte carácter transgresivo en un ambiente de rampa mixta terrígeno-carbonatada.

En el valle de Ordesa la base del conjunto ilerdiense se sitúa en un abrupto cambio de facies entre las calizas arenosas de del techo de la seq. Th-2 y las margas fosilíferas (banda de Nummulites) que caracterizan la base (tramo a, Fig. 12) de la Fm La Pardina (seq. Il-1) en este sector (Fig 13). Este tramo, conocido por los excursionistas como "Faja de las Flores" está compuesto por margas de color gris oscuro con un espesor máximo de 5 m que presenta una asociación fosilífera muy poco diversa dominada por únicamente una especie de Nummulites lenticular que ha sido determinado como Nummulites aff. minervensis por J. Tosquella. Es en este intervalo donde se sitúa el evento hipertermal del PETM que se discutirá ampliamente con posterioridad. Por encima de él y estrechamente asociado con este nivel aflora en muchos sectores del Parque Nacional un tramo litológico compuesto por areniscas, frecuentemente microconglomeráticas, con cemento silíceo, que caracteriza la parte superior de la Fm La Pardina (tramo b, Fig. 12). Petrográficamente las areniscas de esta unidad presentan un porcentaje muy elevado de granos de cuarzo, superior al 95% en muchas muestras, y pueden clasificarse por ello como cuarciarenitas. La composición casi exclusivamente silícea de estas rocas hace que destaquen netamente en el paisaje, representando una anomalía dentro del contexto mayoritariamente carbonatado del macizo del Monte Perdido y por ello albergan endemismos de especies vegetales. De acuerdo con Pujalte et al (2016) un fuerte influjo clástico relacionado con las alteraciones climáticas asociadas al evento hipertermal fue el responsable del depósito de esta unidad, interpretada como un delta siliciclastico grosero.

Fig. 12.- Unidades estratigráficas del Thanetiene e Ilerdiense inferior en las paredes del valle de Ordesa

Fig. 13.- Sección detalla de la sucesión del Paleoceno e Ilerdiense inferior en las pared norte del valle de Ordesa. Pujalte et al. (2006)

La parte superior de Grupo Gallinera, por encima de la Fm Pardina, se ha diferenciado como Formación Góriz. Su base está compuesta por una unidad distintiva muy característica del Eoceno inferior pirenaico que corresponde a calizas bioclásticas con Alveolina. En el área de Ordesa esta unidad incluye niveles con gran contenido terrígeno y estratificación cruzada de media escala, lo que atestigua su depósito en condiciones muy someras. Hacia arriba el contenido terrígeno de la unidad disminuye progresivamente al tiempo que cambia sus facies y contenido fósil pasando a ser progresivamente calizas micríticas con Nummulites y Alveolina; calizas exclusivamente con Nummulites; calizas oscuras con restos de esponjas silicificadas y nódulos de silex sin macroforaminíferos y finalmente margas y margocalizas hojosas correspondientes a la Formación Margas de Millaris. Esta secuencia refleja una progresiva profundización del medio de depósito producida por la flexión litosférica asociada a los estadios iniciales de desarrollo de la cuenca de antepaís surpirenaica. Sobre ella en los sectores más meridionales del parque se encuentran las calizas de la Fm Metils, de edad Ilerdiense medio-superior y la Fm Margas de Yeba (Ilerdiense superior-Cuisiense).

Las unidades eocenas de plataforma anteriormente descritas se encuentran profundamente erosionadas por una superficie de truncación sedimentaria que erosiona progresivamente unidades más antiguas hacia el norte. Sobre esta superficie se encuentran los materiales turbidíticos que forman el Grupo Hecho, unidad característica del registro geológico surpirenaico Esta discordancia corresponde a la discontinuidad basal de la Cuenca turbidítica eocena surpirenaica que se originó como consecuencia del levantamiento orogénico ligado a las fases principales de la orogénesis pirenaica. En efecto, este proceso produjo un cambio en la organización paleogeográfica de la cuenca pirenaica, pasando de la etapa Cretácico superior-Eoceno inferior durante la cual la cuenca sedimentaria presentaba facies proximales al sur y distales al norte a una segunda fase en la que se invierte esta polaridad generándose de esta manera una superficie de discontinuidad. La sedimentación en esta segunda etapa se produce en condiciones marinas profundas, dominando los depósitos de tipo turbidítico y los niveles de resedimentación de grandes bloques de calizas eocenas conocidos como “Megacapas”.

En el Parque Nacional la cartografía de esta superficie de discontinuidad presenta una clara inmersión hacia el NO encontrándose truncadas bajo ella todas las unidades del Cuisiense al Eoceno inferior y llegando a incidir sobre los depósitos de la parte inferior del Grupo Gallinera en los contrafuertes occidentales del valle de Ordesa.

El registro geológico del evento hipertermal del límite Paleoceno Eoceno en el Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido* Se denomina Máximo Térmico del límite Paleoceno-Eoceno (PETM) a un episodio hipertermal experimentado en el planeta Tierra hace 56 millones de años durante el cual las temperaturas subieron entre 5 y 8 ºC (Zeebe et al., 2009; McInerney and Wing, 2011; Dunkley Jones et al., 2013). Este evento duró aproximadamente 200.000 años y estuvo asociado con una excursión negativa (-3 a -5‰) de isótopos de carbono (CIE) y con numerosos cambios bióticos (Kelly et al, 1998; Bralower 2002; Pujalte et al. 2009a, Molina, 2015). El PETM (o el CIE, que es su marca de identificación) está muy bien documentado a escala global, sobre todo en secciones oceánicas, pero también en series aflorantes.

Fig. 14.- Esquema de los afloramientos del Paleoceno y Eoceno inferior con la distribución de los dominios sedimentarios en el Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido. Pujalte et al. (2016)

* A continuación se expone un breve resumen de este apartado que se desarrolla mucho ampliamente en el artículo: Pujalte, V., Robador, A., Payros, A., and Samsó, J. M. (2016): A siliciclastic braid delta within a lower Paleogene carbonate platform (Ordesa and Monte Perdido National Park, southern Pyrenees, Spain): Record of the Paleocene-Eocene Thermal Maximun perturbation. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 459, 453–470, que se adjunta como documentación adicional en la excursión.

Este evento ha sido ampliamente reconocido en el ámbito pirenaico, en una variedad de ambientes sedimentarios tanto en secciones marinas profundas del País Vasco (Schmitz et al., 1997, 2001; Orue- Etxebarria et al., 2004), como series continentales y litorales de la Cuenca de Tremp-Graus (Schmitz Y Pujalte, 2003 y 2007; Pujalte et al., 2009a; Domingo et al., 2009) y secciones de plataforma carbonatada somera como la que se describe en el presente trabajo (Pujalte et al., 2014b, 2016).

En el área del Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido el PETM está representado por los depósitos siliciclasticos de la Fm La Pardina. En esta unidad pueden distinguirse cuatro facies: una carbonatada (miembro Faja de las Flores) y otras tres siliciclásticas (Mb La Pardina ss) . La facies carbonatada Cf está compuesta por margas, margocalizas, y calizas margosas, con un elevado contenido en nummulitidos, formando una asociación monoespecífica de Nummulites aff. minervensis (Fig. 15). La amplia distribución de los afloramientos de esta unidad en direcciones tanto paralelas como ortogonales a los sistemas deposicionales permiten una reconstrucción precisa de los dominios sedimentarios en este sector (Fig. 14)

Fig. 15.- Secuencia estratigráfica de la Fm La Pardina en la sección de la Brecha de Arazas.

