Treb. Mus. Geol. Barcelona, 11: 5-65 (2002)

The mid-Tertiary Azuara and Rubielos de laCérida paired impact structures (Spain)*

Kord ERNSTSON**, Fernando CLAUDIN***, Ulrich SCHUSSLER**** andKlaudia HRADIL* * * *

RESUMEN

ERNSTSON, K., CLAUDIN, F., SCHUSSLER, U. and HRADIL, K. Las estructurasde impacto doble del terciario medio de Azuara y Rubielos de la Cérida (Espana).

El presente artIculo se centra en las estructuras de impacto de Azuara y Rubielosde la Cérida, que con diámetros de aproximadamente 35-40 Km fueron generadas enun objetivo puramente sedimentario. Ambas constituyen la estructura terrestre deimpacto doble de mayor tamano conocida hasta el momento. A partir de los datosestratigraficos y paleontológicos, su edad más probable es Eoceno sup. u Oligoceno.La cartografia geologica realizada ha permitido localizar abundantes evidencias deimpacto e incluso efectos del impacto en depósitos autóctonos distantes. La evidenciade impacto más importante para ambas estructuras viene dada por la presencia de unintenso metamorfismo de choque, incluyendo fundido y vidrio diapléctico, rasgos dedeformación planar (PDFs), diferentes tipos de rocas de fundido de impacto (forma-das a partir de fundido silicatado, de fundido carbonatado y fundido de carbonato-fosfato) y brechas suevIticas. PartIculas de vidrio carbonoso amorfo sitas en un corn-ponente sOlido de C-O pueden estar relacionadas con fullerenos, y haberse formado apartir del enfriamiento de un fundido procedente o bien de carbon intensamentechocado o bien de calizas intensamente chocadas. Pensamos que el impacto tuvo unainfluencia considerable en el terciario medio de esta region del Sistema Ibérico, ysugerimos que aquellos modelos en los que no se ha tenido en cuenta este eventopeculiar y de amplia repercusión necesitan una revision considerable.

Palabras dave: Estructura de impacto de Azuara, estructura de impacto derubielos de Ia Cérida, Cadena Ibérica (España), metamorfIsmo de choque, rocas defundido de impacto, brechas de impacto, eyecta, Terciario.

* Dr. Francisco Anguita, Associate Professor (Planetary Geology), Universidad Complutense de Madrid(Spain), referee of this work, sent us the following remarks:"In my opinion, the present paper means a quantic jump towards the confirmation of Azuara andRubielos de la Cérida structures as a doublet impact crater. Specifically, the analyses performed at cen-timeter to microscopic scales, reveal a body of evidence difficult to contradict. Any future research onthis area will have to discuss necessarily the interpretations now offered by Ernstson et al. Lacking thisdiscussion, any hypothesis defending that Azuara and Rubielos structures are the result of "normal"sedimentary and tectonic processes will be utterly untenable."** Fakultat für Geowissenschaften der Universität Würzburg, Pleicherwall 1, D-97070 Wurzburg,Germany. www.impact-structures.com

IES Giola, Llinars del Vallès. Barcelona-08450, Spain. www.impact-structures.comInstitut für Mineralogie der Universitat Würzburg, Am Hubland, D-97074 WUrzburg, Germany.

We report on the Azuara impact structure and its Rubielos de la Cérida compa-nion crater, which establish the largest terrestrial doublet impact structure presentlyknown. Both structures have diameters of roughly 35 - 40 km and they havebeen formed in a purely sedimentary target. From stratigraphic considerationsand palaeontologic dating, an Upper Eocene or Oligocene age is very probableGeological mapping has established abundant geologic impact evidence in the formof monomictic and polymictic breccias and breccia dikes, megabreccias, dislocatedmegablocks, remarkable structural features, extensive impact ejecta and impact sig-natures even in distant autochthonous deposits. The most striking impact evidencefor both structures is given by strong shock metamorphism, including melt and dia-plectic glass, planar deformation features (PDFs), different kinds of impact meltrocks (from former silicate melt, carbonate melt, carbonate-phosphate melt) andsuevite breccias. Glassy amorphous carbon particles in a solid C-O compound maybe related with fullerenes and may originate from a quenched melt of extremelyshocked coal or from extremely shocked limestones. It is assumed that the impacthad considerable influence on the Mid-Tertiary regional geology of the IberianSystem, and we suggest that respective geologic models which have so far not con-sidered this peculiar and far-reaching event, need considerable revision.

Key words: Azuara impact structure, Rubielos de Ia Cérida impact structure,Iberian chain (Spain), shock metamorphism, impact melt rocks, impact breccias,ejecta, Tertiary.

Ernstson et al. (1985) published the hypothesis of the impact origin for the Azua-ra structure some 50km south of Zaragoza (41°10'N, 0°55'W - Fig.1) in 1985. TheAzuara impact structure was included in the Earth Impact Database, which was firstassembled by researchers of the Geological Survey of Canada in the same year. TheCrater Inventory was recently updated and lists 163 proven terrestrial impact structures(http://www.unb.calpassc/ImpactDatabase/index.html).

Originally, the case for formation of the Azuara structure by impact was basedmainly on the occurrence of shock metamorphism (French and Short, 1968; Stöffler,1972; and others) in polymictic (mixed) breccias. Later, the case for an impact originwas strengthened by geophysical measurements (Ernstson et al., 1987; Ernstson andFiebag, 1992) and by the detection of extended impact ejecta deposits (Ernstson andClaudIn, 1990). Detailed mapping, extensive structural investigations, photogeologyand petrographic analyses (Bärle, 1988; Fiebag, 1988; Gwosdek, 1988; Konig, 1988;Linneweber, 1988; Waasmaier, 1988; Hunoltstein-Bunjevac, 1989; Muller, 1989;Katschorek, 1990; Mayer, 1991; Muller and Ernstson, 1990; Ernstson and Fiebag,1992; Ernstson, 1994; Feld, pers. comm.) provided a host of impact-related findingsand observations. Despite the clear shock metamorphism, the impact evidence isquestioned by some regional geologists (Aurell et al., 1993; Aurell, 1994; Cortés etal., 2002), who still claim an endogenetic origin for most of the impact features.

AZUARA)

I

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MUN.

