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Geología y Montaña

Travesía del Coret de Varradòs, lago de Liat, Tuc de Maubèrme, lago de Montoliu, Plan de Pas de Tor (Valle de Aran, Pirineos Centrales).

22 Octubre 2009, 19:55pm

Publicado por JGSs

En este capítulo voy a describir los aspectos geológicos de una excursión de montaña a la que me siento especialmente unido, pues no en vano se encuentra dentro del área donde realice mi Tesis doctoral, entre los años 1986 y 1991 [2]. En los años posteriores a la defensa de mi Tesis, seguí trabajando en esta zona, a menudo acompañado de mi buen compañero y amigo Jordi Gavaldá, y todavía hoy sigo haciendo investigaciones en la zona, en el marco de un Proyecto de investigación sobre la estructura Varisca del Norte de la Península Ibérica. La zona en cuestión se localiza en los Pirineos Centrales, más concretamente en la parte Norte del Valle de Aran (NO de Lleida), cerca de la línea fronteriza con Francia. La geología que se puede observar a lo largo de éste recorrido se enmarca dentro de la denominada Zona Axial pirenaica y es algo complicada de comprender, pues aquí las rocas están deformadas en unas condiciones metamórficas de cierta importancia, es decir, las rocas se plegaron y fallaron a temperaturas y presiones relativamente elevadas. De todos modos, creo que se podrá realizar el recorrido haciendo varias paradas que nos descubran los aspectos más relevantes y, si no es posible comprender la totalidad de las observaciones, espero que lo esencial pueda ser entendido y disfrutado.

Mauberme-00.jpg

Pista al Coret de de Varradòs

Como ya he comentado en otro artículo, los Pirineos corresponden a una cadena montañosa que se formó durante el final del Mesozoico y el Cenozoico, a consecuencia de la colisión entre la península Ibérica y Europa, cerrándose así el océano que las separaba. Esta colisión origina un engrosamiento de la corteza terrestre que será más importante en los bordes de las placas que colisionan, es decir, donde se localizaba el océano que había entre ellas. Pues bien, justo donde mayor es el engrosamiento de la corteza terrestre se sitúa la Zona Axial pirenaica. Hasta tal punto ha sido importante el aumento de espesor de la corteza en esa zona que se han exhumado las rocas del sustrato sobre el que se apoyaban los sedimentos mesozoicos que había en el fondo del océano. ¿Qué rocas había a tales profundidades? Pues rocas del Paleozoico, deformadas por la orogenia Varisca, ocurrida a finales del Carbonífero, debido a la colisión de dos antiguos continentes, a saber, Gondwana y Laurentia-Báltica. Por lo tanto, en la Zona Axial pirenaica, vamos a observar rocas que evocan una historia mucho más antigua que la de la formación de la cordillera pirenaica.

Por lo dicho arriba, todas las rocas que vamos a atravesar tienen una edad comprendida entre el Cámbrico y el Devónico y los pliegues y fallas, se originan a finales del Carbonífero (orogenia Varisca o Hercínica), si bien algunas fallas podrían haberse vuelto a reactivar en el Cenozoico, durante la orogenia Alpina.

De más modernas a más antiguas, las rocas que vamos a encontrar en nuestra travesía, son las siguientes [1, 3, 5]:

-         Calizas y pizarras devónicas. Se trata de alternancias decimétricas de Calizas gris claro y pizarras pardo-amarillentas. Las capas de caliza pueden alcanzar varios metros de espesor. En estos niveles de calizas podría llegar a encontrarse algún resto fósil marino.

-         Pizarras negras del Silúrico. Son pizarras negras muy ferruginosas, sobre ellas es frecuente encontrar manchas anaranjadas de óxidos de hierro. Al norte del Tuc de Maubèrme, cereca de las minas de Bentaillou, han sido hallados restos de graptolites, unos fósiles marinos que tienen la forma de una pequeña sierra.

-         Formación Ansobell (Capas de Liat). Son pizarras gris oscuro, con intercalaciones miliméticas de areniscas. Entre estos niveles pueden encontrarse capas de calizas brechoides y de cuarcitas (cuarcita de Bar). Su edad es Ordovícico superior.

-         Caliza de Estana (Caliza Sandwich). En esta parte de la Zona Axial pirenaica consta de una capa de calizas oquerosas de 2 o 3 metros de espesor y de edad Ordovícico superior (Asghill).