Fig. 16.- Arquitectura estratigráfica de la Fm La Pardina en el sector del barranco de La Pardina. Pujalte et al. (2016).

Las facies siliciclasticas (Sf) están mayoritariamente formadas por areniscas y conglomerados siliciclásticos. Tal composición le confiere un aspecto distintivo en el paisaje, sobre todo porque su carácter silíceo propicia que en superficie aparezca recubierto por líquenes de colores verdosos (Rhizocarpon geographicum), en contraste con los tonos grisáceos de los materiales carbonatados infra- y suprayacentes. Tal circunstancia permite su identificación y facilita su cartografía. Su contenido en carbonato disminuye rápidamente hacia arriba y solo incluye algunos fósiles (Alveolinas flosculinizadas) en su parte inferior (Sf1). Sobre este tramo, de forma transicional se superponen los depósitos de la Sf2 compuesta por areniscas con cemento silíceo caracterizadas por una secuencia grano- y estratocreciente qu e se encuentran finamente estratificadas en capas decimétricas con un buzamiento deposicional de bajo ángulo interdigitándose con la Sf1 (Fig. 16)

La Sf3 está separada de la inferior por un contacto erosional (fig 16). Está compuesta por areniscas con pasadas microconglomeráticas con cantos de cuarzo que llegan a alcanzar 5 cm de diámetro. Presenta estratificación cruzada a pequeña y media escala. A gran escala se constata que la subunidad está compuesta por cuerpos con geometrías canaliformes laxas que se recortan mutuamente (Fig. 17). Como resultado, la ordenación vertical del tamaño de grano no presenta una pauta bien definida, si bien los clastos mayores tienden a concentrarse en la parte inferior y los metros superiores están constituidos por areniscas de tamaño de grano grueso sin pasadas microconglomeráticas. No obstante, los últimos centímetros de la subunidad están constituidos por un nivel de microconglomerados con señales de retrabajamiento, que podría corresponder a un depósito residual (lag). Dichos microconglomerados son recubiertos abruptamente por calizas de miliólidos y alveolinas, con toda probabilidad resultado de un rápido evento transgresivo.

En las secciones realizadas en la parte meridional de la zona estudiada (San Urbez, Baños o Bañinisclo), únicamente está representada la Sf3 con un espesor reducido (Fig. 17), en tanto en las secciones más meridionales como Gallisué o Mediano las calizas de alveolinas de la Fm Góriz descansan directamente sobre términos thanetienses, no existiendo por tanto registro del PETM. Los datos de dichas secciones meridionales sugieren que el delta se desarrolló en condiciones de bajo nivel del mar. Un ascenso del nivel marino, inmediatamente posterior al PETM, forzaría el retroceso de la línea de costa y determinaría el cese de los aportes siliciclásticos, y el consiguiente abandono y fosilización del sistema deltaico.

Fig. 17.- Correlación de secciones representativas del límite Paleoceno-Eoceno a lo largo del Parque Nacional. Pujalte et al. (2016)

De forma opuesta hacia los dominios distales aumenta progresivamente el espesor de la facies carbonatada Cf y únicamente se encuentra representado el término inferior de la Sf1 de las facies siliciclásticas. En la sección más distal, correspondiente a al flanco sur del pliegue del Cilindro de Marboré (Fig. 18) la Cf alcanza 25 m de espesor (la serie se encuentra invertida), y las facies siliciclásticas han desaparecido. Es razonable concluir por todo ello que ambos conjuntos carbonatado y siliciclástico son vertical y lateralmente intergradacionales, lo que necesariamente implica que el Mb. Pardina ss pertenece también al PETM.

Es de destacar también la gran potencia del Mb Faja de las Flores en esta localidad, ya que en otras secciones del dominio distal, ya fuera del ámbito del parque, oscila entre 2 y 4 m.

Fig. 18.- Registro estratigráfico del PETM en los afloramientos del Cilindro de Marboré. La serie situada a la izquierda de la imagen se encuentra invertida. Pujalte et al. (2016)

Los depósitos siliclásticos groseros de la Fm La Pardina están restringidos al área del Parque Nacional y se interpretan como provenientes de un área fuente meridional, probablemente del Macizo del Ebro, transportados a través de las plataformas thanetienses mediante valles incididos de dimensiones objeto de especulación.

Numerosos rasgos sedimentológicos de la Sf3, como la ausencia de fósiles, las superficies cóncavas hacia arriba sugiriendo canales, las estructuras cut and fill y la estratificación cruzada unidireccional son indicativas de procesos aluviales. Esta unidad hacia el norte pasa a formar cuerpos lateralmente extensos, interpretables como sedimentos de una llanura aluvial. Finalmente, además del carácter grosero, la arquitectura tripartita del sistema siliciclástico es indicativa de un sistema deltaico con los depósitos de topset, foreset y bottomset representados por la Sf3, Sf2 y Sf1, respectivamente. La asociación carbonatada Cf, representaría los depósitos de prodelta (Fig. 19).

Fig. 19.- Modelo deposicional de la Fm La Pardina. Pujalte et al. (2016)

El bajo o nulo contenido en carbonato de la Fm La Pardina sólo permite recoger datos de isótopos estables de C y O para el análisis en roca total de su parte inferior. De las dos secciones analizadas, una de ellas, Tozal del Cebollar ha aportado datos coherentes y compatibles con la excursión isotópica que caracteriza al CIE (Fig. 20), mientras que la sección de la Brecha de Arazas muestra signos de alteración diagenética. Esta evidencia junto al conjunto de datos biostratigráficos y la correlación litoestratigráfica de estas secciones con otras en las que la posición del CIE se encuentra perfectamente establecida permite establecer firmemente la presencia del registro del evento del PETM es las secciones del Parque Nacional.

Fig. 20.- Perfiles isotópicos del intervalo Paleoceno-Eoceno. Pujalte et al. (2016)

El carácter siliciclástico de la Fm La Pardina contrasta fuertemente con la litología predominante carbonatada del resto de la sucesión del Paleoceno y Eoceno inferior. Descartadas las causas tectónicas, este fuerte incremento de aportes de materiales terrígenos durante el (geológicamente) corto intervalo del PETM presenta como explicación más probable una acentuación de la escorrentía de agua superficial, lo que a su vez implica a una aceleración del ciclo hidrológico en relación con el evento hipertermal al que este intervalo estratigráfico está asociado, muy probablemente un incremento de la estacionalidad de las precipitaciones.

