Tras largo tiempo a la deriva,Iberia se dirigió firmementehacia el norte y comenzó el

proceso de convergencia con Europa.Ocurría eso en realidad hace 80 mi-llones de años, y del proceso sur-gieron los Pirineos. Lejos estabaLepidotes ilergetis, pez osteictio quenadaba en las plácidas aguas que du-rante el Cretácico cubrían la regiónde la actual sierra del Montsec, al

norte de Lérida, de intuir que su marhabía de convertirse en una escar-pada cordillera montañosa, eleván-dose el fondo marino a más de 3000metros en algunos sectores. Desde lageotectónica buscamos respuesta acuestiones como ¿por qué el antiguobrazo de mar evolucionó a una ca-dena de montañas? ¿qué tipo de fuer-zas y procesos actuaron en su edifi-cación?

Desde comienzos de los años se-tenta se busca una explicación delorigen de los Pirineos en el marcode la teoría de la tectónica de pla-cas. Así hemos de entender la in-vestigación de la geología regional yel empeño por hallar un modelo geo-dinámico global para la cadena, enel que queden reflejadas su peculia-ridad singular y sus característicascomunes con otras cordilleras.

Geotectónica de los PirineosLa colisión entre las placas Ibérica y Eurasiática

cerró el mar del que, hace 80 millones de años, surgieron

los montes Pirineos. La cordillera actual se sostiene por una profunda

raíz cortical que se adentra en el manto terrestre

Antonio Teixell

1. LA CORDILLERA PIRENAICA surgió de los fondos marinos que había entre lasmasas continentales de Iberia y Eurasia, elevando a más de 3000 metros las rocassedimentarias estratificadas que en ellos se acumulaban. Este es el caso de las ro-cas calizas del Cilindro de Marboré (3325 m), una de las cumbres principales delmacizo de Monte Perdido. El levantamiento tectónico siempre se produce en zonasamplias, y sobre ellas la acción erosiva de ríos y glaciares esculpe el relieve de lasmontañas. Los procesos de formación de una cordillera causan la deformación y elplegamiento de los estratos, como se observa en la parte derecha de la imagen, co-rrespondiente a la pared oriental de la cima del Cilindro.

Aunque quedan incógnitas por des-pejar, nos vamos acercando a unaimagen coherente de la estructura ac-tual y de los fenómenos que origi-naron las montañas pirenaicas, gra-cias a un conocimiento cada vez mejorde la geología de superficie y de losfondos marinos adyacentes, al que seha sumado en los quince últimosaños, un espectacular avance en lasinvestigaciones geofísicas del sub-suelo profundo.

Desde el punto de vista geológicolos Pirineos no se limitan a las

sierras que forman el istmo entre lapenínsula Ibérica y Francia, sino quelas rocas y estructuras pirenaicas secontinúan lateralmente hacia el oestepor los relieves de la cornisa cantá-brica y por el margen continental su-mergido bajo el mar Cantábrico: existeun “Pirineo” bajo el agua hasta lascostas al norte de Galicia. La com-prensión del orógeno pirenaico nopuede disociarse de la del golfo deVizcaya, pieza clave en su evolu-ción. Aunque con una orientación di-ferente, estructuras tectónicas de edadcomparable a la de los Pirineos seencuentran también hacia el NE enlos montes del Languedoc y Provenza,hasta enlazar con el cinturón de losAlpes.

La tectónica de placas enuncia quela capa rígida externa de la Tierra olitosfera consta de un mosaico de pla-cas que se mueven unas con respectoa otras. La región pirenaica dibujahoy un límite de placa fósil, medianteel cual la placa Ibérica, en su día in-dependiente, está soldada a la placaEurasiática. Los Pirineos han dejadode crecer.

Desde la era Mesozoica, el domi-nio pirenaico constituía la fronteraentre ambos bloques litosféricos; sedieron en ella, primero, movimientosde divergencia y deriva lateral; luego,de acercamiento y colisión. El acer-camiento o convergencia de placasque originó la cordillera comenzó ha-cia finales del Cretácico superior,hace 85 millones de años, y prosi-guió por más de 60 millones de añosen la era Terciaria, hasta el Miocenoinferior.

Mucho antes, tras el ciclo orogé-nico Hercínico (período Carbonífero),una extensa masa continental agru-paba las tierras de Norteamérica yparte de Europa y Asia, la denomi-nada Laurasia. En opinión de muchosgeólogos, Laurasia estaba conectadacon las tierras australes en el super-continente de Pangea. Un amplio mar,mayor que el actual Mediterráneo, se-

paraba Africa de Europa y enlazabacon el océano Pacífico, el antiguomar de Tethys.

En los albores de la era Mesozoica,Laurasia comenzó un lento procesode disgregación. Asociados a las frac-turas que resquebrajaron el continentese formaron surcos sedimentarios, pri-mero en condiciones subaéreas a lolargo del Triásico —las característi-cas areniscas rojas de Europa occi-dental— y, posteriormente, a lo largodel resto del Mesozoico, culminandoen cuencas marinas, separando di-versos fragmentos continentales a laderiva.

Dentro del proceso de expansiónoceánica del Atlántico Norte y de laconsiguiente separación entre Norte-américa y Europa, un fragmento deesta última se independizó y comenzósu trayectoria particular, a caballoentre Eurasia y Africa: nació la placaIbérica. No nos ocuparemos aquí dellímite meridional de esa placa pe-queña, situado en el arco de Gibraltar,sino del límite septentrional, de cuyaactividad son testimonio los Pirineos.

Para reconstruir la singladura dela placa Ibérica y del dominio pire-naico en las etapas previas a la oro-genia (proceso de formación de la

2. LOS PIRINEOS SE HALLAN EN EL LIMITE, hoy inactivo, entre las pla-cas de Iberia y Eurasia. Ambas placas se extienden hasta la dorsal Centro-Atlántica y constan por tanto de un área compuesta por corteza continental yun área compuesta por corteza oceánica. Las franjas de anomalía magnética delos basaltos oceánicos reflejan la expansión del océano Atlántico a partir del ejede simetría de la dorsal centro-oceánica, proceso que causó la separación entreAmérica y Europa desde tiempos Cretácicos hasta la actualidad. En la figura serepresentan las principales franjas numeradas de forma decreciente: cuanto me-nor es el número de la anomalía, más reciente es la franja de corteza que lacontiene, y así hasta llegar a la dorsal, zona donde se crea corteza oceánica enla actualidad. A mediados del Cretácico, un apéndice del océano Atlántico en elgolfo de Vizcaya constituía el límite de placas entre Iberia y Eurasia. Se tra-taba también de una dorsal, es decir, de otro límite de placas divergente, quese situaba entre las dos franjas simétricas de anomalía 34 (83-84 millones deaños) que se trazan en el golfo. La anomalía 33 (75 m.a.) ya no entra en elgolfo; es posterior a su efímera historia de expansión. Durante el Cretácico ter-minal y el Terciario, la cinemática de las placas cambió radicalmente, y el lí-mite entre Iberia y Eurasia pasó a ser de tipo convergente. No obstante, el con-junto seguía separándose de América. La aproximación entre Iberia y Eurasiaoriginó los montes Pirineos en tierra firme, y más al oeste, en el golfo de Vizcaya,el límite de placas “saltó” hacia el sur, abandonando el antiguo eje de expan-sión oceánica del golfo y formando las nuevas estructuras cabalgantes del mar-gen Cantábrico. La terminación occidental del límite de placas en el fondo si-tuado entre las anomalías 13 y 6 del Atlántico (en una porción de corteza deunos 20 millones de años de antigüedad) refleja el momento en que la placaIbérica quedó definitivamente soldada a Eurasia, a partir del cual las dos ini-cian una trayectoria común e indisociable.