-         Formaciones Cava y Rabassa (conglomerados de Mall de Bullard). Son areniscas de grano fino y pizarras con clastos de material volcánico (Fm. Cava). En la base pueden encontrarse niveles de conglomerados (Fm. Rabassa o conglomerados de Mall de Bullard). Los conglomerados afloran unos cientos de metros al este de la travesía. La edad es Ordovícico superior (Caradoc).

-         Serie de Jujols (Serie de Orlá). Alternancias decimétricas de cuarcitas y pizarras. Su edad puede ser Ordovícico inferior o medio.

-         Caliza de Bentaillou. Calizas blancas con algunas intercalaciones pizarrosas. Su edad puede ser  Cámbrico superior.

Los conglomerados de Rabassa, se disponen discordantemente sobre las rocas del Cámbrico y Ordovícico inferior-medio. Las capas de uno y otro grupo forman unos 20º. Esta discordancia se interpreta como relacionada con un episodio extensional ocurrido durante el Ordovícico superior [4]. Durante esa extensión, se adelgazó la corteza terrestre de tal forma que tuvo lugar la formación de los yacimientos mineros de cinc y plomo (Zn-Pb) que observaremos en la zona de Liat. Por ello, esos yacimientos tienen un origen sedimentario, ya que se formaron en el fondo del océano paralelamente a las capas del Ordovícico superior. Posteriormente, durante la deformación Varisca, los yacimientos se removilizaron.

Figura-1-Mapa-Varrados_Liat_Mauberme_PlaFig. 1. Mapa geológico de la zona entre Coret de Varradòs – Liat – Maubèrme y río Unhòla [1].
Figura-1-Mapa-Varrados_Liat_Mauberme_Pla Pinchar en el icono para abrir el mapa a tamaño original.
Figura-2-Cortes-A-B-bis.jpgFig. 2. Cortes geológicos de la zona de Liat y Maubèrme. 1: Serie de Jujols; 2: Caliza de Bentaillou; 3: Formaciones Rabassa y Cava; 4: Formación Ansobell; 5: Pizarras del Silúrico; 6: Calizas del Devónico; 7: Granito sinorogénico. Obsérvese que los pliegues principales son muy apretados y tienen vergencia norte, a la vez que el clivaje S1 se dispone paralelo al plano axial de los pliegues. Los pliegues de segunda generación (P2) en esta zona tienen escaso desarrollo, al contrario de lo que ocurre al Sur del Valle de Aran. Situación de los cortes en el mapa de la figura 1.

Como ya se he indicado, la estructura geológica observable en las rocas es esencialmente Varisca, es decir, se generó a finales del Carbonífero. Se pueden reconocer unos primeros pliegues (P1) asimétricos,  de dirección E-O, con vergencia Norte (miran hacia el norte), a los que se asocia un clivaje subhorizontal (S1), es decir una pizarrosidad paralela al plano axial de los pliegues (Figs. 1, 2). Los pliegues P1 y el clivaje S1, se encuentran deformados por otros pliegues derechos (P2), también con dirección E-O, a los que se asocia un nuevo clivaje vertical (S2), en este caso se llama clivaje de crenulación pues se forma por el microplegamiento de S1. Los pliegues P2 se encuentran asociados a cabalgamientos (fallas inversas de bajo ángulo) dirigidos hacia el Sur (Figs. 2, 3). Estos cabalgamientos superponen unas capas sobre otras, provocando importantes acortamientos y son los responsables de la removilización de los yacimientos de Zn-Pb.


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Fig. 3. Esquema de la estructura varisca de la Zona Axial pirenaica. (1) Devónico; (2) Silúrico;(3) Ordovícico superior; (4) Cámbrico y Ordovícico inferior y medio; (5) Granitos sinorogénicos (Granito de Bossost); (6) Granitos tardiorogénicos: (7) Estratificación; (8) Cabalgamiento con indicación de movimiento; (9) S1; (10) S2.