Bibliografía

Apellaniz, E. (1998): Los Foraminíferos planctónicos en el tránsito Cretácico/Terciario: Análisis de 4 seciones en depósitos de cuenca profunda de la Región Vasco-Cantábrica. Tesis Doctoral. Universidad del País Vasco/EHU, 390 pp. Apellaniz, E.; Baceta, J. I.; Bernaola-Bilbao, G.; Núñez-Betelu, K.; Orue-Etxebarria, X.; Payros, A.; Pujalte, V.; Robin, E. y Rocchia, R. (1997). Analysis of uppermost Cretaceous-lowermost Tertiary hemipelagic successions in the Basque Country (Western Pyrenees): evidence for a sudden extinction of more than half plancktic foraminifers species at the K/T boundary. Bull. soc. géol France, 168(6): 783-793. Arenillas, I., Arz, J.A. y Molina, E. (1998): El l’mite CretácicoTerciario en Zumaia, Osinaga y Musquiz (Pirineos): control bioestratigráfico y cuantitativo de hiatos con foraminíferos planctónicos. Rev. Soc. Geol España, 11: 127-138. Arz, J.A., Arenillas, I. y Molina, E. (1999): Extinción de foraminíferos planctónicos en el tránsito Cretácico-Terciario de Zumaya (Guipuzcoa): supervivencia o reelaboración. Rev. Esp. Paleontolologia, (nº extr.), 297-304. Baceta J. I., Pujalte V., Payros A., 1994. Rellenos de valles encajados en el Maastrichtiense superior y Paleógeno inferior de Álava (Plataforma Noribérica, Cuenca Vasca). Geogaceta, 16, 86–89. Baceta, J.I.; Pujalte, V.; Serra-Kiel, J.; Robador, A. Y Orue-Etxebarria, X., 2004: El Maastrichtiense final, Paleoceno e Ilerdiense inferior de la Cordillera Pirenaica. En: Geología de España (J.A. Vera, Ed.). Sociedad Geológica de España-Instituto Geológico y Minero de España, Madrid: 308–313. Baceta J. I., Pujalte V., Wright V. P., Schmitz B., 2011. Carbonate platform models, sea-level changes and extreme climatic events during the Paleocene-early Eocene greenhouse interval: a basin-platform-coastal plain transect across the southern Pyrenean basin, in: Arenas, C., Pomar, L., Colombo, F. (Eds.), Pre-Meeting Field-trips Guidebook, 28th IAS Meeting, Zaragoza. Sociedad Geológica de España, Geo-Guías 7, pp. 101–150. Baceta, J.I., 1996. El Maastrichtiense superior, Paleoceno e Ilerdiense inferior de la Región Vasco-Cantábrica: secuencias deposicionales, facies y evolución paleogeográfica. (PhD thesis), University of the Basque Country, Bilbao, 372 pp. Berggren, W.A.; Kent, D. V; Swisher, C. C. III y Aubry, M.-P. (1995): A revised Cenozoic geochronology and chronostratigraphy. En: Geochronology time scales and global correlation (W.A. Berggren; D.V. Kent.; M.-P. Aubry y J. Hardenbol Eds.) SEMP Special Publication, 54: 129-212. Bernaola, G. 2002. Los nannofósiles calcáreos del Paleoceno en el dominio pirenaico: Bioestratigrafía, Cronoestratigrafía y Paleoecología. Tesis Doctoral. Universidad del País Vasco / Euskal Herriko Unibertsitatea, 445 p. Bralower, T. J., 2002. Evidence of surface water oligotrophy during the Paleocene–Eocene thermal maximum: Nannofossil assemblage data from Ocean Drilling Program Site 690, Maud Rise, Weddell Sea, Paleoceanography 17, 13-1–13-12. Bresson, A., 1903. Etudes sur les formations des Hautes et Basses Pyrénées, Haute Chaine. Thèse doct. Sc. Nat., Paris. Clyde, W.C. & Gingerich, P.D. 1998. Mammalian community response to the latest Paleocene thermal maximum: An isotaphonomic study in the northern Bighorn Basin, Wyoming. Geology, 26: 1011–1014. Cuevas Martínez, J. L. (1992): Estratigrafía del “Garumniense” de la Conca de Tremp. Prepirineo de Lérida. Acta Geol. Hisp., 27 (1-2): 95-108. Dickens, G. R., Castillo, M. M., Walker, J. C. G., 1997. A blast of gas in the latest Paleocene: Simulating first-order effects of massive dissociation of oceanic methane hydrate. Geology 25, 259–262. Dinarès-Turell, J.; Baceta, J.I.; Pujalte, V.; Orue-Etxebarría, X. y Bernaola, G. (2002): Magnetostratigraphic and cyclostratigraphic calibration of a prospective Palaeocene/Eocene stratotype at Zumaia (Basque Basin, northern Spain). Terra Nova, 14: 371-378. Dinarès-Turell, J., Baceta, J.I., Pujalte, V., Orue-Etxebarria, X y Bernaola, G. (2003): Untangling the Paleocene climatic rhythm: an astronomically calibrated Early Paleocene magnetostratigraphy and biostratigraphy at Zumaia (Basque basin, Northern Spain). Earth Planet. Sci. Letters, 216: 483-500. Domingo, L, Lopez-Martinez, N, Leng, Mj, & Grimes S. T. 2009. The Paleocene-Eocene Thermal Maximum record in the organic matter of the Claret and Tendruy continental sections (South Central Pyrenees, Lleida, Spain). Earth and Planetary Science Letters 281: 226¬237