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MONREAL DEL CAMPORUBIELOS DE LA CERIDA

The idea that the impact event not only produced the Azuara structure but also theRubielos de la Cérida structure, a twin crater of comparable size about 50 km to the south(Fig. 1), was first suggested by Ernstson et at. (1994) on the basis of the occurrence ofstrongly deformed Buntsandstein conglomerates peripheral to the Azuara structure(Ernstson et at., 2001a). Since 1994, field work, petrographic and geochemical analyseshave shown (Hradil et at., 2001; Claudin et at., 2001; Ernstson et at., 2001b, c) that thisRubielos de la Cérida structure bears all evidence of an impact structure. Stratigraphicconsiderations suggest Rubielos de la Cérida to be a companion to Azuara and thus wehave established that a large doublet impact structure exists in east-central Spain.

Here, we report on the current state of investigations of this doublet impact struc-ture. Most of the data for the Azuara structure have been published previously or canbe found in the many diploma theses referred to above. Therefore, this report widelysummarizes the comparative results of both the Rubielos de la Cérida and the Azuarastructures, with some emphasis focused on new results for Rubielos de la Cérida andon the special situation of a paired impact.

Fig. 1. Location map for the Azuara and Rubielos de la Cérida impact structures. CAL = Calomocha,CAM = Caminreal, CAR = Cariñena, MUN = Muniesa.

Fig 1. Mapa de situación de las estructuras de impacto de Azuara y Rubielos de la Cérida. CAL =Calamocha, CAM = Caminreal, CAR = Cariflena, MUN = Muniesa

THE AZUARA IMPACT STRUCTURE

Topographic features and target rocks

Compared with other large impact structures (e.g., Manicouagan, Ries,Clearwater West), the Azuara structure does not show a particularly striking mor-phology. Located at the margin between the Alpidic fold belt of the Iberian Chainsand the Tertiary Ebro Basin, the structure is characterized by Mesozoic layers emer-ging from the Ebro Basin Tertiary sediments and forming a ring-like pattern (Fig.2).The diameter of the ring is about 30 km, while the total diameter of the structure isestimated between 35 and 40 km.

The impact affected both the Palaeozoic and the Mesozoic of the Eastern Iberian(the "rama aragonesa") Chain. The Lower Tertiary at the time of the impact isassumed to have been thick (1000 - 2000 m or even more) and predominantly uncon-solidated molasse sediments overlaying the Palaeozoic and Mesozoic stable core(Ernstson and Fiebag, 1992). This sedimentary pile has a thickness of more than 10km (Cans, 1983; Carls and Monninger, 1974) (Fig.3), which shows that despite thelarge diameter, the Azuara structure was imprinted on a purely sedimentary target (seeGrieve and Robertson, 1979; Grieve, 1982), if we neglect a few igneous intercalationsof very small dimensions. The dominantly soft target and the advanced erosion maybe the cause of the weak morphological signature of the structure.

Impact-geologic features

As has been stated previously (Ernstson etal., 1985; Ernstson and Fiebag, 1992),polymictic (mixed) and monomictic (monolithologic) breccias are very abundantthroughout the Azuara structure and have been mapped in detail mostly on 1: 10.000and 1 20.000 scales (Bärle, 1988; Fiebag, 1988; Gwosdek, 1988; Konig, 1988;Linneweber, 1988; Waasmaier,1988; Hunoltstein-B unjevac, 1989;Muller, 1989; Katschorek 1990;Mayer, 1991; Feld, pers. comm.).

Fig. 2. Morphological signature of theAzuara structure taken from the digitalmap of Spain, 1: 250.000. The image hasbeen performed by Manuel Cabedo.

Fig. 2. Imagen morfologica de Ia estruc-tura de Azuara obtenida a partir del mapadigital de Espafla, 1: 250.000. La imagenfue elaborada por Manuel Cabedo

UPPER TERTIARY— FEL4RD FM

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Basal breccia (suevite breccia)

The original name "basal breccia" (Ernstson and Fiebag, 1992) refers to the factthat this peculiar breccia is regularly found at the base of the post-impact (and post-Alpidic), tectonically undisturbed Upper Tertiary. The up to 20 m thick horizontallybedded breccia layer is always unconformably overlying the folded rocks and at thecontacts more or less meshed with them without any re-working or soil formation.Palaeozoic and Mesozoic rocks contribute to the sharp-edged (sometimes subrounded)clasts and minute splinters in an extremely hard and exceptionally cemented carbonatematrix (P1. 1, Fig. 1) that often displays distinct flow texture. Clasts that are themselvesbreccias (breccias-within-breccias) are abundant. Frequently, limestone and dolomiteclasts show a skeletal and vesicular texture, sometimes to the extent that only the rimof a clast remains and the hollow may contain a residual white powder. High-tempe-rature decarbonization, the formation of carbonate melt and subsequent recombinationare the probable causes (Mayer, 1991; Emstson and Fiebag, 1992; for a comprehensivediscussion of the basal breccia and the related carbonate melt see Katschorek [19901).

Fig. 3. Stratigraphy of the target rocks in the Iberian chain. Data from Carts and Monninger (1974) andITGE (1991).

Fig. 3. Estratigrafia de las rocas objetivo en Ia cadena Ibérica. Datos extraidos de Carts y Monninger(1974)e ITGE(1991)

From X-ray fluorescence and X-ray diffraction analyses and thin-section inspec-tion, Mayer (1991) infers an Si0 2 amorphous phase (up to about 10%) contributingto the matrix. This phase is assumed to be finely dispersed glass. In a few cases, glassparticles in the basal breccia can be observed by the optical microscope. Shock-meta-morphic effects are frequently observed in minerals from silicate fragments. Most sig-nificant is the abundant occurrence of diaplectic quartz in the basal breccia (Mayer,1991, p.215). The formation of diaplectic quartz requires shock pressures in excess of15 GPa (= 150 kbar) (Bunch et al., 1968). Planar deformation features (PDFs) arerare, but multiple sets of planar fractures (PFs, cleavage; see Fig. 139 in Fiebag, 1988)in quartz, microtwinning in calcite (Metzler et al., 1988; and references therein) andstrong kinkbanding in mica (Hörz, 1970) indicate moderate shock metamorphism.More evidence of shock metamorphism in the Azuara structure is given below.According to the current classification and nomenclature of impact rocks (JUGSSubcommission on the Systematics of Metamorphic Rocks, Study Group forImpactites), this polymictic basal breccia containing shocked clasts and melt, istermed a suevite or suevite breccia.