65 6

13 21 2431 33

34

34N34S

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GOLFO DE VIZCAYA

PIRINEOS

EURASIA

IBERIA

AFRICA0o10o20o30o O

0o10o20o30o O

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DOMINIO DE CORTEZAOCEANICA

ANOMALIASMAGNETICAS

LIMITEDE PLACA

5

cordillera de montañas), nosbasaremos en las rocas desuperficie y en la geofísicade los fondos oceánicos delentorno. En las franjas deanomalía magnética de lacorteza basáltica de esasregiones nos apoyamos parareconstruir las direccionesde expansión de los fon-dos oceánicos y, por ende,para seguir la trayectoriade las masas continentalesa lo largo del tiempo.

Antes de la formulaciónde la teoría de la tectónicade placas, la comparaciónentre los márgenes conti-nentales y la geología desuperficie de Asturias,Galicia y Bretaña llevó aW. S. Carey a proponer en1958 que la costa cantá-brica estuvo antiguamenteunida a la bretona, y quehabía que cerrar el golfo deVizcaya para reconstruir lageografía del pasado.Transcurridos poco más de10 años se confirmaron susideas: R. Van der Voo en-contró una diferencia de 30-35o entre los vectores pa-leomagnéticos registrados enlas rocas pérmicas de lapenínsula Ibérica y de laEuropa estable; Iberia debíade haber girado tal magni-tud desde la formación delas rocas de aquella edad.Independientemente, C. A.Williams halló franjas deanomalía magnética —indi-cio de la expansión de lacorteza oceánica— en el in-terior del golfo de Vizcaya,verdadero apéndice delocéano Atlántico, tal comoCarey había predicho.

La trayectoria pre-orogénica del do-minio pirenaico había comen-

zado con la destrucción de la anti-gua cordillera Herciniana y su su-plantación por tierras bajas, los surcossedimentarios mencionados. Este pro-ceso se hallaba en estado embriona-rio a finales de la era Paleozoica,durante el período Pérmico, y conti-nuó en los albores de la era Mesozoica.

Pero hay que esperar hasta elJurásico terminal para reconocer unsurco sedimentario bien definido, conla posición geográfica y orientaciónpropia de la cordillera en la que habráde convertirse. Durante este período,y sobre todo durante el Cretácico in-

ferior, se produjo una separación ac-tiva entre Iberia y Europa que de-sencadenó, en la franja del golfo deVizcaya-Pirineos, los siguientes pro-cesos: extensión y adelgazamiento dela corteza continental, formación defallas normales y hundimiento de fo-sas tectónicas. Las fosas representancuencas sedimentarias subsidentes, esdecir, en proceso de hundimiento pro-gresivo, que acumulan varios milesde metros de sedimentos.

Las características esos sedimentosreflejan predominantemente mediosmarinos. Desde antiguo se conocenlas potentes series de rocas sedi-mentarias del Cretácico inferior enuna franja continua de la vertiente

norte de los Pirineos, enzonas localizadas del Pirineocatalán, en la región vasco-cantábrica y en las plata-formas continentales cantá-brica y armoricana. Sonnuestro testimonio estra-tigráfico de la fragmenta-ción de Laurasia.

Hasta mediados del Cre-tácico, el Atlántico nortey el golfo de Vizcaya aúncarecen de corteza oceá-nica, y la separación Amé-rica-Europa es pequeña. Sematerializa en una estrechacuenca marina sobre cor-teza todavía continental, sibien adelgazada por los pro-cesos de estiramiento.

La franja de anomalíamagnética oceánica más an-tigua al oeste de la penín-sula Ibérica es la deno-minada M0, de hace 118millones de años. Más alnorte, frente a las costasfrancesas y británicas la pri-mera anomalía es la 34, deedad todavía más reciente,de hace 83-84 millones deaños (Cretácico superior).Entre ambas regiones me-dia el golfo de Vizcaya ysu prolongación en el an-tiguo surco pirenaico.

El retardo en la primeraanomalía magnética re-gistrada indica que la ex-pansión oceánica comenzóantes en el oeste de la pe-nínsula Ibérica que en elresto del Atlántico norte.De ello se infiere que laregión del golfo de Vizcaya-Pirineos debía constituir unlímite de placas a favor delcual Iberia derivaba late-ralmente hacia el este res-

pecto a Europa. Y. Kristoffersen re-visó la edad de las franjas magnéticasoceánicas del interior del golfo deVizcaya, que formaban dos bandassimétricas orientadas E-W, y las atri-buyó a la anomalía 34, proporcio-nando así una pieza más para el rom-pecabezas.

Kristoffersen se dio cuenta, además,de que la anomalía 33 (Campaniensesuperior, hace unos 75 millones deaños) se trazaba de forma continuaen el Atlántico sin entrar ya en elgolfo, cerrando su efímera historiade expansión. (La edad de algunasrocas sedimentarias del fondo delgolfo sugieren que la expansión pudohaberse iniciado unos 30-35 millo-

3. RECONSTRUCCION DE LA TRAYECTORIA de las pla-cas durante los procesos de expansión del océano Atlánticoy del golfo de Vizcaya, en la era Mesozoica. Hace 120 mi-llones de años, se iniciaba la expansión oceánica del Atlánticonorte, justo antes de la formación de la primera anomalíamagnética, o anomalía M0. Los siguientes estadios ilustranla rotación y deriva lateral de Iberia respecto a Eurasia, altiempo que el conjunto se separaba de la placa Americana.La posición final del esquema, hace poco más de 80 millo-nes de años, retrata la situación en el momento en que Iberiainvierte su movimiento, aproximándose a Eurasia y origi-nando los Pirineos. La línea y flecha discontinuas de la parteinferior izquierda del esquema indican el desplazamiento deAfrica respecto a Iberia con anterioridad a 120 millones deaños. Esta reconstrucción ha sido trazada a partir de lostrabajos de J. L. Olivet y P. Beuzart. BP: Banco de Porcupine.BR: Banco de Rockall; BF: Banco Flamenco.