Todas estas deformaciones se han producido bajo condiciones metamórficas de bajo grado (aproximadamente unos 4 kbares de presión y temperaturas de unos 300º C). Unos cientos de metros al oeste de la travesía, justo después de desarrollarse la S1 y antes de formarse los pliegues P2, se produjo la intrusión de unos granitos sinorogénicos (Granito de Bossost), a consecuencia de lo cual las temperaturas pudieron llegar a más de 500º C. Al sur del Valle de Aran, donde se levantan las cumbres del Biceberri y Montarto, se observa un granito tardiorogénico (Granito de la Maladeta) que se emplazó al final de la deformación Varisca, tras el desarrollo de la S2. Sin embargo, en nuestra travesía estas rocas ígneas no serán observadas en ningún momento (Fig. 3).

Mauberme-00aBIS.jpg

La excursión, de unos 18 km,  se inicia en el Coret de Varradòs, al que se puede llegar de dos formas:

  1. - Saliendo de Vielha hacia el Norte, en dirección a Francia, al llegar al cruce de Arròs, se toma la pista que conduce al Saut deth Pish, siguiendo el río, hasta el Coret de Varradòs.
  2. - Seguramente la forma más cómoda es saliendo de Vielha hacia el Este, llegando a Salardú, se toma el desvío hacia Bagergue, a partir de cuya localidad se toma la pista asciende al Coret de Varradòs.

Si se realiza la excursión con dos coches, mientras el primero se deja en el Coret de Varradòs, el segundo puede llevarse hasta el Plan de Tor, al que se llega desde Bagergue, tomando la pista que sale a la derecha de la de Varradòs y que conduce a Liat. Esta última pista no siempre se encuentra practicable, pues casi cada año los aludes de nieve producen desperfectos en ella.

Ya a pié, partiendo del Coret de Varradòs hacia el Norte y a unos 500 m, nos desviamos a la izquierda (hacia el NO), donde ya se encuentra el camino a Liat bien marcado. Atravesamos unas praderas, entre las que afloran las pizarras negras del Silúrico, hasta que el camino, vuelve a modificar su rumbo hacia el Norte, atravesando unos terrenos calcáreos. Abandonamos el camino para dirigirnos unos 150 m hacia el Oeste, donde hacemos nuestra primera parada.

Parada 1: En éste punto se observan calizas y pizarras del Devónico, cerca del contacto con las pizarras silúricas. Se reconoce muy bien la estratificación y el clivaje (S1), asociado a pliegues vergentes al norte. Se puede comprobar con facilidad que la estratificación (S0) se encuentra más tendida que el clivaje, como corresponde al flanco normal de un pliegue de éstas características (relaciones S0-S1). 
Continuando el camino, unos 200 m al NO, observando la ladera situada a nuestra derecha se puede hacer la segunda parada.

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Parada 2: Punto en el que se observan calizas y pizarras del Devónico deformadas por pliegues muy apretados, vergentes al N de plano axial subhorizontal. Se continúa el camino, siguiendo de nuevo las pizarras negras del Silúrico, dejando a nuestra derecha los contrafuertes meridionales del Tuc des Armèros, donde afloran las calizas del Devónico. Bordeamos el lago de Armèros por el Este, hasta alcanzar la collada occidental del Tuc des Armèros.

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Parada 3: Mirando a nuestra derecha, según el sentido de la marcha, en la pared de la cara Oeste del Tuc des Armèros, se observan unos pliegues muy apretados, de plano axial inclinado al Norte unos 60º (vergentes al Sur), deformando a las calizas devónicas. Se trata de pliegues de segunda generación (P2), que en áreas próximas se reconocen deformando a los pliegues P1.

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Ahora, el camino baja ligeramente bordeando la cara Norte del Tuc des Armèros. Desde la parada 2 se camina casi en todo momento sobre las pizarras negras del Silúrico, pero, a unos 100 m de la parada 3, nuevamente se tocan las calizas del Devónico donde se hará la parada siguiente.


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Parada 4: En el contacto entre el Silúrico y el Devónico, se reconoce con bastante facilidad una falla. Se trata de una fractura de dirección ENE-OSO. Esta falla levanta el bloque Norte, donde se sitúan las pizarras silúricas con algunos pliegues de pequeño tamaño, relacionables con la falla. A la vista de la posición del plano de falla, ésta sería una falla normal, sin embargo, es factible interpretar esta fractura como un cabalgamiento (falla inversa) volcado hacia el norte.

Se continúa el camino y, nada más atravesar el barranco de Sièsso, se presenta un buen afloramiento de las pizarras del silúrico. Haremos aquí la quinta parada.