In Fig.4, basal breccia exposures so far mapped are plotted to show the generaldistribution, and the following locations are given by their UTM coordinates:

670500,45 74700;682700,45 75 100;8 14 350,741 800;8 15 850,742650;6 63 650, 45 73 200; 6 62 350, 45 73 450; 6 65 700, 45 76 500; 6 68 200, 45 76 100;6 69 600, 45 74 850; 6 75 800, 45 50 600. In the village of Moyuela, the basal brec-cia has been used as building Stone for the construction of a large retaining wall.

Breccia dikes (dike breccias)

Breccia dikes are prominent features in impact structures (Lambert, 1981;Wilshire et al., 1972; Pohl et al., 1977; Dressler, 1970, 1984; Bischoff and Oskierski,1987, 1988; Schwarzmann et al., 1983; and others). Most researchers believe thatthey form in the excavation stage of impact cratering (Melosh, 1989) by the injectionof material into the floor and the walls of the growing and changing excavation cavity.The Azuara structure presents a large variety of impact breccia dikes (Fiebag, 1988;Ernstson and Fiebag, 1992). They have been mapped in and around the structure innearly all stratigraphical units, and they have formed independently of the host rockboth in silicate and carbonate rocks (P1. 1, Fig. 2, 3). They are up to 2 m wide andmay be traced over a distance of more than 200 m (Mayer, 1991). Whole systems ornetworks of breccia dikes are developed (see, e.g., Fig. 17 in Ernstson and Fiebag,1992). An H-type (our definition) breccia-dike system is often observed and charac-terized by a tying of vertical and horizontal dikes (P1. 1, Fig. 2). The system is sug-gested to have formed in a short-term sequence of compressive and tensile stress.

The breccias of the dikes are monomictic and polymictic; two or more brecciagenerations are frequent. Thereby, breccia dikes may run within or intersect anotherdike. Often, the breccias do not differ from the basal breccia, and they show the samecomposition and texture discussed before. Shock metamorphism in the dike brecciasis abundant and especially strong in the dikes that have formed in the Palaeozoictarget rocks (see below).

Fig.5 shows the locations where prominent breccia dikes and breccia-dike sys-tems are exposed. Apart from the dikes in P1. 1, Fig. 2, 3, the UTM coordinates aregiven for locations where breccia dikes can be readily studied: 6 85 380, 45 47 630;6 88 070, 45 52 540; 6 83 500, 45 75 900; 6 68 035, 45 40 450.

Impact breccia near Almonacid de la Cuba

A peculiar impact breccia is exposed near Almonacid de la Cuba at the NE rim ofthe structure (Fig. 4; UTM coordinates 6 84 300, 45 73 900) and is so far unique withrespect to composition and texture (P1. 1, Fig. 4). Within a dense to porous and evenfoamy greyish carbonate matrix, components of snow-white colour are embedded,which are in many cases extremely vesicular. The breccia is part of an extensive

Fig. 4. Location map for impact breccias and breccia dikes in the Azuara structure. Geological sketchmap simplified and modified from IGME (1970, 1981) and ITGE (1991). 1 = Palaeozoic, 2 = Mesozoic,3 = Pelarda Fm. ejecta, 4 = Cenozoic; 5 = basal (suevite) breccia, 6 = breccia dikes, 7 = impact breccianear Almonacid de la Cuba.

Fig. 4. Mapa de situación de los afloramientos de brechas de impacto y diques de brecha en la estructurade Azuara. El mapa geológico ha sido obtenido por simplificación y modificación de los mapas delIGME (1970, 1981) e ITGE (1991). 1 = Paleozoico, 2 = Mesozoico, 3 = eyecta de la Fm. Pelarda, 4 =Cenozoico, 5 = brecha basal (suevita), 6 = diques de brechas, 7 = brecha de impacto cercana a Almonacidde la Cuba

deposit which has been investigated in detail and described by Katschorek (1990).From field work and petrographic analyses, she concludes that the deposit has resultedfrom an expanded, turbulent, and dilute flow by inclusion of carbonate melt, similarto volcanic surges.

In the impact literature, extensive breccias consisting of very large componentsare generally termed megabreccias. Megabreccias have been reported for otherimpact structures such as Wells Creek, Steinheim basin, Gosses Bluff, Sierra Madera,Wetumpka, and others.

In the Azuara impact structure, the megabreccia in the narrow sense (megabrec-cias in the broader sense are discussed with the Rubielos de la Cérida structure) isexposed near Belchite/Almonacid de la Cuba and Herrera de los Navarros in the outerring (Fig. 5). According to the detailed description by Fiebag (1988) and Katschorek(1990), the deposits cover an area of roughly 3 Km 2, their thickness may exceed 80m, and the largest components have a size up to about 20 m (P1. 1, Fig. 5). Although

Fig. 5. Location map for the megabreccia (5), monomictic movement breccias (6), dislocatedmegablocks (7), and the gravity profile in Fig. 6 (8). Geology same as in Fig. 4.

Fig. 5. Mapa de localización de la megabrecha (5), brechas monomIcticas de movimiento (6), megablo-ques dislocados (7), y el perfil de gravedad de Ia Fig. 6 (8). La geologla es la misma que la de la Fig. 4.

the breccia occurs as a nearly stratiform layer by in situ brecciation of Upper Triassicand Liassic limestones (Rhaetian, Hettangian, Sinemurian), it is basically polymicticindicated by the intercalation of allochthonous blocks. Mortar texture and brecciagenerations (breccias-within-breccias) are abundant, and in thin section, cataclasticflow texture of the matrix is observed.

It is suggested that the megabreccia formed in the beginning modification stageof the impact cratering process by the simultaneous action of the yet ongoing exca-vation flow and the collapse/rebound of the transient crater (Fiebag, 1988;Katschorek, 1990; Ernstson and Fiebag, 1992). Although the megabreccia partlyincorporates the well-known collapse breccias of the Cortes de Tajufla Formation(Goy et al., 1976), a clear distinction should be made (see, e.g., Aurell et al. 1992,1993; Aurell, 1994; Cortés, 1994).

Monomictic movement breccias

The term "monomict movement breccia" has been introduced by Reiff (1978) bydiscussing monomictic breccia complexes in the Steinheim, Ries, Sierra Madera,Flynn Creek, Decaturville and Wells Creek impact structures. In the Wells Creekimpact structure, these breccias were called crackle breccias and homogeneousrubble breccias (Wilson and Stearns, 1968) and later considered variants of the samephenomenon (Reiff 1978). Related textures are grit brecciation and mortar texture(Hüttner, 1969). In each case, a drastic brecciation of whole rock complexes withresulting grain sizes down to sand and silt fraction and frequently preserved fitting ofthe fragments is observed. This peculiar brecciation requires intense movement undervery high confining pressure. In the impact structures referred to above, these move-ment breccias occur in excavated/ejected megablocks, in the crater floor, in innerrings and central uplifts. Reiff (1978) points to the fact that the typical texture ofmonomictic movement breccias is also observed in breccias from giant rock falls (forexample the 1,500 m Flims, Switzerland, rock fall) and may in rare instances occuralong tectonic fault zones. The occurrence of monomictic movement breccias in envi-ronments lacking tectonic fault zones and gradients sufficient for mass rock falls arestrong clues to impact cratering events (Reiff 1978).