Dunkley Jones, T., Lunt, D.J., Schmidt, D.N., Ridgwell, A., Sluijs, A., Valdez, P.J., Maslin,M.A., 2013. Climate model and proxy data constraints on ocean warming across the Paleocene–Eocene Thermal Maximum. Earth Sci. Rev. 125, 123–145. Eichenseer, H. (1988): Facies geology of late Maestrichtian to early Eocene coastal and shallow marine sediments, Tremp-Graus Basin, northeastern Spain, Ph. D. Thesis, Arb. Inst. u. Mus. Geol. Pal. Universität Tübingen, n.1: 273 p. Hottinger, L., Schaub, H., 1960. Zur Stufeneinteilung des Paleocaens und des Eocaens. Einführung der Stufen Ilerdien und Biarritzien. Eclogae geol. Helv., 53, 453–480. Hottinger, L. 1960. Recherches sur les Alvéolines du Paléocène et de l'Eocène. Mémoires Suisses de Paléontologie 75 Kelly, D. C., Bralower, T. J., Zachos, J. C., 1998. Evolutionary consequences of the latest Paleocene thermal maximum for tropical planktonic foraminifera, Palaeogeogr. 141, 139–161. Lamolda, M.A., Mathey, B. y Wiedmann, J. (1988): Field guide excursion to the Cretaceous-Tertiary boundary section at Zumaya (Northern Spain). Rev. Esp. Paleontol., Nº extraord.: 141-155. Leymerie, A. (1862): Aperçu géognostique des Petites Pyrénées et particulièrement de la montagne d'Ausseing. Bull .Soc. Géol. France, 19: 1091-1096. Luterbacher, H.P.; Eichenseer, H.; Betzler, C. y van den Hurk, A.M. (1991): Carbonate-siliciclastic depositional systems in the Paleogene of the South Pyrenean foreland basin: a sequence stratigraphic approach. En: Sedimentation, Tectonics and Eustasy D. I. M. Macdonald, , Ed.) LA.S. spec. publ., 12: 351-407. McInerney, F. A., Wing, S. L., 2011. The Paleocene Eocene Thermal Maximum: A Perturbation of Carbon Cycle, Climate, and Biosphere with Implications for the Future. Annual Review of Earth Planet. Sci. 39, 489–516. Médus, J. y Colombo, F. (1991): Succession climatique et limite stratigraphique Crétacé-Tertiaire dans le N.E. de l'Espagne. Acta Geológica Hispànica, 26 (3-4): 173-179. Molina, E., 2015. Evidence and causes of the main extinction events in the Paleogene based on extinction and survival patterns of foraminifera. Earth-Sci. Rev. 140, 166–181. Mount, J.F. y Ward, P. (1986): Origin of limestone-marl alternations in the upper Maastrichtian of Zumaya, Spain. Jour. Sedim. Petrol., 56: 228-236. Orue-Etxebarria, X., Pujalte, V., Bernaola, G., Apellaniz, E., Baceta, J.I., Payros, A., Nunez-Betelu, K., Serra-Kiel, J., Tosquella, J., 2001. Did the Late Paleocene thermal maximum affect the evolution of larger foraminifers? Evidence from calcareous plankton of the Campo Section (Pyrenees, Spain). Mar. Micropaleontology 41, 45–71. Orue-Etxebarria, X., Bernaola, G., Baceta, J. I., Angori, E., Caballero, F., Mo¬Nechi, S., Pujalte, V. Dinarés-Turell, J., Apellaniz, E. & Payros, A. 2004. New constraints on the evolution of planktic foraminifers and Calcareous nannofossils across the Paleocene/Eocene boundary interval: The Zumaia section revisited. N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 234(1-3): 223-259. Orue-Etxebarria, X. (1983): Los foraminíferos planctónicos del Paleógeno del Sinclinorio de Bizkaia (corte de Sopelana- Punta de la Galea), parte I y II. Kobie (ser. Paleoantropologica y C. nat), XIII-XIV: 1-429. Payros, A., Pujalte, V., Orue-Etxebarria, X., 1999. The South Pyrenean Eocene carbonate megabreccias revisited: new interpretation based on evidence from the Pamplona Basin. Sed. Geol. 125, 165–194. Plaziat, J.C., 1981. Late Cretaceous to Late Eocene paleogeographic evolution of southwest Europe. Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 36, 263–320. Puigdefàbregas, C. y Souquet, P. (1986): Tecto-sedimentary cycles and depositional sequences of the Mesozoic and Tertiary from the Pyrenees. Tectonophysics, 129: 173-203. Pujalte, V., Robles, S., Robador, A., Baceta, J. J., Orue-Etxebarria, X., 1993. Shelf-to-basin Paleocene palaeogeography and depositional sequences, western Pyrenees, north Spain, in: Posamentier, H. W., Summerhayes, C. P., Haq B. U., Allen G. P. (Eds.), Sequence Stratigraphy and Facies Associations, IAS Spec. Publ., 18, pp. 369–395. Pujalte, V., Baceta, J.I., Dinarès-Turell, J., Orue-Etxebarria, X., Parés, J.M. y Payros, A. (1995): Biostratigraphic and magnetostratigraphic intercalibration of the latest Cretaceous and Paleocene depositional sequences from the deep-water Basque Basin, western Pyrenees, Spain. Earth Planet. Sci. Letters, 136: 17-30. Pujalte, V, Robles, S., Orue-Etxebarria, X., Baceta, J.I., Payros,A. y Larruzea, I.F. (2000): Uppermost Cretaceous-Middle Eocene strata of the Basque-Cantabrian Region and western Pyrenees: a sequence stratigraphic perspective. Rev. Soc. Geol. España, 13: 191-211. Pujalte, V., Baceta, J.I., Payros, A., 2002. Tertiary of the western Pyrenees and Basque-Cantabrian region, in: Gibbons, W., Moreno, M. T. (Eds.), The Geology of Spain. Geological Society of London, pp. 293–301.

Pujalte, V., Orue-Etxebarria, X., Schmitz, B., Tosquella, J., Baceta, J.I., Payros, A., Bernaola, G., Caballero, F., Apellaniz, E., 2003. Basal Ilerdian (earliest Eocene) turnover of larger foraminifera: age constraints based on calcareous plankton and d13C isotopic profiles from new southern Pyrenean sections (Spain), in: Wing, S.L., Gingerich, P.D., Schmitz, B., Thomas, E. (Eds.), Causes and Consequences of Globally Warm Climates in the Early Paleogene. Geol. Soc. Am. Special Paper 369, pp. 205–221. Pujalte, V., Schmitz, B., Baceta, J. I., Orue-Etxebarria, X., Bernaola, G., Dinarès-Turell, J., Payros, A., Apellaniz, E., Caballero, F. 2009a. Correlation of the Thanetian-Ilerdian turnover of larger foraminifera and the Paleocene- Eocene thermal maximum: confirming evidence from the Campo area (Pyrenees, Spain). Geologica Acta 7, 161– 175. Pujalte, V., Baceta, J.I., Schmitz, B., Orue-Etxebarria, X., Payros, A., Bernaola, G., Apellaniz, E., Caballero, F., Robador, Serra-Kiel, J. & Tosquella, J. 2009b. Redefinition of the Ilerdian Stage (early Eocene). Geologica Acta, 7(1-2): 177- 193. Pujalte, V., Schmitz, B., Baceta, J.I., 2014a. Sea-level changes across the Paleocene– Eocene interval in the Spanish Pyrenees, and their possible relationship with North Atlantic magmatism. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 393, 45–60. Pujalte, V., Robador, A., Payros, A., and Samsó, J. M, 2014b. Input of coarse-grained siliciclastics into the Pyrenean Basin during the PETM (2): a river-dominated fandelta within a carbonate platform system, Rendiconti. Online Soc. Geol. It., 31, 179–180,. Pujalte, V., Baceta. J. I., Schmitz, B., 2015. A massive input of coarse-grained siliciclastics in the Pyrenean Basin during the PETM: the missing ingredient in a coeval abrupt change in hydrological regime. Clim. Past 11, 1653–1672. Pujalte, V., Robador, A., Payros, A., and Samsó, J. M. 2016. A siliciclastic braid delta within a lower Paleogene carbonate platform (Ordesa and Monte Perdido National Park, southern Pyrenees, Spain): Record of the Paleocene-Eocene Thermal Maximun perturbation. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 459, 453–470. Robador, A. 2005. El Paleoceno e Ilerdiense inferior del Pirineo occidental: Estratigrafía y sedimentología. Tesis Doctoral, Univ. del País Vasco/EHU, 456 pp. Publicaciones del Instituto Geológico y Minero de España. Series Tesis Doctorales nº 12, Madrid, 2008. Robador, A., Pujalte, V., Samsó, J.M., Payros, A., 2009. Registro geológico del máximo térmico del Paleoceno Eoceno en el Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido (Pirineo Central). Geogaceta 46, 111–114. Robador, A., Samsó, J.M., Pujalte, V., Oliva, B., Gil, I., Soto, R., Payros, A., Rosales, I., Tosquella, J., 2010. Cartografía Geológica a escala 1:25,000 del Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido y su aplicación a la gestión e interpretación del medio natural del Parque Nacional, in: Ramírez, L., Asensio, B. (Eds.), Proyectos de Investigación en Parques Nacionales 2006–2009. Organismo Autónomo de Parques Nacionales, Madrid, pp. 7– 28. Rosell, J.; Linares, R. y Llompart, C. (2001): El “Garumniense prepirenaico”. Rev. Soc. Geol. España, 14: 47-56. Rossi, C. (1993): Sedimentología y diagénesis del Paleoceno superior-Eoceno inferior en la cuenca de Áger (Sierras Marginales, Prepirineo de Lérida).Tesis Doctoral, Univ. Complutense, Madrid: 324 p. Schaub, H., (1981) : Nummulites et Assilines de la Tethys Paléogène. Taxonomie, phylogénesè et biostratigraphie: Mémoires Suisses Paleont., 104-106: 1-236. Schmitz, B., Asaro, F., Molina, E., Monechi, S., Von Salis, K., Speijer, R.P. 1997. High-resolution iridium, 13C, 18O, foraminifera and nannofossil profiles across the latest Paleocene benthic extinction event at Zumaya, Spain. Palaeogeography, Palaeoecology, Palaeoclimatology. 133: 49–68. Schmitz, B., Pujalte, V. & Núnez-Betelu, K. 2001. Climate and sea-level perturbations during the Initial Eocene Thermal Maximum: Evidence from siliciclástic units in the Basque Basin (Ermua, Zumaia and Trabakua pass), northern Spain. Palaeogeography, Palaeoecology, Palaeoclimatology, 165: 299-320. Schmitz, B., Pujalte, V., 2003. Sea-level, humidity, and land-erosion records across the initial Eocene thermal maximum from a continental-marine transect in northern Spain. Geology 31, 689-692. Schmitz, B., Pujalte, V., 2007. Abrupt increase in seasonal extreme precipitation at the Paleocene-Eocene boundary. Geology 35, 215-218. Schmitz, B., Pujalte, V., Molina, E., Monechi, S., Orue-Etxebarria, X., Speijer, R.P., Alegret, L., Apellaniz, E., Arenillas, I., Aubry, M.P., Baceta, J.I., Berggren, W.A., Bernaola, G., Caballero, F., Clemmensen, A., Dinarès-Turell, J., Dupuis, C., Heilman-Clausen, C., Hilario Orus, A., Knox, R. Martin-Rubio, M., Ortiz, S. Payros, A., Petrizzo, M.R., Von Salis, K., Sprong, J., Steurbaut, E. and Thomsen, E. (2011). The Global Stratotype Section and Points for the bases of the