EURASIA

NORTEAMERICA

TERRANOVA

GROENLANDIA

IBERIA

AFRICA

80 MILLONESDE AÑOS

90 MILLONESDE AÑOS

120 MILLONESDE AÑOS

CONTINE

NTAL

MARG

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BF

BP

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TAL

nes de años antes, en tiempos ap-tienses o albienses.)

El problema radica en conocer lamagnitud relativa de las dos compo-nentes de movimiento de la placaIbérica durante la era Mesozoica, asaber, el desplazamiento lateral y larotación inducida por la expansióndel golfo de Vizcaya. No existe unasolución única con los datos dispo-nibles. Carey, en su concepción pri-mitiva del golfo de Vizcaya, supusouna apertura en tijera con un polode rotación localizado en el extremoeste del actual istmo pirenaico, conlo que la compresión pirenaica re-sultaba contemporánea. Pero la si-tuación no era tan sencilla, puestoque la formación de la cordillera ocu-rrió, en lo esencial, más tarde quela apertura del golfo.

El equipo de Xavier Le Pichon,que en 1971 desarrolló uno de losprimeros modelos de los Pirineos enel marco de la tectónica de placas,cifró el desplazamiento lateral de lapenínsula Ibérica en 350 km, acom-pañado por una rotación a favor deun eje de giro que situó en las pro-ximidades de París. El modelo eraatrayente, pero había que buscar enla cordillera emergida alguna es-tructura visible que fuera capaz dehaber acomodado tan enorme tras-lación. Le Pichon y, posteriormenteP. Choukroune y M. Mattauer, ar-gumentaron descubrirla en la fallaNorpirenaica, falla vertical, que dis-curre a lo largo de gran parte de lacordillera; para estos autores habríadesempeñado una función de fallatransformante intracontinental.

La falla Norpirenaica resultaba unacandidata favorable, ya que se tra-taba de una estructura de bastantelongitud, las rocas que la circunda-ban tenían una intensa deformación,y mostraba signos de actividad duran-te el Mesozoico. Dicha actividad sededucía tanto de la distribución delas rocas sedimentarias de esa edad(de la paleogeografía), como del me-tamorfismo térmico, datado radiomé-tricamente como cretácico (entre 90y 100 millones de años), en una franjaparalela a la falla.

No obstante, otros geólogos hancuestionado esa atribución. Los mis-mos argumentos paleogeográficos ylas comparaciones de las rocas aun lado y otro de la falla hacendifícil la traslación propuesta. A es-cala de afloramiento, la falla ca-rece de criterios cinemáticos clarosde movimiento lateral. Además, lafalla Norpirenaica y sus atributos,bien caracterizados en los Pirineos

orientales y centrales, no puedentrazarse a lo largo de toda la cor-dillera, sino que se pierden late-ralmente antes de llegar al golfo deVizcaya.

En consecuencia, la apertura oceá-nica del golfo de Vizcaya y la rota-ción de Iberia se produciría con unatraslación lateral más moderada, quizáde unas decenas de kilómetros sola-

EOCENO

PALEOCENO

OLIGOCENO

MIOCENO

CUATERNARIOPL.

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PALEOZOICO

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BARREMIENSE

APTIENSE

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SANTON.

CAMPANIENSE

M0

M22

6

24

33

34

Inicio separación oceánica Africa-América

Inicio separación oceánica Europa-N. América

Inicio separación oceánica Iberia-N. América

Desbordamiento sedimentario fosas tectónicas

Inicio del plegamiento

Final del plegamiento

Fin de la expansión oceánica del golfo de Vizcaya

Extinción de los dinosaurios

Aparición del hombre 0

50

100

150

200

Metamorfismo térmico en Pirineo septentrional

M.a. EDADES ACONTECIMIENTOS PRINCIPALESAnomalíasmagnéticas

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13

Invasión marina generalizada

Retirada definitiva del mar de los Pirineos

250

4. LOS ACONTECIMIENTOS GEOLOGICOS que han contribuido a moldearlos Pirineos han tenido lugar en los últimos 150 millones de años. A modo dereferencia, en letra cursiva se indican aquellos acontecimientos de rango globalque trascienden el dominio pirenaico. La individualización de este dominio seremonta al Cretácico inferior, cuando los procesos de separación de placas y ex-tensión de la corteza originaron fosas tectónicas en una ubicación coincidente yprecursora de la futura cordillera. La forma y posición de las fallas normalesoriginadas en ese estadio ejercerían un control fundamental en la arquitecturaposterior de la cordillera, que se edificará en parte con el relleno de las fosas.En el Cretácico superior se suceden numerosos acontecimientos destacables, coin-cidentes con el intervalo de transición a la convergencia pirenaica. El golfo deVizcaya se encuentra en expansión oceánica, y el adelgazamiento de la cortezacontinental en el actual istmo pirenaico llega al máximo. La formación de losprimeros pliegues y cabalgamientos que comenzaron a crear la cadena de mon-tañas coincide con los últimos estadios de expansión del golfo de Vizcaya. Laorogenia llega a su paroxismo durante el Terciario.

mente. La traslación pudo haber que-dado plasmada no en una única es-tructura, sino a lo ancho del surcode fosas tectónicas cretácicas, resul-tado de un mecanismo combinado deextensión y deslizamiento lateral, esdecir, de “transtensión”.

La componente extensiva, innega-ble a la luz del volumen y de la na-turaleza marina de los sedimentosacumulados en las fosas, debió adel-gazar la corteza pirenaica antiguadesde un espesor continental normal,próximo a 30 km, hasta poco másde 10 km, permitiendo el flujo decalor y el metamorfismo que hoy ob-servamos.

En cualquier caso, estos aconteci-mientos terminaron entre la ano-

malía magnética 34 y la anomalía33, dentro de los tiempos campa-nienses del Cretácico superior.

Aunque nos queden dudas sobrecómo llegó, sabemos dónde estaba laplaca Ibérica hace poco más de 80millones de años, justo en el mo-mento de invertir su trayectoria y decomenzar su convergencia con la placaEurasiática. Si hemos revisado hastaahora la evolución anterior, pre-orogé-nica, del dominio pirenaico es porlas profundas influencias de su he-rencia sobre la estructura actual dela cordillera. ¿Cuál fue la historiaorogénica?