In the Azuara structure, monomictic movement breccias are very abundant.Although also found in Palaeozoic silicate rocks, they are concentrated in Triassic,Jurassic and Cretaceous limestones. An example of a typically brecciatedMuschelkalk limestone is shown in P1.1, Fig. 6. More outcrop locations of monomic-tic movement breccias are plotted in Fig. 5.

Impressive breccia exposures can be visited a few kilometres outside the northernring near Beichite (UTM coordinates 6 87 000, 45 83 000; UTM coordinates 6 83 000,45 83 000). Occasionally, large isolated blocks of Jurassic limestones emerge from thepost-impact Upper Tertiary Ebro basin sediments. Quarrying in these blocks has enabledinsight into the enormous impact deformations experienced by very large rock volumes.The limestones are drastically destroyed through and through to form a more or lesscontinuous breccia displaying abundant grit brecciation and mortar texture. The uninter-rupted brecciation over a distance of at least 300 m and the absence of topographic reliefshow that these monomictic movement breccias formed in the impact cratering process.

Fig. 6. Gravity profile (Bouguer residual anomalies) across the Azuara structure. Location for the pro-file in Fig. 5.

Fig. 6. Perfil gravitatorio (anomalies residuals de Bouguer) a través de la estructura de Azuara. Lasituación del perfil puede verse en Ia Fig. 5.

Dislocated (allochthonous) megablocks

Dislocated megablocks are characteristic of impact structures and are understood tobe related to the different stages of impact cratering (excavation, ejection and modifi-cation of the transient crater; see Melosh [1989]). Thorough mapping within the Azuarastructure (Barle, 1988; Fiebag, 1988; Gwosdek, 1988; Konig, 1988; Linneweber, 1988;Waasmaier, 1988; Hunoltstein-Bunjevac, 1989; Muller, 1989; Katschorek, 1990;Mayer, 1991) has revealed a large number of dislocated megablocks. Gravity glidingcan in most cases be excluded as an explanation, and the rootless layering of manymegablocks has been shown by geophysical measurements (Bane, 1988, Konig, 1988).A location map for allochthonous megablocks is given in Fig. 5. UTM coordinates oftypical locations are: 6 67 350, 45 47 79Q 6 70 140, 45 47 790; 6 70 390, 45 47 520; 677 660, 45 45 700; 6 88 850, 45 60 000, 6 69 760, 45 45 470.

Structural features

Structural features in the Azuara structure may have originated from both Alpidictectonics and the impact cratering process. Investigations of the complete structuralinventory, including folds, faults, jointing, tectonic (horizontal) stylolites, photo-lineations, satellite imagery, drainage pattern have been performed in detail and arediscussed by Barle (1988), Fiebag (1988), Gwosdek (1988), Konig (1988),Linneweber (1988), Waasmeier (1988), Hunoltstein-Bunjevac (1989), MUller (1989),Katschorek (1990), Mayer (1991), and Feld (pers. comm.). In most cases it is not pos-sible to decide whether a distinct structural situation is related with tectonics, impactor even both, as both processes may lead to the same features (e.g., folds, faults,

joints). From impact cratering considerations (Grieve et al., 1981; Melosh 1989; andmany others), divergent and convergent mass transport is expected to dominateduring the stages of excavation and modification, implying radial and tangentialwidening and shortening with respect to the crater centre. In agreement with this,these elements are frequently documented in the structural style of the Azuara struc-ture (Fiebag, 1988, Konig, 1988, Katschorek, 1990, Ernstson and Fiebag, 1992) andmay be related with impact rather than with tectonics. In a few cases, peculiar struc-tural features occur, which are simply incompatible with tectonic processes(Gwosdek, 1988; Katschorek, 1990; Muller and Ernstson, 1990; Ernstson, 1994).

Geophysical data

From a gravity survey comprising 350 gravity stations, a Bouguer anomaly mapof the Azuara structure has been plotted (Ernstson and Fiebag, 1992). For selectedprofiles, Bouguer residual anomalies were computed with the aid of provisionalregional-field data (IGCE 1976, and data kindly supplied by A. Casas, Barcelona). InFig. 6, a north to south running profile (see Fig. 5) is shown to display an overall ne-gative anomaly of about 10 mgal amplitude. A negative gravity anomaly conforms tomost other impact structures for which gravity surveys exist. Relatively positive localanomalies superimposing the main anomaly may be related with an inner ring buriedbeneath the young post-impact sediments of the Ebro basin (Ernstson and Fiebag,1992). Simple model calculations and a gravity-derived mass deficiency are compat-ible with results for other large impact structures (Pohl et al., 1978; Ernstson andFiebag, 1992).

At each gravity station, the total intensity of the Earth's magnetic field was mea-sured. The field contours show the central area of the Azuara structure to be practi-cally void of anomalies. Surprisingly, short-wavelength anomalies in the peripheryhave considerable amplitudes exceeding 100 nT (Ernstson and Fiebag, 1992).Susceptibility measurements of a wide variety of rocks (Palaeozoic, Mesozoic andCenozoic sediments, igneous rocks) from the Azuara structure and its environs (com-pilation in Hammann and Ernstson, 1987) show that highest values ( kmax 0.0016S.I.) are attained in samples from the basal (suevite) breccia. Although systematicrock-magnetic studies are outstanding, a strong remnant magnetization of some basalbreccia samples is observed, which is possibly a thermal remnant magnetization.Impact breccias showing stronger magnetization are known from many other impactstructures. Shock pressure and post-shock temperatures are important factors that maylead to enhanced magnetization of impact breccias (Pohi 1994).