Selandian (Middle Paleocene) and Thanetian (Upper Paleocene) stages at Zumaia, Spain. Episodes. Vol. 34(4), 220-243. Seguret, M. 1972. Étude tectonique des nappes et séries décollées de la partie centrale du versant sud des Pyrénées. Caractère synsédimentaire, rôle de la compression et de la gravité. Publ. USTELA. Série Géol. struct., 2, Montpellier: 1-155. Serra-Kiel, J.; Hottinger, L. ; Caus, E.; Drobne, K.; Ferrandez, C.; Jauhri, A.K.; Less, G., Pavlovec, R., Pignatti, J; Samsó, J.M.; Schaub, H.; Sirel, E.; Strougo, A.; Tambareau, Y., Tosquella, J.; y Zakrevskaya. E. (1998): Larger foraminiferal biostratigraphy of the Tethyan Paleocene and Eocene. Bulletin de la Société Géologique de France, 169 (2): 281- 299. Souquet, P. 1967. Le Crétacé supérieur sudpyrénéen en Catalogne, Aragon et Navarre. Thèse d’Etat, Univ. de Toulouse: 529 p. Serra-Kiel, J.; Canudo, J.I.; Dinarés, J.; Molina, E.; Ortiz, N.; Pascual, J.O.; Samsó, J.M. y Tosquella, J. (1994). Cronoestratigrafia de los sedimentos marinos del Terciario inferior de la Cuenca de Graus-Tremp (Zona Central Surpirenaica). Rev. Soc. Geol. España, 7(3-4): 273-297. Thomas, E., 2007. Cenozoic mass extinctions in the deep sea: What perturbs the largest habitat on Earth?, in: Monechi, S., Coccioni, R., Rampino, M. (Eds.), Large Ecosystem Perturbations: Causes and Consequences, Geol. S. Am. S., Boulder, Colorado, The Geological Society of America, 424, 1–23. Thomas, E. (1990): Late Cretaceous–early Eocene mass extinctions in the deep sea. En: Global catastrophes in Earth history (V.L. Sharpton y P.D. Ward, Eds.). Geological Society of America Special Paper 247, Boulder, Colorado: 481–495. Thomas, E., Shackleton, N. J., 1996. The Paleocene–Eocene benthic foraminiferal extinction and stable isotopes anomalies. Geol. Soc. Spec. Publ. 101, 401–441. Thomas, E. (1998): Biogeography of the late Paleocene benthic foraminiferal extinction. En: Late Palaeocene–Early Eocene Climatic and Biotic Events in the Marine and Terrestrial Record (M.P. Aubry, S. Lucas y W.A. Berggren Eds.). Columbia University Press, New York, 214-243. Vail, P. R. 1987: Seismic stratigraphy interpretation utilizing sequence stratigraphy, part 1 Seismic interpretation procedure. En: Atlas of seismic stratigraphy (A. W. Bally Ed.). AAPG Studies in Geology 27, v. 1: 1-10. Van de Velde, E., 1967. Geology of the Ordesa overthrust mass, Spanish Pyrenees, province of Huesca. Estudios Geológicos, 26, 163–201. Vergés, J. (1993): Estudi tectònic del vessant sud del Pirineu central i oriental. Evolució cinemàtica en 3D. Tesis Doctoral. Univ. de Barcelona, 203 p. Zeebe, R.E., Zachos, J.C., Dickens, G.R., 2009. Carbon dioxide forcing alone insufficient to explain Paleocene–Eocene Thermal Maximum warming. Nat. Geosci 2, 576–580. Zachos, J. C., Röhl, U., Schellenberg, S. A., Sluijs, A., Hodell, D. A., Kelly, D. C., Thomas, E., Nicolo, M., Raffi, I., Lourens, L. J., McCarren, H., Kroon, D., 2005. Rapid acidification of the ocean during the Paleocene–Eocene thermal maximum. Science 308, 1611–1615. Zachos, J. C., Wara, M.W., Bohaty, S., Delaney, M. L., Petrizzo, M. R., Brill, A., Bralower, T. J., Premoli-Silva, I., 2003. A transient rise in tropical sea surface temperature during the Paleocene–Eocene Thermal Maximum. Science 302, 1551–1554.

Agradecimientos

 Proyecto “Investigación geológica a escala 1:25.000 del Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido y su aplicación a la gestión e interpretación del medio natural del Parque Nacional”, OAPN, referencia 074/2006  Ayuda del Gobierno Vasco IT-631-13 a grupos de investigación de la Universidad del País Vasco UPV/EHU  Proyecto “Retroalimentación climático-ambiental en condiciones de calentamiento global: lecciones del Maastrichtiense-Eoceno de la península Ibérica”, CGL2015-65404-R (MINECO/FEDER)

Segundo día: el valle de Pineta y el paleolago de La Larri

Ángel Salazar (IGME), Mª Pilar Mata (IGME), Blas Valero (IPE – CSIC)

Stop 1. Pineta valley - General view of Pineta glacial (U shape) valley - The Cinca glacial system - Lateral moraines and thickness of ice

We are at a midpoint in Pineta valley, close to Pineta camping site. This valley follows an important east-west and south-dipping thrust fault. This thrust fault separates the Monte Perdido massif at the south, belonging to the Inner Sierras (South Pyrenean Zone), of La Munia massif at the north, belonging to the Pyrenean Axial Zone. Due to that peculiar tectonic structure, Pineta is a very deep “U” shape glacial valley and has a direction parallel to the mountain range. The glacier of Pineta was part of a much larger system (Cinca glacier) and down-valley it merged with La Barrosa - Bielsa glacier (Fig. 1-1). The maximum extent reached by the Cinca glacier is not easy to determine, since the terminal moraines have not been preserved. The study of the fluvial-glacial terrace deposits located downstream, near the confluence of the Cinca with its affluent the Cinqueta, close to Salinas village, allows Martí & García Ruiz (1993) to affirm that the glaciers reached an steady-state phase near that confluence, about 800 m a.s.l. Lewis et al. (2009) have reinterpreted the outcrop of Salinas, identifying and OSL (optically stimulated luminescence) dating glacial and fluvioglacial deposits, whose ages are 64 ± 11 ka for the oldest phase, and 46 ± 4 ka for another second phase of ice push. Fig. 1-1. Block diagram reconstructing the Pineta and La Larri The local glacial maximum of the Pineta glaciers, with the location of the stop 4 and the moraines glacier is pointed out on the valley north (modified from Robador et al., 2013). slopes by means of a lateral moraine (more than 2 km in length), located in the "llanos de Diera" (Diera plains), at 1600 m a.s.l. (Hernández Pacheco & Vidal Box, 1946, García-Ruiz & Martí Bono, 2001). The thickness of the ice in the central sector of the Pineta valley therefore exceeds 450 m during the phase of maximum expansion of ice (Fig. 1-2).