Las principales cadenas montaño-sas de la Tierra se han originado porfuerzas compresivas ejercidas cuandodos placas tectónicas se aproximan.Las fuerzas compresivas dan lugar aestructuras de acortamiento de lasformaciones rocosas, que acomodan

6. MALLOS DE RIGLOS, en Huesca. Están constituidos por conglomerados quese depositaron al pie de los relieves pirenaicos emergentes, de manera sincró-nica con la deformación tectónica. Las rocas sedimentarias sintectónicas comolos conglomerados de Riglos (derecha) son la fuente de información principal so-bre la historia evolutiva de los Pirineos, puesto que permiten conocer la edadde la deformación y de la surrección del relieve. Desde el punto de vista es-tructural, las rocas calizas de la parte superior izquierda de la fotografía for-man parte de los mantos de corrimiento frontales de la cordillera, mientras quelos mallos conglomeráticos de la derecha pertenecen ya a la cuenca del Ebro(antepaís meridional). Durante el Terciario, a medida que se acumulaban, losconglomerados de Riglos se veían cabalgados de forma progresiva por los pro-pios materiales calizos pirenaicos de cuya erosión se nutrían.

2000 km

Bilbao

Jaca

Tremp

PauToulouseOviedo

La Coruña

G O L F O D E V I Z C A Y A

ESCIN-4IAM-12

ECORSArzacq

ECORSVizcaya

ESCIN-2

ECORSPirineos

ZONA AXIAL

CUENCA DE AQUITANIA

CUENCA DEL EBRO

Lérida

ROCAS PALEOZOICAS

ROCAS MESOZOICAS

ROCAS TERCIARIAS

ROCAS TERCIARIAS DE LOS ANTEPAISES

CABALGAMIENTOS PRINCIPALES

FallaNorpirenaica

Huesca

5. MAPA GEOLOGICO DE LA CORDILLERA PIRENAICA. En este tipo demapas se representa la distribución cartográfica de los principales grupos li-tológicos, atendiendo a su edad, junto con la traza en superficie de las princi-pales estructuras tectónicas —en trazo grueso: fallas y cabalgamientos—. Desdeel punto de vista geológico, los Pirineos no se restringen al istmo entre Españay Francia, sino que se extienden por el noreste hacia el Languedoc, y por eloeste a lo largo de la cornisa cantábrica hasta el norte de Galicia, tanto en tie-rra firme como en el margen continental. Las investigaciones de geología ma-rina han revelado la existencia de importantes cabalgamientos y pliegues su-mergidos bajo el mar Cantábrico. En líneas discontinuas se indica la ubicaciónde los perfiles de sísmica de reflexión profunda que se han realizado para in-vestigar la estructura cortical de la cadena (programas ECORS, ESCI y IAM).

la reducción de espacio entre las pla-cas en convergencia. A esta categoríade estructuras pertenecen los plieguesque contornean los estratos y las fa-llas inversas o cabalgamientos (fallasque provocan contracción de las su-cesiones rocosas mediante la super-posición o corrimiento de unas so-bre otras). A gran escala, las estructurascompresivas causan el engrosamientode la corteza terrestre, que se tra-duce en formación de tierras altas ymontañas.

Las fuerzas compresivas entre lasplacas Ibérica y Eurasiática cerrarony levantaron la fosa marina que ocu-paba la región pirenaica. Así se formóel cinturón montañoso actual, flan-queado por las tierras bajas periféri-cas de las cuencas de Aquitania yEbro.

Si atendemos a la distribución delas estructuras tectónicas dentro dela cadena, distinguimos dos fajas prin-cipales, una septentrional y otra me-ridional. La faja septentrional, ca-balgante hacia el norte sobre la cuencade Aquitania, presenta pliegues y ca-balgamientos internos volcados en esadirección. En la faja meridional (másamplia, pues incluye un vasto ma-cizo de rocas ígneas y metamórficaspaleozoicas, la “zona axial”), las es-tructuras están volcadas hacia el sur,hacia la cuenca del Ebro.

Ambas mitades, que confieren a lacordillera pirenaica cierta simetría, laconfiguran en una cordillera de do-ble vergencia. La misma distribuciónde estructuras puede reconocerse tam-bién en la región más occidental, enla cornisa cantábrica, si bien allí la

faja de vergencia septentrional no fuecapaz de elevar por encima del ni-vel del mar un fondo que, al enla-zar con la corteza oceánica del golfode Vizcaya, era originalmente másprofundo.

Superada la concepción autocto-nista que dominó la geología pire-naica durante parte del siglo pasado,actualmente se atribuye una notableimportancia a las estructuras de ca-balgamiento y al acortamiento quehan causado. Se cifra en decenas dekilómetros la reducción de espacioen el antiguo surco marino. Pero,¿cómo podemos calcular la magnituddel acortamiento en una cordillera?

Se empieza por seleccionar unasección transversal a la cadena, per-pendicular a los ejes de plegamientoy a la traza de los cabalgamientosprincipales (es decir, paralela a la di-rección de movimiento o convergen-cia en la cordillera), en un segmentocuya geología se conozca bien. Lageometría actual de las formacionesrocosas se representa entonces en uncorte geológico.

Para calcular el acortamiento ge-neral conviene “deshacer” los efec-tos de la deformación, es decir, de-volver a su posición y configuracióniniciales las formaciones rocosas, des-plegando los pliegues e invirtiendo elmovimiento de las fallas o cabalga-mientos. En este proceso podremosmedir el acortamiento o traslación ho-rizontal que ocurrió para llegar desdela situación original, previa a la de-formación, hasta el estado actual.

Mediante la aplicación de tal pro-cedimiento, en una transversal quepasa por el Pirineo leridano se hacalculado un acortamiento global quese cifra en 100-150 km, mientras queen la zona limítrofe entre el Pirineoaragonés y navarro el acortamientose ha calculado en 80 km. La dis-minución del acortamiento de este aoeste es coherente con la reducciónde anchura y de relieve de la cor-dillera que se observa en esa direc-ción. Estos valores cuantifican la con-vergencia de las placas Ibérica yEurasiática. A partir de ellos, cono-ciendo la duración de la orogenia,

7. LA LITOSFERA TERRESTRE es una entidad dinámica, sujeta a fuerzastectónicas de tipo diverso. Una región puede estar sometida a fuerzas de tipocompresivo, cuando dos placas tectónicas se acercan, o de tipo distensivo (detensión), cuando las placas divergen. Las fuerzas compresivas producen acorta-miento horizontal y engrosamiento de la corteza, que se resuelve generalmentepor pliegues y fallas contractivas o cabalgamientos, como los que edifican losPirineos. La tensión se traduce en aumento de longitud y adelgazamiento de lacorteza, procesos que se acomodan por las denominadas fallas normales o ex-tensivas. A la escala de la litosfera, un límite de placas en convergencia puederesolverse con la subducción de una placa litosférica hacia el manto inferior se-mifluido (astenosfera). La extensión, por el contrario, se asocia a una remon-tada de la astenosfera, con un consiguiente flujo de calor hacia niveles relati-vamente poco profundos.