Shock metamorphism

The find of strong shock-metamorphic effects in polymictic dike breccias inter-calated in Palaeozoic rocks near Nogueras and Santa Cruz de Nogueras (Ernstson et

al., 1985) established the impact origin for the Azuara structure. Here, we summarizenew observations and investigations related to shock metamorphism in Azuara rocks.In order of decreasing shock intensity, we discuss melt glass, diaplectic crystals and

diaplectic glass, PDFs, and moderate shock effects like PFs in quartz, kinkbands inmica, and microtwinning in calcite. A discussion of moderate shatter coning in theAzuara structure is added. A general map for the occurrence of shock metamorphismis given in Fig. 7. UTM coordinates for definitive exposures are added below.

Melt glass in shocked breccias from the Azuara structure was first reported anddescribed in detail by Fiebag (1988). In the polymictic dike breccias exposed nearNogueras and Santa Cruz de Nogueras (UTM coordinates, e.g., 6 61 240, 45 53 400),yellowish to reddish glass is observed to form clasts with vesicles, schlieren and mi-neral splinters (P1. 2, Fig. 1). Partly recrystallized glass occurs as aggregates in thematrix (Fl. 2, Fig. 2) or may coat mineral fragments. Because of the occurrencetogether with strongly shocked quartz (see below), the glass itself was probablyformed by shock. This assumed, parts of the breccia must have experienced shockpeak pressures exceeding 500 kbar (50 GPa) (Engelhardt et al., 1969). Melt glass hasbeen found also in breccia dikes exposed in the Mesozoic rim zone (Mayer, 1990) andin the basal breccia (Mayer, 1990).

Fig. 7. Location map for strongly shocked rocks (5), moderately shocked rocks (6), and shatter cones (7).Geology same as in Fig. 4.

Fig. 7. Mapa de situación de las rocas intensamente afectadas por choque (5), rocas moderadamentechocadas (6), y conos astillados (7). La geologla es la misma que la de la Fig. 4.

Diaplectic crystals and diaplectic glass

Partly (diaplectic crystals) and completely optical isotropic quartz (diaplectic glass) isabundant in breccias from the Azuara structure. Diaplectic glass was first reported byErnstson (1994) to occur in the polymictic dike breccias near Nogueras and Santa Cruz deNogueras, which also contain melt glass and PDFs (P1. 2, Fig. 2). Diaplectic quartz crys-tals are abundant [also] in breccia dikes exposed in the Mesozoic rim zone and in the basalbreccia (Mayer, 1990; and P1. 2, Fig. 3). The formation of the amorphous quartz phase byshock without melting requires pressures of more than 15 GPa (150 kbar) for partialisotropization and 25 - 40 GPa (250 - 400 kbar) for complete transformation to diaplecticglass (Engelhardt et al., 1969; Bunch et al., 1968; Stöffler and Homemann, 1972; and others).

Planar deformation features (PDFs)

Despite the clear PDFs documentation by photomicrographs and universal-stagemeasurements of crystallographic orientations in Ernstson et al. (1985), doubts aboutshock metamorphism in the Azuara structure were expressed by Langenhorst andDeutsch (1995). In their paper, however, all references to the shock metamorphismdescribed in Ernstson et al. (1985) and in Ernstson and Fiebag (1992) are missing.Therefore, two additional independent analyses of PDFs in shocked quartz fromAzuara samples (P1. 2, Fig. 4) were performed in the Departamento de PetrologIa yGeoquImica, Universidad Complutense, Madrid, (by E. Guenero Serrano) and at theGeological Survey of Canada (by A. Therriault).

Universal-stage measurements in the Madrid institution were performed on quartzof sandstone clasts from the polymictic dike breccia exposed near Santa Cruz deNogueras (see above) and of quartzite clasts from the Pelarda Fm. ejecta (see 4.1).The prominent and prevailing o { 10131 and it { 1012 } planes suggest shock pressuresexceeding 10 GPa (= 100 kbar) (Stöffler and Langenhorst 1994). A. Theniault inves-tigated quartz of sandstone and quartzite clasts also from the polymictic dike brecciaand also from the Pelarda Fm. ejecta. She analyzed the crystallographic orientation ofPDFs and other parameters such as their density, sharpness, spacing, and spreadingover the grain. Up to five sets of PDFs per grain were observed. The spacing is 1 tmor less, the spreading over the grain in most cases 100%, and the PDF density high.Practically all sets are decorated. All shocked grains have reduced birefringence of0.004 - 0.008. A frequency diagram for the PDF crystallographic orientation is shownin Fig. 8. Compared with the frequency diagram in Ernstson et al. (1985, Fig. 7), thegeneral correspondence is obvious. Quartz grains displaying PDFs in the manner asdescribed here, are generally considered (Stöffler and Langenhorst 1994, Grieve et al.1996) to be strongly shocked, thus excluding any tectonic deformation.

Moderate shock effects

While according to current knowledge, diaplectic crystals, diaplectic glass andPDFs can form only by strong impact shock, there are mineral deformations whichhave been reported from both impact shock metamorphism and endogenetic processes.

Shock deformation of moderate intensity creates planar fractures (PFs, cleavage) inquartz, which belong to the regular shock inventory of impact structures. Cleavage iscommonly unknown to occur in quartz. In rare cases, however, planar fractures maybe produced tectonically in zones of extreme regional metamorphism. Very strongtectonic deformations may also cause kink banding in mica, which also is a typicallow-grade shock effect.

Both PFs in quartz and strong kink banding in mica are abundant in rocks from theAzuara structure (Fig.7). They occur in polymictic allochthonous breccias, but also inautochthonous rocks. Waasmaier (1988) analysed 9 thin sections from CretaceousUtrillas sandstones exposed west of Blesa and found that an average of 70 % of the micasshow kink banding. In all thin sections, she observed PFs in quartz. Regularly, 2 - 3 setsoccur, and in a few cases, up to six sets of different orientation per grain were observed(P1. 2, Fig. 5). As the Cretaceous sediments have experienced Alpidic tectonics only andno regional metamorphism at all, a formation of the kinkbands and the PFs other than byshock can be excluded. The assumed shock pressures range between roughly 5 and 10GPa (50 and 100 kbar) for the formation of PFs in quartz (Engelhardt et al., 1969) andare more than 1 GPa (10 kbar) for the formation of kink bands in mica (Hörz, 1970).

AZUARA IMPACT STRUCTURE - PDF ORIENTATION IN QUARTZPOLYMICT DIKE BRECCIA AND PELARDA FM. EJECTA

2422

2018

z 1614

C12

0

Li

8

30

{1OiO}{1121} {511}

60 75 900

Angle between c-axis and poles to PDF

Fig. 8. Frequency diagram of crystallographic orientation of planar deformation features (PDFs) inquartz from Azuara mixed-breccia near Santa Cruz de Nogueras and from Pelarda Fm. ejecta. The dia-gram has been compiled from data put at our disposal by A. Therriault.