Fig. 1-2. Topographic profiles of Pineta valley at stop 1 (left) and stop 2 (right).

Stop 2. Pineta car park (Llano de las Árticas) - General view of the Pineta cirque, rocky cliffs, avalanche chutes and scree - Upper cirque and Marboré Lake

We are located at “Llano de la Ártica”. The building on the other side of the river is the “Parador Nacional” (State Hotel), close to the Pineta Chapel. Many of the most popular hiking routes of the Pyrenees start here: Pineta Balcony – Tucarroya Cirque – Monte Perdido, La Larri valley, GR-11, Añisclo pass and canyon. From this place we can observe a magnificent view of the Pineta glacial cirque and valley (Fig. 2-1), vertical cliffs controlled by the different geological units, avalanche chutes, and scree deposits (talus). The Pineta cirque also presents some ground moraines but covered by the forest. Uppermost of the Pineta cirque two important geological features are located at Tucarroya cirque: the Monte Perdido glacier and Marboré lake (Fig. 2-2). Both of them have been the subject of recent research projects dealing with lake dynamics and quaternary deposits. Monte Perdido glacier, as one of the most emblematic glacier of the Pyrenees, has also been studied and monitored in the last years, as it has reduced its area by a third in the last quarter century.

Fig. 2-1. Left: The Pineta cirque and the “Treserols” sumits (left to right: Soum de Ramond, Monte Perdido and Cilindro de Marboré). Right: Avalanche chute in the Pineta cirque.

Marboré lake is the source of the Cinca River, whose waterfall (200 m in height) falls into the bottom of Pineta cirque. La Larri is a glacial hanging valley located just at north and also has a spectacular waterfall. As it is shown in the topographic profile (Fig. 5-B), the difference in height between the bottom of the Pineta cirque and the hanging valley of La Larri is 300 m, which is the elevation that we have to climb.

Stop 3. Sucarraz Springs (Fuente de Sucarraz) - Permian and Triassic formations - Avalanche channels

At 1,480 m we will find the La Larri waterfall or Sucarraz Fountain over red Permian-Triassic sandstones outcrops that give an extreme contrast of colors. This is a good point to stop and contemplate right in front of us the avalanche chutes (Fig. 2-1), that caused several unfortunate accidents in the past to hikers and mountaineers. This waterfall comes from the La Larri valley and is the consequence of the difference in height between the bottom of the Pineta cirque and the hanging valley of La Larri (Fig. 1-2).

Holocene evolution of Marboré lake

Marboré Lake, 2612 m a.s.l, is located in a WNW-SSE syncline and its origin reveals a structural and karstic control. It is ultra-oligotrofic cold dimitic lakee, and hosts very low biological activity, typical of high mountain lakes. A slight stratification developed at the beginning of the ice-free period, with small vertical gradients in temperature (3-11 ºC) and electrical conductivity (60-100 μS/cm) between the bottom (situated at approximately 28 m depth) and the lake surface. The current pH (between 7.0 and 7.8) is not compatible with the formation of calcite in the water (Sánchez España et al, 2018). Historical documentation from 19th and early 20th century show a small snowfield in the NW border of the lake, which drained directly to the Marboré Lake; however it has disappeared in the last decades and there is no surface connection between the lake and the glaciers. A multiproxy study of a ~7 m sequence from Marboré Lake (Oliva et al., 2013, 2017, Leunda et al, 2017) provided information of hydrological and environmental variability since the last glacier retreat. The lake sedimentation started at least 14,600 years ago, when the cirque was ice-free in association to the Greenland Interstadial 1 (Bølling/Allerød period). During this period (14.6 – 12.8 cal ka BP) increased organic content suggest warmer summer temperatures and higher glacier meltwater pulses. Colder temperatures have been deduced for the GS-1 and the onset of the Holocene (12.85-10.48 cal ka BP). The Early Holocene (10.4 – 7.5 cal ka BP) conditions, indicated by increased organic productivity started at this high altitude later than the Holocene onset (11.7 ka). The Mid-Holocene (7.5 – 5.2 cal ka BP) is the period with the highest organic productivity likely in a scenario of warmer temperatures. The regional glacial advance during the Neoglacial is marked in the Marboré record by a decrease in TOC values, less TIC peaks and brownish laminae after 5.2 cal ka BP. Deposition of massive sediments in (3.5 – 1.2 cal ka BP) indicates a period of more oxidant conditions at the lake bottom and higher clastic input. During the last millennium, finely laminated facies were deposited. The last interval with more TIC peaks (900 – 1400 CE) is broadly synchronous to the MCA, while the last 400 years are characterized by higher silicate content and absence of TIC peaks. The chemical and isotopic composition of the sedimentary record of Marboré, show the influence of anthropogenic activities at a global and local scale during Roman, Late Medieval and Recent times (mid 19th and 20th centuries. Pb Isotopic studies in Marboré lake show that local mining in the Pyrenees and regional smelting activities in Spain and Southern France may explain the enrichment of lead (and associated by- products cadmium and zinc) during the first pollution phase while the use of leaded gasoline since the mid-20th century drives the higher Pb enrichment factor found till the late 20th century ) (Corella et al., 2018).

Fig. 2-2. Left: Monte Perdido summit and glacier from Marboré Lake. Up right: Marboré lake (September 2016). Down right: image of a core taken in the deepest area (25 m) of Marboré lake.

Video divulgativo: https://www.youtube.com/watch?v=l-bBjLxrdi8

Stop 4. La Larri hut - Lateral moraine between the Pineta and La Larri glaciers - Tucarroya (Marboré) cirque and Monte Perdido glacier

The entrance to the Valley is outstanding. We can see the Monte Perdido summit and its glacier, the Pineta Balcony, “Las Tres Marias” and a beautiful flat valley surrounded by different geological formations. We are at the La Larri moraine, a deposit of boulders, gravels, sand and silt that correspond to an accumulation of materials carried by the La Larri and Pineta glaciers. La Larri valley is a hanging valley carved by a tributary glacier that flowed into the Pineta glacier, which, in turn, carved a much deeper valley. Although the moraine is located where the two valleys converge, it is described as a lateral moraine regarding the position it occupied with respect to the main Pineta glacier. Besides, some boulders and rock fragments from Marbore formation, indicate an origin from the Pineta Cirque, as La Larri Valley does not contain this type of rocks. The best point to observe the moraine is where the La Larri River cuts through It (Fig. 4-1). There, we could observe the mixed sizes of the rocky fragments that form it and its somewhat chaotic appearance, with no clear separation between layers or strata. At the time of the formation of this lateral moraine the ice in the main valley had a thickness of about 300 m, so the moraine was deposited in a post-maximum stage (Fig. 1-2).