Parada 5: Las pizarras del Silúrico presentan una intensa pizarrosidad, obviamente no se trata de la estratificación, sino del clivaje S1. Este clivaje se encuentra deformado por pliegues de plano axial subvertical y no demasiado apretados. Son pliegues de segunda generación (P2). Si se observa atentamente, puede verse como estos pliegues llevan asociados pequeños cabalgamientos.

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Se continúa el camino hacia el NE hasta alcanzar el collado de Ansa dera Caudèra, desde donde ya se avista, hacia el Norte, el lago de Pica Palomèra y las ruinas de las antiguas instalaciones de Liat, hacia donde nos dirigimos. La zona está completamente arruinada y por todas partes se encuentran restos de chatarra, procedente de la maquinaria que en su día se empleó en las explotaciones mineras. Hay quien diría que se trata de una zona degradada por la minería; sin embargo, no debe de olvidarse que en realidad se trata de auténticos restos arqueológicos de una actividad industrial que, hasta no hace mucho tiempo, dio de comer a las gentes del Valle de Aran. Desde mi punto de vista, Liat no es una zona degradada, sino que se trata de parte de nuestro patrimonio minero que actualmente el Conselh Generau d’ Aran intenta proteger muy acertadamente.

La parada siguiente se hace unos 100 m al Oeste de las ruinas, en una labores mineras situadas junto a una pequeña construcción.


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Parada 6: En este punto se observan las capas del Ordovícico superior, cerca del contacto con el Silúrico, estamos en la Formación Ansobell. Se pueden reconocer varias labores mineras de Zn-Pb, donde el mineral se dispone subparalelo a la estratificación, como corresponde a un yacimiento de tipo sedimentario exhalativo (SEDEX). En realidad, lo que se puede ver es el hueco que ha quedado tras la exploración del mineral. Sin embargo, si se siguen las labores detenidamente, en uno de los extremos de lo que fue el yacimiento, se observan las capas cortadas por el plano sobre el que se apoyaba el mineral. La conclusión a la que se puede llegar es que éste plano corresponde a una falla, más concretamente a un cabalgamiento, que debió de aprovechar el nivel en el que se encontraba el yacimiento sedimentario. Una vez reconocida la zona, se puede concluir que, independientemente del origen sedimentario exhalativo del mineral, los cabalgamientos, relacionables con los pliegues de segunda generación (P2), controlaron el yacimiento.

Continuando unos 200 m al Oeste llegamos a unas labores en la que situamos nuestra siguiente parada.

Mauberme-06b.jpgTuc de Maubèrme desde Liat


Parada 7: Seguimos en las capas del Ordovícico superior, pero aquí es posible observar una antigua explotación por el sistema de cámaras y pilares. En los pilares se puede reconocer el mineral, aunque aquí la ley del mismo sea bastante baja.

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Se prosigue por el camino hasta llegar al Pas Estret donde, en vez de seguir hacia el Sur, cruzamos el río Unhòla y seguimos el arroyo que nos conduce a los lagos de Maubèrme. Esta parte del camino se realiza sobre las cuarcitas y pizarras de la Serie de Jujols, cerca del contacto con la Caliza de Bentaillou. En algún punto de la subida, dentro de la caliza, se puede reconocer la existencia de una charnela anticlinal, ya que la banda de calizas corresponde al núcleo de un gran anticlinal de primera generación (P1), denominado Anticlinal de Liat [1, 2, 3]. Desde los lagos se asciende hacia el collado de Maubèrme, situado al sur del pico. Algo antes del collado y saliendo del camino unos metros hacia el Sur,  haremos la siguiente parada.

A partir de aquí, volviendo sobre nuestros pasos, se sigue el camino de Liat hacia el Este, en dirección al Tuc de Maubèrme.

Parada 8:
Se trata de observar la montaña situada al sur del Maubèrme, es decir, fijar nuestra atención en la cara NO del Tuc de Crabes. Sobre las pizarras negras del Silúrico, se puede reconocer el pico formado por las calizas del Devónico, que se encuentran afectadas por dos pliegues acostados, vergentes al Norte (P1) que ocupan toda la cara norte de la montaña. Asimismo, es posible observar suaves pliegues derechos (P2) deformando a los de primera generación. A partir de aquí, el Tuc de Maubèrme puede ser bordeado por el Sur, hasta llegar al puerto de Urets. Sin embargo, se propone ascender a la cumbre, caminando a media ladera hacia el Norte, atravesando el núcleo del Anticlinal de Liat que sigue ocupado por la Caliza de Bentaillou, hasta la vertical de unas canales que ascienden hasta la cima.