Fig. 8. Diagrama de frecuencias de la orientación cristalográfica de los rasgos de deformación planar(PDF5) presentes en cuarzos procedentes de las brechas cercanas a Santa Cruz de Nogueras y de loseyecta de la Fm. Pelarda (estructura de impacto de Azuara). El diagrama ha sido realizado a partir de losdatos suministrados por A. Therriault.

Carbonate rocks are known to be less susceptible to shock-metamorphic effects.As a characteristic shock effect, microtwinning in calcite is considered (Metzler et al.,1988; and references therein). Multiple sets (up to six per grain) of microtwinning incalcite from Azuara rocks are common (P1. 2, Fig. 6) and have been reported byFiebag (1988), Hunoltstein-Bunjevac (1989) and Mayer (1990).

It is generally accepted that shatter cones form by shock waves (Roddy andDavis, 1977, Saggy et al., 2002) in a pressure range between about 2 and 25 GPa (20and 250 kbar) (Grieve, 1987). Because of thick post-impact sediments in the innerpart of the Azuara structure, the finding of shatter cones is restricted to the sedimentsof the rim zone. In this zone, the shock wave was already weakened to the lowerpressure limit of shatter-cone formation. Consequently, it is not surprising that shat-ter cones are rarely found and that the fracture cones often display only diffusemarkings. Shatter cones in Jurassic limestones have been found at three locations(description and photographs in Mayer (1990), Katschorek (1990), Muller (1989),however in each case they were sampled from rock debris in the ring zone. The UTMcoordinates of the three places are 6 84 440, 45 49 550; 6 84 700, 45 55 150; 6 83100, 45 75 850.

THE RUBIELOS DE LA CERIDA IMPACT STRUCTURE

Topographic features and target rocks

The Rubielos de la Cérida structure, about 50 km south-southwest of theAzuara structure (Fig. 1), is defined by an approximately circular uplift ofMesozoic rocks (in the middle of Fig. 1), surrounded by a semi-circular to ellipti-cal depression of Quaternary and post-impact Neogene deposits (Fig.9; simplifiedand modified from the geological maps 1: 200.000; ITGE, 1991; IGME, 1986). Aswill be discussed later (see Impact melt rocks, Puerto MInguez ejecta, Age of theimpact event), the Neogene age of some units may be disputed. The diameter ofthe uplift is roughly 15 km and the west-east diameter of the depression amountsto some 40 km. The geological sketch map (Fig. 9) and a simplified section (Fig.10) show that the existence of the central uplift is structurally controlled. In thewestern and northern part of the structure, its rim is made up of Mesozoic andPalaeozoic rocks belonging to the Western Iberian Chain (for the stratigraphy ofthe target see Fig.3). A number of hills of Mesozoic rocks emerge from theQuaternary in the western part of the depression. In the south and east, theRubielos de la Cérida structure is less well defined. In the literature on the regionalgeology (ITGE, 1991; IGME, 1986; and references therein), no special account isgiven of the Rubielos de la Cérida structure.

In contrast with the Azuara structure, a systematic mapping of the Rubielos de laCérida structure on 1 : 10.000 and 1 : 20.000 scales is so far lacking. A generaloverview is given by the geological maps on 1: 50.000 and 1: 200.000 scales (IGME,1977, 1979, 1980, 1983a, 1983b, 1983c, 1986; ITGE 1991), that do not address theimpact-related features. The new data presented here result from our discontinuousgeologic and petrographic field work over an approximate ten year period.

Central uplift

The oldest layers exposed in the centre of the uplift are of Muschelkalk age cor-responding to a stratigraphical uplift (Grieve et al., 1981) of the order of 500 - 1000 m(depending on the pre-impact layering). The youngest layers are Upper Cretaceousand occur only peripherally in the west (Figs. 9, 10). From morphometrical considera-

Fig. 9. Geological sketch map for the Rubielos de la Cérida impact structure, simplified and modifiedfrom ITGE (1991) and IGME (1986). 1 = Palaeozoicum, Mesozoicum and Lower Tertiary, 2 = UpperTertiary and Quaternary, 3 = Pelarda Fm. ejecta; central uplift: 4 = Muschelkalk, 5 = Keuper, 6 =Rhaetian and Liassic, 7 = Dogger, 8 = Malmian, 9 = Cretaceous; 10 = drainage pattern.

Fig. 9. Mapa geológico de la estructura de impacto de Rubielos de la Cérida, simplificado y modificadoa partir del ITGE (1991) e IGME (1986). 1 = Paleozoico, Mesozoico y Terciario inferior, 2 = Terciariosuperior y Cuaternario, 3 = Eyecta de la Fm Pelarda; levantamiento central: 4 = Muschelkalk, 5 =Keuper, 6 = Retiense y Liásico, 7 = Dogger, 8 = Malmiense, 9 = Cretácico; 10 = sistema de drenaje.

tions (Grieve et al., 1981; Melosh, 1989), one would expect a much larger strati-graphical uplift. The divergence could possibly be related with the enormous thick-ness of the soft molasse top target layers (perhaps more than 2 km; see above for thedata for the Azuara structure). Besides the soft argillaceous Keuper layers and a fewKeuper and Cretaceous sandstones, carbonate rocks, mainly limestones, dominate.

The most significant structural feature in the central uplift is the enormous com-pressive signature. Strong deformation up to continuous megabrecciation is evidentnearly everywhere and can best be observed in various road cuts (P1. 3, Fig. 1). In thesouthern continuation of the uplift at Buena village, deformation in the form of criss-cross layering is especially impressive (P1. 3, Fig. 2). Quarrying near the road junc-tion CN 211 - Rubielos de la Cérida village (UTM coordinates 6 45 000, 45 20 800)reveals voluminous strong deformation (grit brecciation, mortar texture) typical ofmonomictic movement breccias (see the respective descriptions for the Azuara struc-ture). About 1 km north of Rubielos de la Cérida village (UTM coordinates 640870,4517780), quarrying has exposed a large vertical fault plane (superfault; cf. Spray,1997) with some 300 m? of continuous mirror polish. In the contact of the plane, adja-cent carbonate rocks have changed to whitish porous masses possibly as the result ofdecarbonization or/and melting and as such representing a variety of pseudotachylite.

On a mesoscopic scale, we observe a peculiar mechanical behaviour of limestonesexposed over large areas in the uplift. On hitting them gently with a hammer two orthree times, they disintegrate into innumerable small fragments and splinters as ifstress was frozen within the rock.