Fig. 4-1. Left: The lateral moraine and La Larri hut. Right up: Image of Pineta and La Larri Valley with Monte Perdido at the background. Right down: reconstruction of Pineta and La Larri glaciers (From Robador et al., 2013).

The Marboré Cirque is located on the northern face of the Monte Perdido Massif and contains one of the best examples of Holocene glacial deposits in the Iberian Peninsula. A detailed geomorphological study by García-Ruiz et al. (2014) described the deposits and allows the reconstruction of the Holocene glacial evolution as follows: 1) The deglaciation phase of most of the Marboré Cirque occurred before 12.7 cal. kyr BP. 2). There is no evidence of glacial activity during the Early Holocene. 3). A glacial expansion during the Mid Holocene (5.1 ± 0.1 kyr BP) occurs, with the generation of a unique ice mass at the foot of the north face of Monte Perdido and Cilindro. 4) A large rock avalanche occurred during the Mid Holocene, leaving a chaotic deposit of large grey limestone blocks. 5) The surface-exposure ages of approximately 3.4 ± 0.2 and 2.5 ± 0.1 kyr BP shows a glacial retreat synchronous with the Bronze/Iron Ages, following one of the most important glacial advances of the Neoglacial period. 6). A melting period during the MCA (c. 1.2 ± 0.1 kyr) after a small glacial expansion during the Dark Age Cold Period (1.4–1.2 kyr). 7). The ‘LIA’ is a clear stage of glacial expansion. Since then, glaciers have been receding rapidly, particularly during the second half of the 20th century.

Stop 5. La Larry valley - La Larri tectonic window - La Larri paleolake

This location, besides an attractive example of glacier geomorphology, is an interesting geological point, where we can see what is known in geology as "a tectonic window" (Fig. 5-1 and 5-2). At the bottom of the valley basin there are granitic rocks that are covered by 30 to 40 meters of reddish Permian-Triassic sandstones (250 million years ago). These are overlaid by 50 meters of "Estrecho limestone" formation (Late Fig. 5-1. Panoramic view and geological interpretation of the La Larri Cretaceous, 100 to 85 million years tectonic window. Palaeozoic: granitic rocks on the valley floor and ago). However, over the Cretaceous Devonian above the thrust. P9: reddish Permian-Triassic sandstones. K1, limestones, there is a fold of K2 & K3: Cretaceous formations, without Permian-Triassic rocks. Palaeozoic rocks (mainly Devonian). (Modified from Robador et al., 2013). This geological inconsistent arrangement corresponds to a thrust fault, which places older rocks above younger rocks. It is the base of the great Gavarnie thrust fault or Gavarnie nappe. Afterwards, glacial activity has eroded the center of the valley revealing this complex geological feature that allows us to see the interesting geological structure of this area of the Pyrenees.

Fig. 5-2. Diagram showing the structure of the La Larri tectonic window. 1: The Gavarnie mantle places older rocks above younger rocks. 2: The erosion of the glacier makes it possible to observe a circular and closed figure (tectonic window) of the lower block of the thrust and, above, the upper block where Palaeozoic rocks (older) are on top of Cretaceous younger rocks (Modified from Robador et al., 2013).

The current boulders and gravels deposits of La Larri river cut other previous sediments forming three terrace levels (Fig. 5-3). The highest one (10-12 m high) is well preserved on both sides of the valley and should be interpreted as a fill-terrace associated to the obstruction of the valley by the lateral moraine of the Pineta glacier because both are at a very similar topographic level. The other two terraces are only present on the east bank of the valley and are due to the subsequent incision in the previous one (cut-in-terraces).

Fig. 5-3. Geomorphologic map of the La Larri valley (from Salazar et al., 2013).

The erosion let show extensive outcrops of the surface deposits (Fig. 5-4). The fill terrace is composed mainly by massive pebbles and gravels, locally with planar cross stratification (Miall facies codes Gcm – Gcp) very similar to the current alluvial sediments of La Larry river. Above, decimeter-thick gravel and sand layers (Gcm-Sm) alternate and constitute the principal debris cone. The lower and southern portion of the outcrop also includes a 2 m layer of glaciolacustrine laminated lutites.

Fig. 5-4. Field photographs and sketch of the superficial deposits on a South-North cross section of the right side of the river in the La Larri valley. A) photocomposition of the outcrop; B) Scheme of the lithofacies corresponding to the photocomposition; C) Lacustrine outcrop; D) Lithofacies of sand-bars with planar cross stratification; E) Lithofacies of sands and gravels (debris cone) and F) Detail of massive gravels of the upper terrace (from Salazar et al., 2013).

The outcrop only shows a minimal part of the glacio-lacustrine deposit (Fig. 5-5) and consists of (bottom to top):

 1.4 m of finely laminated and massive upward dark lutites. Near the base is a decimeter thick level of sands showing reverse graded (fine to coarse) and 4 intercalations one centimeter-thick of fine - medium grain sands.  1.2 m of finely laminated gray lutites, changing to grayish-brown upwards. There are abundant very thin beds of very fine sands with ripples (wavy and flaser bedding) as well as slump structures at the base.

The radiocarbon dating of a charcoal sample allow us to know that the age of this sediments is 11 ky BP, very close to the Holocene-Pleistocene limit. In order to know the thickness and geometry of the sedimentary infill, a geophysical survey was conducted based on the so-called electrical tomography method. The measurements were obtained by introducing a current in the soil through a pair of electrodes and measuring the difference in potential using another pair of electrodes. The electrical resistivity of geological formations, which is the specific electric resistance of each material to the passage of electric current, is related to the lithology, porosity and pore fluid. By knowing the local geology, it is possible to establish a relationship between the obtained resistivity model and the nature of the materials in the subsoil. This method was used to determine that the thickness of the lacustrine sediments at La Larri was about 40 meters. Two electrical perpendicular tomography profiles were measured: a first one with a transversal E-O direction to the valley, and a second one, N-S direction, longitudinal to the valley (Fig. 5-6). This profiles, allowed establishing without any doubt the depth of the rocky substrate and the general geometry of the sedimentary system and the facies distribution.

Fig. 5-5. Stratigraphic column of the lacustrine outcrop and image of its central part, where some sedimentary structures (flaser lamination, erosive contacts, ripples and slumps) can be observed. Star: localization of radiocarbon dating (from Salazar et al., 2013).

Throughout the longitudinal profile it is possible to observe a gradual increase of resistivity of the sedimentary infill to the north and towards the top of the lacustrine basin (Fig . 5-6), which allows defining a second type of lacustrine subfacies, possibly of delta type. The abrupt change of resistivities toward the south-end of the profile shows the contact between the lacustrine-conductive sediments against the coarse- grained lateral moraine. Finally, between the conductive materials, glacio-lacustrine muds, and the resistive rock substrate there could be an intermediate resistivity material, whose thickness would be 15 to 20 m and