PLIEGUES CABALGAMIENTOS FALLAS NORMALES Y FOSAS

COMPRESION

A ESCALADE LA CORTEZA

SUPERIOR

A ESCALALITOSFERICA

TENSION

SEDIMENTOS

EXTENSIONY ADELGAZAMIENTO

CIZALLALITOSFERICA

ASTENOSFERA

ASTENOSFERA

ACORTAMIENTOY ENGROSAMIENTO

CORTEZA

SUBDUCCION

MANTO SUPERIOR

podemos estimar la velocidad pro-medio a la que se acercaban las dosplacas: entre 1,3 y 2,4 milímetrospor año.

El tipo de criterio seguido para aco-tar la duración de la orogenia re-cuerda el utilizado para reconstruir lahistoria mesozoica: el registro de lasrocas sedimentarias. Al extenderse ysepararse fragmentos de la corteza te-rrestre, aparecen surcos o cuencas se-dimentarias. Durante la elevación deuna cordillera se produce también se-dimentación en pequeñas cuencas in-tramontañosas o en la periferia de lacadena, en las tierras bajas que de-nominamos antepaíses. Las rocas se-dimentarias que se originan presen-tan una signatura, una peculiararquitectura de los estratos, que in-dica que su sedimentación se pro-ducía al mismo tiempo que el ple-gamiento (discordancias, acuñamientode capas, variaciones bruscas de es-pesor o de granulometría del sedi-mento, etc.). En los Pirineos, las ro-

cas que portan dicha signatura cubrenel intervalo desde finales del Cretácicosuperior hasta el Mioceno inferior.

De la evolución orogénica de lacordillera podemos destacar varios he-chos. Las estructuras compresivas másantiguas, reconocidas en los Pirineoscentrales y orientales, son de edadSantoniense superior-Campaniense, edada la que pertenece la anomalía magné-tica oceánica encontrada en el golfode Vizcaya. El inicio de la conver-gencia fue, al menos durante un brevetiempo, contemporáneo a la expansiónoceánica del golfo. Pero no podemosasegurar si en el margen continentalal sur del golfo había entonces ple-gamiento o si la compresión empezómás tarde en esa transversal.

Por otra parte, de los datos delPirineo emergido se conjetura que,cuando se inició la compresión, lacesión de la corteza y las primerasdeformaciones se produjeron en lazona de mayor debilidad, es decir,en el eje del antiguo surco meso-

zoico al norte de los Pirineos, dondela corteza era más delgada y dondeexistían numerosas fallas formadasdurante la etapa de divergencia. Muchasde las antiguas fallas normales se re-activaron como cabalgamientos, enun fenómeno de inversión tectónica.

En esas etapas iniciales, la creaciónde relieve, modesta, se ceñía a la ele-vación progresiva del antiguo fondomarino. Los montes pirenaicos pasa-ron parte de su historia bajo el agua.

A medida que la convergencia delas placas progresaba, la cordilleracreció en anchura y se vio involu-crado el margen exterior al sur delantiguo surco, constituido por cor-teza Ibérica espesa, poco alterada du-rante la extensión mesozoica. Acortaro apilar corteza rígida y espesa fueun proceso más costoso al que seasoció la creación principal de re-lieve y la retirada del mar de las tie-rras hoy emergidas.

El enterramiento y sellado de losúltimos cabalgamientos y pliegues por

8. CORTE GEOLOGICO de un sector del Pirineo aragonés,al norte de Jaca. Un corte geológico es una sección verti-cal del terreno donde se representa la geometría y la dis-tribución de las formaciones rocosas del subsuelo hasta unaprofundidad determinada. En éste queda reflejada la de-formación que han sufrido las capas o estratos rocosos, ori-ginalmente horizontales, tras haber actuado los procesostectónicos. La extensión lateral original que ocupaban las

capas horizontales puede evaluarse “desplegando” la trazasinuosa de las capas y deshaciendo los desplazamientos cau-sados por los planos de cabalgamiento. Comparando la lon-gitud de las capas restituidas y la longitud que ocupan enel corte actual, entre dos líneas de referencia dadas (indi-cadas por los tornillos), podemos calcular el acortamientoexperimentado para pasar de un estadio a otro, un reflejode la convergencia de las placas tectónicas.

CAPAS TERCIARIAS

CAPAS CRETACICAS

CORTE RESTITUIDO AL ESTADO INDEFORMADO

TRAYECTORIA DE LOS CABALGAMIENTOS

SSWNNESIERRA BERNERA

2270 m

0 1 km

CORTE GEOLOGICO ACTUAL

ACORTAMIENTO

los sedimentos del Mioceno inferiory medio, tal como se observa en lasSierras Exteriores surpirenaicas re-presenta el momento en que Iberiaquedó definitivamente unida a Eurasia,a partir del cual la trayectoria de am-bas devino indisociable.

Através de las observaciones degeología de superficie, y con la

ayuda de sondeos, hemos llegado aun grado razonable de conocimientode la estructura interna de los pri-meros kilómetros de la corteza pire-naica y hemos podido evaluar la mag-nitud del acortamiento orogénico enestos niveles.

Ahora bien, para mantener el equi-librio de masas durante la orogenia,han de ser semejantes el acortamientoy la reducción de espacio en todos

los niveles de la corteza, más alláde donde tenemos observación di-recta. Mas, ¿cómo se resuelve la es-tructura en los niveles profundos?

Por sí solas, las observaciones desuperficie no bastan para hallar lasolución. Pero si les sumamos las in-vestigaciones geofísicas del subsuelopodemos obtener un modelo litosfé-rico de la cordillera. Las investiga-ciones sobre la tectónica profunda seapoyan en la medida de la gravedadde la tierra (gravimetría) y en la pro-pagación de ondas sísmicas (natura-les o generadas por explosiones con-troladas).

De las variaciones de la gravedadentre un punto y otro inferimos con-trastes de densidad en la litosfera deuna región a otra. Algunas de las va-riaciones o anomalías gravimétricas

son fruto de factores cercanos a lasuperficie. Cuencas ocupadas por ma-teriales sedimentarios poco densos ocuerpos volcánicos someros de altadensidad serían ejemplos típicos. Sinembargo, otras anomalías reflejan fac-tores más profundos, ligados al límiteentre la corteza y el manto. En lazona axial de los Pirineos se detectauna manifiesta anomalía negativa dela gravedad, que trasciende la escalalocal y refleja el engrosamiento dela corteza bajo la cordillera. Puestoque la densidad de la corteza es me-nor que la del manto, cualquier pro-longación de la corteza dentro delmanto se traducirá en un descenso dela gravedad en aquella región.