Crater depression

Going outwards from the uplift, the remarkable deformation continues. In theMesozoic hills emerging from the Quaternary, a number of quarries enable insightinto drastic and voluminous brecciation of the limestones. In the extended quarry nearVillafranca del Campo (UTM coordinates 639200; 4505200), large complexes areintensely crushed and ground to display grit brecciation and mortar texture typical of

RUBIELOS DE LA CERIDACENTRAL UPLIFT

Fig. 10. Generalized geological W-E section across the Rubielos de la Cérida structure. Stratigraphicalunits same as in Fig. 9.

Fig. 10. Sección geológica general, de dirección E-W, a través de la estructura de Rubielos de la Cénda.Las unidades estratigráficas son las mismas que las de la Fig. 9.

monomictic movement breccias. A compressive strength of perhaps 150 - 200 MPa(= 1.5 - 2 kbar) assumed for these massive and dense Muschelkalk limestones meansthey must have experienced pressures clearly exceeding these values, not only local-ly but through and through.

At the rim of the depression, the rocks continue to be seen to be heavily deformed,however with varying intensity. Outcrops resulting from road construction frequentlyshow a megabrecciation of the mostly carbonate rocks. Very often within the megabrec-cias, large blocks appear to have been rotated in situ, a feature also observed in the uplift.

We emphasize that such heavy and voluminous deformation is restricted to theRubielos de la Cdrida structure (and the Azuara structure) and is unknown from otherregions in the Iberian chain overprinted by Alpidic tectonics.

Fig. 11. Location map for impact features in the Rubielos de la Cérida structure. Geology same as in Fig.9. PF = Pelarda Fm. ejecta, PM = Puerto MInguez ejecta, b = basal (suevite) breccia, d = breccia dikes,M = impact melt rocks, Su = suevite, su = suevite-like impact breccia, s = shock metamorphism.

Fig. 11. Mapa de situación de los rasgos de impacto presentes en la estructura de impacto de Rubielosde la Cérida. La geologia es la misma que la de la Fig. 9. PF = Eyecta de la Fm. Pelarda, PM = Eyectade Puerto Minguez, b = brecha basal (suevita), d = diques de brecha, M = rocas de fundido de impacto,Su = Suevita, su = suevita similar a brecha de impacto, s = metamorfismo de choque.

Breccias and breccia dikes

Apart from the widely distributed megabreccias already mentioned in the centraluplift, and the voluminous monomictic movement breccias in the rim zone, brecciasand breccia dikes, as described for the Azuara structure, also occur in the Rubielos dela Cdrida structure. The basal (suevite) breccia is again found in immediate contactwith folded Mesozoic rocks and, therefore, at the base of the post-impact (or post-Alpidic) Upper Tertiary. UTM coordinates for exposures (Fig. 11) are 6 65 650, 45 02988; 6 59 720, 44 98 970; 6 35 870, 45 08 490.

Compared with the Azuara structure, breccia dikes seem to be less abundant,which, however, is assumed to be related to the restricted mapping activities only.Typical dikes are shown in P1. 3, Figs. 3, 4. While the breccia dike in P1. 3, Fig. 3 ispart of an extended dike system cutting through competent Muschelkalk limestones,the dike in P1. 3, Fig. 4 cutting through steeply dipping Jurassic limestones actually isnot a breccia dike. The white filling of the dike is more or less homogeneously com-posed of highly porous, partly vesicular carbonate material without any clasts. Thesharp cut and the sharp-edged fragments of the limestone, without any dissolutionfeatures exclude any karstification. Instead, the white material is suggested to berelics of crystallized carbonate melt injected into the crater wall during the excavationstage of impact cratering. The locations for breccia dikes in the Rubielos de la Céridastructure are plotted on Fig. 11. UTM coordinates for a location of breccia dikes cut-ting through Palaeozoic rocks near Olalla are 6 53 240, 45 37 170.

Impact melts were found at four locations in the Rubielos de la Cdrida structure.We emphasize that these melts do not reflect the complete melt-rock spectrum in theRubielos de la Cdrida structure. As already suggested for the Azuara structure, abun-dant relics of former carbonate melt are proposed to also occur here in its companioncrater. A carbonate melt cannot be chilled to form glass, but rapidly crystallizes to car-bonate again. Therefore, the origin from a melt can only indirectly be suggested bythe occunence of skeletal, dendritic crystallites, vesicular texture and related features(see the discussion on Azuara carbOnate melts by Katschorek [19901). The meltsdescribed below are characterized by amorphous glass phases.

The melt-bearing rocks are exposed north of the central uplift in the valley of thePancrudo brook roughly 10 km east of the town of Calamocha (M in Fig. 11). Betweenthe junction of the road to Cutanda101alla and the Barrachina village, the impact-related rocks are exposed as a megabreccia over roughly five kilometres. A furtheroutcrop is located along the steep banks of the Pancrudo brook. On both sides of theroad between the junction and Banachina, temporary outcrops exist or have existedand may in the future be enlarged for gravel exploitation. The megabreccia is deposited

in contact with bedded sediments, which are, however, strongly folded and faulted.The term "megabreccia" refers to both the size of the components and the overallthickness, which may reach up to 50 m. Within the megabreccia, we distinguish forthe present:

- a massive diamictic material which is not consolidated and has characteristicsvery similar to those described for the Pelarda Fm. ejecta (Ernstson and Claudin,1990; also see 4.1) and for the ejecta deposits of the Puerto MInguez (Claudin et al.,2001; also see 4.2). As in these deposits, we observe strongly plastically deformedcomponents which point to high confining pressures upon deformation. Occasionally,a microbreccia is intercalated, sometimes giving evidence of an injection process(P1. 3, Fig. 5).

- This diamictic material incorporates, intermixes and interstratifies with multi-coloured gypsum marls, claystones, limestones and pure gypsum (P1. 3, Fig. 6). Themulticoloured material shows a complex interlayering with the diamictic material.The deposits may overlie the diamictites, thereby tunnelling them and formingapophyses within them. Frequently, bodies of the multicoloured material are evenfound floating within the diamictic material. In other places, the marly material mayunderlie the diamictic unit. In this case, we may observe a fluidal megatexture in thediamictite obviously corresponding to a fluidal megatexture in the underlying marlyunit. Very often, the impact melt rocks are embedded within this zone. Both the mul-ticoloured composition of the megabreccia and its strange texture have much in com-mon with the Bunte breccia ejecta of the Ries impact crater (Hüttner, 1969; Pohlet al., 1977; Hörz, 1982).

strongly brecciated limestone megablocks (P1. 3, Fig. 7) showing a megatexturewhich strongly resembles grit breccias described for part of the Ries crater ejecta(Hüttner, 1969).