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Cara NO del Tuc de Crabes.

Mauberme-09-copia-1.jpgLago Liat desde el Tuc de Mauberme.

Parada 9 (Tuc de Maubèrme, 2883 m): En la parte alta del pico afloran las cuarcitas y pizarras de la Serie de Jujols. Desde esta atalaya se puede contemplar una magnífica panorámica. Por el Oeste se divisa el lago de Liat, al Sur del cual se observa fácilmente la banda de rocas blancas que viene hacia nosotros y que corresponde al núcleo del Anticlinal de Liat. Al SO, llegan a reconocerse las labores mineras de Liat. Justo al Sur del Maubèrme se observa el Tuc de Crabes y al SE el lago de Montoliu, sobre el que se alza el puerto de Urets. Asimismo, se observa sin dificultad el camino minero que discurre hacia las antiguas labores mineras de Urets. Al NE del Maubèrme se reconoce el circo de Urets, jalonado por la Caliza de Bentaillou que sigue conformando el núcleo del Anticlinal de Liat, el cual aquí se encuentra casi acostado, perdiéndose al otro lado del circo. Hacia el Norte, ya en territorio francés, el circo de Urets se precipita hasta las minas de Bentaillou, cercanas a la población de Eyllie. La cima, hacia el Norte, se prolonga por una cresta, que es la vía de ascensión al Tuc de Maubèrme desde Francia. En ésta cresta, sobre la Serie de de Jujols, afloran ya las formaciones del Ordovícico superior en posición subhorizontal.
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Puerto de Urets desde el Tuc de Mauberme.

La bajada se puede realizar por la cresta SE, hasta el puerto de Urets, si bien es necesario prestar atención al camino, pues se trata de un destrepe por rocas descompuestas que se desprenden con facilidad. También se puede bajar unos metros por el camino de subida y rodear el Maubèrme por su cara meridional. Llegados al puerto de Urets, tomamos el camino minero que lleva hacia las minas del mismo nombre. En el camino haremos la parada siguiente.


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Parada 10: En el talud del camino, donde se han practicado algunos túneles, es posible reconocer las cuarcitas y pizarras de la Serie de Jujols (serie de Orlá) en posición subhorizontal y afectadas por el clivaje S1 que se encuentra unos grados inclinado hacia el sur. Esta observación nos informa de la posición del plano axial de los pliegues de primera generación (P1). Como la serie se encuentra normal, es decir, las capas más modernas están encima de las más antiguas, podemos deducir que nos encontramos en el flanco normal de un pliegue vergente al Norte.

Siguiendo el camino hacia el SE llegamos a las labores de Urets, donde el mineral nuevamente se encuentra encajado en las capas del Ordovícico superior. Es de destacar la magnitud de las construcciones mineras, ya en ruinas. Descendemos hacia el SO, hacia el lago de Montoliu y le rodeamos por el sur, para seguir bajando hacia el Sur por la canal de Calhaus. En la cabecera de la canal, hacemos la siguente parada.


Parada 11: Se observan las calizas del Devónico deformadas por un sinclinal de dirección NE-SO y plano axial subvertical. Se trata de pliegues de segunda generación que, localmente, llevan asociado el clivaje S2.

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Continuando el camino, unos 200 m más al Sur, de nuevo afloran calizas del Devónico. Haremos la siguiente parada.

Parada 12: Se trata de un afloramiento curioso y que merece una explicación, que solamente se puede comprender después de conocer bien las estructuras de la zona. Se trata del flanco corto de un pliegue de primera generación (P1), donde, en un principio, las capas se disponían verticales, mientras el clivaje S1, en posición horizontal, cortaba los estratos. Actualmente, la S1 se encuentra afectada por pliegues de plano axial subvertical (P2) que en este caso no presentan asociado el clivaje (S2).

En casos como este, la interpretación propuesta es que como en un principio, tras el desarrollo de los pliegues P1, la estratificación en el flanco corto se debía encontrar muy verticalizada, al iniciarse la formación de los pliegues P2, las capas no se pueden doblar, sino que sufren una rotación, hasta colocarse perpendiculares al plano de máximo aplastamiento, es decir al plano axial de los pliegues P2. Por su parte el clivaje S1, al encontrarse más tendido que la estratificación, no alcanza el ángulo necesario para rotar y se pliega, tal y como se observa en la figura 4 [1].