Como cabía esperar de los fenó-menos de convergencia y acortamientoorogénico, tenemos indicios fiables

9. DOS CORTES GEOLOGICOS que atraviesan la cordi-llera pirenaica completa a través de su parte central. Lasección oriental discurre entre las localidades de Balaguery Toulouse, pasando por los valles de Noguera Pallaresa yde Salau. La sección occidental discurre un poco al oestede la localidad de Jaca, por los valles de Ansó, Belagua,Arette y Oloron, terminando al oeste de Pau. Estos cortesabarcan únicamente la parte superior de la corteza, sectorcuya estructura podemos deducir con razonable fiabilidad apartir de las observaciones de superficie y de sondeos, y sebasan en los trabajos de numerosos geólogos de ambos la-dos de los Pirineos. En las dos secciones se aprecia la re-lativa simetría estructural de la cordillera, con una parteseptentrional en la que los cabalgamientos están dirigidos

hacia el norte, y una parte meridional en la que están di-rigidos hacia el sur. En la parte topográficamente más altade la cordillera (Zona Axial), el apilamiento de mantos ca-balgantes y su subsecuente erosión ha hecho desaparecer lasrocas sedimentarias mesozoicas que cubrían este territorio,exhumando así las rocas paleozoicas. Estas últimas, previa-mente afectadas por la orogenia Herciniana, de finales delPaleozoico, están constituidas en gran parte por materialesde origen ígneo (granitos) y metamórfico. La magnitud delacortamiento orogénico calculado en estas secciones de lacordillera es mayor en la sección oriental (100 o 150 km,según diferentes investigadores) que en la occidental (unos80 km), en consonancia con su mayor elevación topográficay grado de exhumación.

0 10 20 km

ROCAS PALEOZOICAS

ROCAS MESOZOICAS

ROCAS TERCIARIAS

2

Pirineos

Frente N

Frente S

CORTE GEOLOGICO OCCIDENTAL

S N

Zona Axial

CUENCA DEL EBRO CUENCA DE AQUITANIAPIRINEOS

Jaca Frente NFrente S

1

Tremp

CUENCA DEL EBRO

CORTE GEOLOGICO ORIENTAL

NS

Zona Axial FallaNorpirenaica

CUENCA DE AQUITANIAPIRINEOS

Frente NFrente S

de que la corteza pirenaica es másgruesa que la de las regiones llanascircundantes.

¿Hasta qué punto es más gruesa?¿Qué forma adquiere esa “raíz” bajola cordillera? La solución nos vendrádada por la refracción y la reflexiónde ondas sísmicas provocadas en elsubsuelo. La refracción de las on-das sísmicas permite dividir la li-tosfera en capas dotadas de dife-rentes propiedades físicas, en las quelas ondas se propagan a distinta ve-locidad. Así, el límite entre la cor-teza y el manto (discontinuidad deMohorovicic o “Moho”) está defi-nido por una superficie refractanteentre una capa donde la velocidadde las ondas P es 6-6,5 km/s (cor-teza) y otra donde la velocidad au-menta a 8 km/s (manto).

Aprincipios de los años ochenta,J. Gallart y M. Daignières ana-

lizaron datos de refracción de ondassísmicas causadas por explosionescontroladas en los Pirineos. Y ci-fraron el engrosamiento cortical bajola cadena: del espesor medio de 30-33 km de la corteza ibérica fuerade la cordillera se pasaba a más de45 km bajo las altas cumbres de la

misma. Dedujeron, además, que elespesor cortical caía de nuevo, bajola vertiente norte de los Pirineos, a30 km.

Esa brusca transición parecía ha-llarse bajo la falla Norpirenaica. Seesbozó así un modelo de la cadenaen el que la falla Norpirenaica cons-tituía una fractura vertical maestraque atravesaba toda la corteza, se-parando dos dominios con espesorcortical diferente. Enlazando con laimportancia que muchos autores habíanconcedido a la falla durante la se-paración y rotación de placas en elMesozoico, la misma estructura ad-quiría una función preponderante enla orogenia pirenaica.

Con tal modelo, sin embargo, re-sultaba difícil equilibrar el acorta-miento orogénico entre la corteza su-perior y la corteza inferior. En efecto,no bastaba una fractura vertical enprofundidad para provocar, por sísola, acortamiento alguno; por tanto,había que suponer una importantemagnitud de acortamiento dúctil yhomogéneo en los niveles medios einferiores de la corteza, al menos delmismo orden que el asignado a latraslación de los mantos de corri-miento de la corteza superior.

La siguiente generación de mode-los geotectónicos de los Pirineos brotóde la realización de perfiles de sís-mica de reflexión. Los principios enlos que se basa el método sísmicode reflexión son semejantes a los delmétodo de refracción, con la salve-dad de que, en este caso, se anali-zan las reflexiones de las ondas, taly como se detectan en una serie depuntos de registro o geófonos dis-persos a partir de un punto de ex-plosión móvil.

Tras un adecuado tratamiento delas señales recibidas, se obtiene unasección vertical de la corteza con lastrazas de los principales niveles osuperficies reflectoras. Luego, se aso-cia cada traza reflectora a una capao estructura tectónica particular; deese modo, algunas reflexiones repre-sentan estratos, otras superficies defractura, cabalgamientos e incluso ladiscontinuidad Moho.

La ejecución de un perfil profundode reflexión requiere el concurso devarias instituciones o países. El pri-mer perfil sísmico (perfil ECORS-Pirineos), fruto de un programa decooperación hispano-francés, se ela-boró en la segunda mitad de losochenta, atravesando la cordilleradesde Toulouse a Balaguer. Ahoradisponemos ya de seis perfiles queatraviesan el dominio pirenaico-cantá-brico y el golfo de Vizcaya.

Los perfiles de sísmica de refle-xión pirenaicos, además de precisarvaliosos detalles de la estructura in-terna y del espesor de la corteza, hanrevelado que la falla Norpirenaica

10. LOS CABALGAMIENTOS o fallas contractivas son elementos fundamenta-les de la estructura de la cordillera pirenaica. Esta imagen, tomada en las SierrasInteriores altoaragonesas al norte de Hecho, muestra uno de estos cabalgamientos,que aparece como una superficie de contacto nítida mediante la cual areniscasde edad cretácica (con tonalidad marrón) han montado —“cabalgado”— por en-cima de calizas de edad terciaria (con tonalidad blanca), invirtiendo así el or-den normal de la sucesión estratigráfica. La flecha amarilla indica la direcciónde avance de la masa cabalgante o manto de corrimiento.

no atraviesa toda la corteza (estáinterrumpida por el cabalgamientofrontal norpirenaico) y que la estruc-tura cortical profunda es asimétri-ca. La corteza Ibérica tiende a sumer-girse hacia el norte bajo la Europea,que mantiene una profundidad alMoho constante. Los perfiles hanmostrado que una placa ha montadosobre la otra.