48 could correspond to a basal till, as it appears in other systems in the Pyrenees (Bordanau, 1993), or also could correspond to a fractured and altered rocky substrate. Three boreholes (LL-1, LL-2, LL-3) were drilled along a longitudinal transect, parallel to profile 2 (Fig. 5- 6). The three sediment cores consist of gray and brown silts and clays of glacial-lacustrine origin with sporadic dropstones, being the silts more abundant in the LL-1 core (proximal), and the clays in the LL-3 core (distal). The three cores include an upper unit, approximately 1 m thick, formed by gravels, corresponding to the fluvial facies of an intermediate cut-in terrace that have eroded a couple of meters of the lacustrine sequence. The LL-1 borehole cut the proximal facies within the lacustrine system. A coarser-upward sequence, typical of a lacustrine delta system occurs, as a consequence of the complete filling and clogging of the basin by the moraine and the progradation of the proximal facies over the distal ones. This coarser-upward sequence fully coincides with the increasing resistivity distribution towards the top of the sequence observed in profile 2. The LL-2 core represents the Fig. 5-6. Up left: Orthophoto with the location of the studied outcrop, sediment cores (LL-1, LL-2, LL-3) and electrical tomography lines (profiles subsurface continuation of the small 1 and 2). Up right: electrical tomography (profile 1) obtained with the lake outcrop described in the Schlumberger configuration and interpretation. Down: electrical previously. In this core, three samples tomography (profile 2) obtained with the Schlumberger configuration were chosen for radiocarbon dating, and interpretation (from Salazar et al., 2013). that allow us to constrain the sedimentation of the paleolake between 35,000-31,000 cal. yr BP and the Holocene-Pleistocene limit. The LL-3 core is made of fine-clays and silts, massive and laminated, being the most distal facies of the paleolake, as predicted by the distribution of resistivity deduced from the tomography (profile 2).

Final notes and conclusion After the ice reached its maximum expansion (between 65,000 to 45,000 yr BP) the glacier system began its retreat. The La Larri glacier was less snow-fed than Pineta glacier because there was a connection with Petramula valley (a flow- pass coll) at its head cirque (Fig. 11) that allowed the ice drift to an another valley and also because its feeding zone was situated at lower elevation and with a southern exposure. Therefore, La Larri glacier retreated more quickly than the Pineta glacier until the Pineta glacier and its lateral moraine blocked the drainage of La Larri valley and a juxta-glacial lake with a depth of about 40 m was formed. The lake began to fill with sediments around 35,000 years BP. Therefore, the retreat of this glacial system was already very important before the global Last Glacial Maximum. At the end of the Pleistocene, 11,700 years BP, the lake was completely filled with sediments and the lacustrine deposits were covered by the alluvial ones, which form the flat surface of the fill terrace. Later, the river eroded the moraine and the alluvial sediments, forming a cut-in terraces system and uncovering the top of the lacustrine sediments.

Fig. 6-1.Pictures of La Larri area. Up: during local glacial maximum. Center: during the ice retreated, with la Larri valley blocked by the lateral moraine and Pineta glacier. Down: the current situation with the glaciolacustrine NOTE. Authorship of the illustrations of figures 1- sediments almost entirely covered by the alluvial ones 1, 4-1 R, 5-1, 5-2 and 6-1: Albert Martínez Rius (from Robador et al., 2013).

Bibliografía Bordonau, J. 1993. The upper Pleistocene ice-lateral till complex of Cerler (Esera Valley, central southern Pyrenees: Spain). Quaternary International, 18, 5-14. Corella, J. P., Saiz-Lopez, A., Sierra, M. J., Mata, M. P., Millán, R., Morellón, M., Cuevas, C.A., Moreno, A., Valero-Garcés, B. L. (2018). Trace metal enrichment during the Industrial Period recorded across an altitudinal transect in the Southern Central Pyrenees. Science of The Total Environment, 645, 761–772. García-Ruiz, J.M., Martí Bono, C.E. 2001. Mapa geomorfológico del Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido. Ministerio de Medio Ambiente-OAPN, Ministerio de Medio Ambiente, 106 (+ 1 mapa a 1:25.000), Madrid. García-Ruiz, J.M., Palacios, D., De Andrés, N., Valero Garcés, B.L., López-Moreno, J.I., Sanjuán, Y. 2014. Holocene and ‘Little Ice Age’ glacial activity in the Marboré Cirque, Monte Perdido Massif, Central Spanish Pyrenees. The Holocene, 24: 1439-1452. Hernández Pacheco, E., Vidal Box, C. 1946. La tectónica y la morfología del macizo de Monte Perdido y de las zonas de cumbres inmediatas en el Pirineo central. Pirineos, 4, 69-108. Lewis, C.J., Mcdonald, E.V., Sancho, C., Peña, J.L., Rhodes, E.J. 2009. Climatic implications of correlated Upper Pleistocene glacial and fluvial deposits on the Cinca and Gállego Rivers (NE Spain) based on OSL dating and soil stratigraphy. Global and Planetary Change, 67: 141-152. Leunda, M., González-Sampériz, P., Gil-Romera, G., Aranbarri, J., Moreno, A., Oliva-Urcia, B., Sevilla Callejo, M. y Valero-Garcés, B. (2017). The Late-Glacial and Holocene Marboré Lake sequence (2612 m a.s.l., Central Pyrenees, Spain): Testing high altitude sites sensitivity to millennial scale vegetation and climate variability. Global and Planetary Change, 157, 214–231. Martí Bono, C., García Ruiz, J.M. 1993. La extensión del glaciarismo cuaternario en el Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido. Geographicalia, 30, 271-282. Oliva-Urcia, B., Moreno, A., Valero-Garcés, B.L., Mata, P., Grupo Horda. 2013. Magnetismo y cambios ambientales en registros terrestres: el lago de Marboré, Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido (Huesca). Cuadernos de Investigación Geográfica, 39 (1), 117140. Oliva-Urcia, B., Moreno, A., Leunda, M., Valero-Garcés, B., González-Sampériz, P., Gil-Romera, G., & Mata, M. P. (2018). Last deglaciation and Holocene environmental change at high altitude in the Pyrenees: the geochemical and paleomagnetic record from Marboré Lake (N Spain). Journal of Paleolimnology, 59(3), 349–371. Robador Moreno, A., Carcavilla Urqui, L., Samsó Escolá, J.M. 2013. Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido - Guía geológica. IGME–OAPN–Everest, Madrid, 215 pp. Salazar Rincón, A., Mata Campo, P., Rico Herrera, M.T., Valero-Garcés B.L., Oliva-Urcia, B., Ibarra, P., Rubio, F.M. y Grupo Horda. 2013. El paleolago de La Larri (valle de Pineta, Pirineos): significado en el contexto del último máximo glaciar en el Pirineo. Cuadernos de Investigación Geográfica, 39 (1): 97-116. Sánchez España, J., Mata Campo, M. P., Vegas Salamanca, J., Morellón, M., Rodríguez, J. A., Salazar, Á., & Yusta Arnal, I. (2018). Limnochemistry of the remote, high mountain Lake Marboré (Ordesa and Monte Perdido National Park, Central Pyrenees): Stratification dynamics and trace metal anomalies Limnetica, Vol. 37, 1 85-103.

Agradecimientos

 Proyecto “HORDA - Dinámica glacial, clima y vegetación en el Parque Nacional de Ordesa-Monte Perdido durante el Holoceno”; ayudas a la investigación en materias relacionadas con la Red de Parques Nacionales del Plan Nacional I+D+i, OAPN, referencia: 083/2009  Proyecto “CLAM – 1, Seguimiento del cambio global en lagos de alta montaña (Enol, Marboré y La Caldera): Indicadores físico-químicos”; ayudas a la investigación en materias relacionadas con la Red de Parques Nacionales del Plan Nacional I+D+i, OAPN, (2013-2015).  Proyecto REPLIM, Red de observatorios de ecosistemas sensibles (lagos, turberas) al cambio climático en el pirineo. Interreg-Poctefa

Anexo: columnas de sondeos y fotografías de los afloramientos y trabajos de campo (La Larri)