 Mauberme-12bis.jpg

Figura-4.jpg
Figura 4. Explicación del afloramiento de la parada 12. La estratificación no se pliega, sino que rota hasta disponerse paralela al plano axial de los segundos pliegues (P2), por lo que sufrirá un aplastamiento perpendicularmente a las capas. La S1, en posición favorable, se pliega por las estructuras de segunda generación (P2). Los pliegues P2 son los que tienen el plano axial subvertical [1].

Continuamos bajando por el camino que nos conduce hasta el Plan de Tor. Llegados a las labores mineras del mismo nombre, haremos la última parada.

Parada 13: Desde este punto dirigiendo la vista hacia el NO, en la ladera occidental del Planelh deth Pas Estret, se puede observar la discordancia entre las capas del Ordovícico superior y la Serie de Jujols (Fig. 5)  [4] .

 

Figura-5b.jpg
Figura 5. Discordancia angular entre el Ordovícico superior y la Serie de Jujols [4].

Si se ha dejado en coche en este punto, no es difícil subir hasta el Coret de Varradòs, por la pista de Bagergue. Si no se ha dejado el coche en este punto, es necesario ascender a pié hasta el Coret de Varradòs, para lo cual se baja por la pista, unos 2 km hacia el Sur, para luego ascender hacia el Oeste, por el Plan de Lana, hasta el Coret de Varradòs.

PARADA

COORDENADAS

Coret de Varradòs

N42 45 31.4 E0 53 15.2

Parada 01

N42 46 08.4 E0 52 28.3

Parada 02

N42 46 14.5 E0 52 31.8

Parada 03

N42 46 54.7 E0 52 15.3

Parada 04

N42 46 58.4 E0 52 16.5

Parada 05

N42 47 06.2 E0 52 25.6

Parada 06

N42 47 39.7 E0 52 05.6

Parada 07

N42 47 43.9 E0 51 52.6

Parada 08

N42 47 27.7 E0 54 50.1

Parada 09 (Tuc de Maubèrme)

N42 47 37.3 E0 55 01.6

Parada 10

N42 47 11.5 E0 55 48.0

Parada 11

N42 46 47.6 E0 55 14.9

Parada 12

N42 46 40.0 E0 55 13.7

Parada 13

N42 46 38.8 E0 54 22.3

Pla de Tor

N42 46 46.4 E0 54 18.1

 

Bibliografía

[1] García-Sansegundo, J. (1992): Estratigrafía y Estructura de la Zona Axial Pirenaica en la transversal del Valle de Arán y de la Alta Ribagorça. Publicaciones Especiales del Boletín Geológico y Minero, Madrid, v. 102-6 y 103-1-2-3, 167 pág. (ISBN: 84-7840-133-4).

[2] García-Sansegundo, J. (1996): Hercynian structure of the axial zone of the Pyrenees throught the Aran Valley cross-section (Spain-France). Journal of Structural Geology, 18 (11),1315-1325. 

[3] García-Sansegundo, J. & Alonso, J.L. (1989): Stratigraphy and structure of the southeastern Garona Dome. Geodinamica Acta, Paris, 3 (2), 127-134.

[4] García-Sansegundo, J.; Gavaldá, J. y Alonso, J.L. (2004): Preuves de la discordance de l’Ordovicien supérieur dans la Zone Axiale des Pyrénées: exemple du Dôme de la Garonne (Espagne, France). Comptes Rendus  Geoscience, Paris, 336, (11),1035-1040. 

[5] Kleinsmiede, W.F.J. (1960): Geology of the Valle de Arán (Central Pyrenees).  Leidse Geologische Mededelinge, 25, pp. 129-245.

[6] Sanz López, J.; Palau, J.y Cabra,P. (2013). Mapa Geológico de España E. 1:50.000, Hoja nº 149 (Isil). Memoria explicativa por Sanz-López, J. (2013). Instituto Geológico y Minero de España, Madrid.

[7] Zwart, H.J. (1979):  The Geology of the Central Pyrenees. Leidse Geologische Mededelinge, 50, 74 pág.

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Ava Gardner | gravidanza 01/05/2012 18:55

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