Los resultados de los perfiles de-ben servirnos para construir nuevoscortes geológicos, que representenesta vez ya toda la corteza y el mantosuperior. Conviene saber, empero, quelos perfiles de reflexión no son unrecurso infalible. No hemos logradola resolución inequívoca de la es-tructura profunda de la parte centralde la cadena; y se discute sobre laforma precisa con que la placaEurasiática se superpone a la Ibérica.

Así, en el análisis del perfil ECORS-Pirineos, P. Choukroune, F. Rourey demás integrantes del equipoECORS han llegado a la conclusiónde que la superposición entre lasdos placas es moderada; además, re-suelven gran parte del acortamientoen profundidad mediante numerososcabalgamientos intracorticales queafectan a la corteza inferior de am-bas placas.

De esa explicación discrepan J. A.Muñoz, X. Berastegui y colaborado-res, en cuya opinión la convergenciaentre la placa Euroasiática y la Ibéricase ha traducido en una subduccióncontinental de la segunda, hasta unaprofundidad superior a la detectadapor el perfil.

Otro perfil sísmico profundo dis-parado a finales de los ochenta, elperfil ECORS-Arzacq, podría arrojar

más luz al interior de la tierra. Unrepaso de la distribución de los ni-veles reflectores en dicho perfil mellevó a la conclusión de que podíareconocerse corteza Ibérica adentrán-dose hacia el manto hasta una pro-fundidad de al menos 60 km.

El perfil ECORS-Arzacq revelabamás detalles de la geometría del en-grosamiento cortical bajo la cordi-llera. A raíz de la colisión entre pla-cas, la corteza Europea se habíaintroducido como una cuña en laIbérica, doblando así el espesor ori-ginal. La parte inferior desgajada deésta se había subducido hacia elmanto, mientras que la superior quedódeformada en el prisma orogénico su-pracortical.

La teoría de la tectónica de pla-cas predice que, cuando una placacontinental converge con una placa

11. PARA LA INVESTIGACION de la estructura profundade la corteza pirenaica se utilizan técnicas geofísicas comola sísmica de reflexión, que se basa en la propagación y enlas reflexiones en el subsuelo de ondas sísmicas artificialesgeneradas por explosiones controladas. Con los datos re-gistrados en una serie de geófonos se construye una sec-ción vertical del terreno (perfil sísmico), en la que las lí-neas cortas representan la traza de los principales niveleso superficies reflectoras bajo el suelo. Estas trazas debenser interpretadas y atribuidas a elementos geológicos par-ticulares (estratos, contactos litológicos, cabalgamientos, etc.).La figura reproduce dos perfiles realizados en los Pirineos,

cuya traza coincide aproximadamente con la de los cortessomeros de la figura 7. En ambos perfiles quedan bien ex-presados los rasgos fundamentales de la estructura corti-cal, y se individualizan claramente las cortezas ibérica yeuropea, con la discontinuidad de Mohorovicic (Moho) enla base. Uno de los resultados más notables de los perfileses la representación de la inmersión de la placa Ibérica ha-cia el norte, por debajo de la placa Eurasiática. Este he-cho manifiesta los efectos del acortamiento pirenaico a granprofundidad. La escala vertical no está en unidades de lon-gitud, sino de tiempo de ida y vuelta de las ondas sísmi-cas reflejadas.

0

5

10

15

0

5

10

15

0 20 km

FALLANORPIRENAICA

0

5

10

15

0

5

10

15

PERFIL ECORS-PIRINEOS

PERFIL ECORS-ARZACQ

0 20 KM

Frente N

NS

NS

MOHO EUROPEO

MOHOIBERICO

MOHO EUROPEO

MOHO IBERICO

ROCAS SEDIMENTARIAS DE LA CORTEZA SUPERIOR

CORTEZA INFERIOR

TIEMPO ENSEGUNDOS

(IDA Y VUELTA)

Frente S

TIEMPO ENSEGUNDOS

(IDA Y VUELTA)

ECORSARZACQ ECORS

PIRINEOS

P i r i n e o s

Frente N

Frente S

Frente N

oceánica, la segunda se subduce ha-cia el manto bajo la primera, en razónde su mayor densidad. Pero si seacercan dos placas continentales, pro-sigue la teoría, entonces no hay sub-ducción, pues la corteza continentalgranítica es mucho menos densa queel manto y su “flotabilidad” le im-pide adentrarse en él. Todo apunta aque los Pirineos vulneran esa regla.Podemos descartar la antigua exis-tencia de un segmento de cortezaoceánica —hoy consumido— en eldominio pirenaico ahora emergido, yaque, como corrobora el perfil sísmicoECORS-Vizcaya, la corteza oceánicadel golfo de Vizcaya no pasaba delmeridiano de Asturias occidental. Portanto, la porción de corteza subdu-cida bajo los Pirineos ha de ser en-teramente continental.

Ahora bien, hay factores que podríanquitar hierro a esa aparente contra-dicción con la teoría de la tectónicade placas. En primer lugar, sólo ha

subducido la corteza inferior —másdensa, a la luz de la distribución delas velocidades de las ondas sísmi-cas—, mientras que las cortezas me-dia y superior se han acortado me-diante la indentación de la cuña Europeay mediante el prisma orogénico de lacorteza superior. En segundo lugar,al hundirse material cortical a pro-fundidades mantélicas, cabe presumirque se viera sometido a unas condi-ciones de presión y temperatura ele-vadas, capaces de provocar un meta-morfismo intenso en las rocas queincrementara su densidad (tenemosconstancia de tales transformacionesmineralógicas y microestructurales gra-cias al afloramiento de este tipo derocas —denominadas eclogitas— enotras regiones del globo).

Hasta aquí nos hemos ocupado delsegmento ístmico de los Pirineos.

¿Cuál es la situación en el sectorCantábrico? Tras el descubrimiento

de un sistema de cabalgamientos deestilo “pirenaico” en la plataformay talud submarinos, los equipos deLe Pichon y de G. Boillot propu-sieron que, durante la etapa com-presiva del Terciario, una parte dela corteza oceánica del golfo deVizcaya había subducido hacia elsur bajo el margen continental no-ribérico. La subducción debía habersido limitada, puesto que la regióncarece de algunas de las caracterís-ticas distintivas de las zonas de sub-ducción océano/continente; en espe-cial, de magmatismo (arcos de islas,cinturones volcánicos, etc.), que nofalta en los márgenes activos ac-tuales de los Andes y del Pacíficooccidental, por citar dos ejemplostípicos.

sin embargo, los perfiles sísmicosdel programa español ESCI-N reve-laron que la estructura profunda dela corteza continental cantábrica esmuy semejante a la de los Pirineoscentrales. Bajo los Picos de Europa,existe también un fragmento de cor-teza continental que se sumerge ha-cia el norte hasta profundidadesmantélicas, incluso en esa región queoriginalmente estaba enfrentada acorteza oceánica. Bajo el mar, losperfiles ESCI-N han corroborado laexistencia de cabalgamientos en elmargen continental, que convergenen un nivel de despegue basal. Nopuede confirmarse si este despeguebasal corresponde a un verdaderoplano de subducción situado sobrecorteza oceánica, cuya extensiónallende la franja de anomalía magné-tica 34, situada bastante al norte delos cabalgamientos, se desconoce.Las estructuras cabalgantes que hoy

12. ESTRUCTURA TECTONICA a es-cala cortical de los Pirineos, basadasen las investigaciones de superficiey en los datos geofísicos del subsueloprofundo. El corte oriental, debido aJ. A. Muñoz, X. Berastegui y colabo-radores, se apoya en el perfil ECORS-Pirineos, el primero en realizarse. Enesta hipótesis se contempla una sub-ducción de la corteza Ibérica hacia elnorte bajo la Eurasiática, fruto de laconvergencia entre ambas placas. Paraelaborar la sección occidental (situada160 kilómetros más al oeste), me baséen el perfil de reflexión ECORS-Arzacqy en datos de sísmica de refracción dezonas más al sur. Los datos disponi-bles llevaron a la conclusión de que lacorteza Eurasiática se había introdu-cido como una cuña en la cortezaIbérica, y que únicamente la parte in-ferior de ésta última había subducidohacia el manto.

Pamplona Bayona

NS

NS

LéridaToulouse

GOLFODE VIZCAYA

INDENTACION CORTICALY SUBDUCCION DECORTEZA INFERIOR

EURASIAIBERIA

MOHO

EURASIAIBERIA

MOHO

MANTO SUPERIOR

0 Km

50 Km

0 Km

50 Km

CORTEZA INFERIOR

SUBDUCCIONCORTICAL

CORTE GEOLOGICO OCCIDENTAL (PERFIL ECORS-ARZACQ)

CORTE GEOLOGICO OCCIDENTAL (PERFIL ECORS-PIRINEOS)

observamos podrían representar úni-camente deformaciones intracortica-les del antiguo margen continentalpasivo.

Todo esto se refiere a unos acon-tecimientos que concluyeron hace

unos 20 millones de años. La con-vergencia entre las placas Ibérica yEurasiática cesó. No hay duda de quelos Pirineos se están erosionando,pero podemos matizar si han dejadoo no de crecer. A este respecto, laexistencia de la raíz de corteza pro-funda que se adentra hacia el manto,bajo la cordillera, tiene unas conse-cuencias importantes.

Por el estudio de la propagaciónde las ondas de los terremotos sesabe que la astenosfera, capa semi-fluida y densa, subyace bajo la li-tosfera. Según su altura topográfica,las regiones del globo se encuentranen equilibrio isostático, flotando so-bre la astenosfera; se trata del prin-cipio de Arquímedes aplicado a nues-tro planeta. Al igual que el ascensoque se produce al aligerar de cargaun buque, al erosionarse una tierraalta la masa que se pierde se tra-duce en un levantamiento masivo dela corteza que la subyace.

¿Significa eso que los Pirineos soncada vez más altos? No, si los con-sideramos en conjunto, ya que la al-tura media de la cadena va dismi-nuyendo, pero algunas cumbres, deerosión ineficaz, podrían ganar al-tura. En algunas zonas del Pirineofrancés se han medido elevaciones(desnivelamientos) recientes de alre-dedor de 1 mm por año. En térmi-nos de evolución del relieve, losPirineos constituyen una cordillerajoven.

Por otra parte, el que los Pirineospuedan atravesar una relativa placi-dez tectónica, no significa que seauna región sismológicamente inac-tiva. La región sufre frecuentes te-rremotos, casi siempre de baja in-tensidad, salpicados de sacudidasviolentas. El 13 de agosto de 1967,

un temblor que azotó la localidad be-arnesa de Arette, una de las zonasde mayor actividad sísmica, alcanzóuna magnitud de 5,3. Los terremo-tos más destructores de los que setiene documentación histórica afec-taron al Pirineo catalán, en el sigloXV (1427 en Olot y 1428 en Queralbs).No puede decirse que los Pirineosconstituyan una zona de alto riesgo,pero el caso de Arette nos puso denuevo sobre aviso. Se conocen maltodavía los mecanismos focales delos terremotos pirenaicos, aunque sesospecha que los seísmos podrían de-rivar de la reactivación de algunasfallas antiguas producidas durante laetapa orogénica.

La investigación geológica de losPirineos seguirá deparando sorpre-sas, con la introducción de nuevosenfoques y la aplicación de técnicasrefinadas. Entre las últimas incorpo-radas, está la medición de la con-ductividad eléctrica a través de lalitosfera, que ha permitido detectaruna zona de conductividad anóma-lamente alta bajo la parte axial dela cadena, entre 30 y 80 km de pro-fundidad. Para J. M. Pous y cola-boradores, esa conductividad reflejala presencia de fluidos que impreg-nan las rocas, magma derivado dela fusión parcial de la raíz corticalpirenaica. De ser ciertas estas atri-buciones, algún día el magma podríabuscar su camino hasta la superfi-cie. Esto parece lejano todavía, perosi algún día la región pirenaica ini-cia un nuevo ciclo de fracturación yreapertura, entonces, convendrá es-tar al acecho.

BIBLIOGRAFIA COMPLEMENTARIA

THE ECORS PYRENEAN DEEP SEIS-MIC PROFILE REFLECTION DATAAND THE OVERALL STRUCTURE OFAN OROGENIC BELT. P. Choukrou-ne y Equipo ECORS, en Tectonics,volumen 8, págs. 23-39, 1989.

TALL GEOLOGIC DEL PIRINEU CEN-TRAL 1:200.000. X. Berastegui, M.Losantos, J. A. Muñoz y C. Puig-defàbregas, Ed. Servei Geològic deCatalunya, Institut Cartogràfic deCatalunya, 1993.

SYNTHESE GEOLOGIQUE ET GE-OPHYSIQUE DES PYRENEES. A. Bar-nolas y J. C. Chiron, Ed. BRGM-ITGE, Orléans-Madrid, 1996.

CRUSTAL STRUCTURE AND OROGE-NIC MATERIAL BUDGET IN THEWEST CENTRAL PYRENEES. A. Tei-xell, en Tectonics, volumen 17, pá-ginas 395-406, 1998.

ANTONIO TEIXELL enseña geotec-tónica en la Universidad Autónomade Barcelona. Ha trabajado, adscri-to al Instituto Geológico y Minerode España y a la universidad, en te-mas de investigación de geología es-tructural y de tectónica-sedimentaciónen diversas cordilleras de Europa, deNorteamérica y del norte de Africa.Lleva más de 15 años estudiando lacordillera Pirenaica.