Within the outcrop wall at the northeastern roadside (UTM coordinates 6 55 100,45 29 900), melt rocks occur as soft, porous, fine-grained, whitish blocks of variablesize in a range of decimetres up to 1 - 2 metres, intermixed in the polymictic megabrec-cia described above (P1. 4, Figs. 1, 2). Two of these blocks have been investigated indetail. The rocks mainly consist of a milky white glass which forms tiny spheroids andlens-shaped bodies. Their diameters are roughly 0.5 mm (P1. 4, Fig. 3). A second, sub-ordinate glass phase is translucent greyish and occurs interstitial within the white glassparticles (dark parts in P1. 4, Fig. 3). The glass is estimated to make up more than 90%of the rock. This is typically shown by a distinct amorphous glass "hump", occurringin x-ray powder diffractograms (Fig. 12). Some relics of plagioclase and, to a minorextent, of quartz and mica within the glass masses are indicated by respective reflec-tion peaks. Grains of quartz, twinned plagioclase and occasional mica are also foundin thin sections of the glass matrix. In rare cases, the quartz fragments show planardeformation features (PDFs) and, more frequently, multiple sets of planar fractures(PFs). Feldspar grains show isotropization in the form of multiple sets of isotropictwinning lamellae and isotropic spots (diaplectic crystals, P1. 2, Fig. 7), and they have

sometimes become almost completely isotropic (diaplectic glass), indicating shockpeak pressures of the order of 30 GPa (300 kbar) (Engelhardt et al., 1969).

Four bulk samples of the melt rocks were analyzed by RFA Philips PW1480, andseparated particles of the white and the greyish glass were measured using a CAME-CA SX50 electron microprobe with wavelength dispersive spectrometers at operatingconditions of 15 kV accelerating voltage, 15 nA beam current and a defocussed beamsize. The results are given in Table 1. Contents of Mn, Cr, Sc, Co, Ni, Mo and S arebelow the detection limit of the respective instrument. The poor totals of the micro-probe analyses are most probably due to the presence of H 20 which entered the glassby alteration. If corrected by LOl-determination, the totals are close to 100 % asshown for the bulk analyses.

The compositions of the milky white glass spheroids and the interstitial greyishglass particles do not differ significantly. The same holds true if microprobe analysesand RFA bulk analyses are compared. Major oxides are Si0 2 between 53 and 59 wt.%and Al203 around 20 wt.%. The content of MgO in the glass particles (around 7 wt.%)is somewhat higher than in the bulk analyses (4.8 - 6.1 wt.%). Differences betweenthe microprobe and the bulk analyses may be ascribed to secondary porefillings or the mineral content.

Fig. 12. X-ray powder diffractogram of the silicate melt rock shown in P1. 4, Fig. 3. Beside the sharpdiffraction peaks belonging to the feldspar phase (f), strongly broadened mica peaks (m) can beobserved. The broadening reflects the low crystallinity of this phase. In the 2Q-range between 200 and30°, a typical glass "hump" is displayed, with peaks of feldspar and mica phases superimposed.

Fig. 12. Difractograma de rayos X de la roca de fundido silicatado mostrada en la P1. 4, Fig. 3. al ladode los picos de difracción abruptos pertenecientes a la fase feldespática (f), pueden observarse ampliospicos correspondientes a las micas (m). Esta amplitud refleja la baja cristalinidad de esta fase. En el inter-valo 2Q comprendido entre 200 y 30°, puede observarse un "abultamiento" tIpico del vidrio, con picossuperimpuestos de fases de feldespato y mica.

Silicate melt was also found in a polymictic breccia quarried out as large blocksin a temporary outcrop at the northeastern roadside in the Pancrudo valley (UTMcoordinates 6 55 400, 45 29 600). Apart from the melt, the breccia is composed ofmatrix-supported subrounded to angular limestone, sandstone and quartzite clastshaving various grain sizes. The dominantly carbonate matrix is peppered with frag-mented, predominantly quartz and calcite grains, and shows flow texture with thelarger clasts preferentially adjusted to the flow (P1. 4, Fig. 4). In some cases, clasts arethemselves brecciated (breccia-within-breccia). In thin sections, shock metamor-phism in the form of quartz grains with multiple sets of PDFs and diaplectic quartz isobserved. The melt occurs in elliptic whitish clasts with diameters between severalmillimetres and 2-3 cm. The soft clasts are extremely fine-grained and can easily becarved by a small spatula to get material for analysis. From x-ray powder diffractionanalysis, these clasts are not pure melt, but consist of a mixture of amorphous mate-rial (typical glass hump) together with dolomite, calcite and minor amounts of quartz,muscovite and gypsum. This mixture is also reflected by the chemical bulk composi-tion (bulk-5 analysis in Table 1). High contents of MgO and CaO and the distinct LOlvalues reflect dominating carbonates, mainly dolomite and subordinate calcite. Thebulk-5 composition of the clasts closely matches a mixture of 50% pure dolomite,10% pure calcite and 25% of the white glass (mean composition) in Table 1. A dom-inant amount of carbonates and a subordinate portion of melt is also estimated fromthe x-ray diffractogram. According to the current classification and nomenclature ofimpact rocks (JUGS Subcommission on the Systematics of Metamorphic Rocks,Study Group for Impactites), this polymictic impact breccia composed of shocked andmelt clasts is termed a suevite or suevite breccia.

Suevite-like breccia

Along the road between Barrachina and Tone Los Negros, exposed limestones arestrongly deformed and frequently show allochthonous material intercalated in the formof megablocks and dikes composed of multicoloured marls and shales and PalaeozoicPelarda Fm. facies (Ernstson and Claudin, 1990; also see 4.1). At UTM 6 57 900, 4528 300, black shales have been injected into the bedded limestones exposing a pecu-liar macroscopic breccia zone (P1. 4, Fig. 5). On a smaller scale, fragmented blackshales are intensively mixed with a white material to form a fine-grained breccia. Inthin section, flow texture can be observed within the dark brownish to black, extremelyfine-grained matrix. This matrix contains clasts of quartz and subordinate feldspar, andsometimes very fine-grained aggregates of light minerals. From x-ray powder diffrac-tion analysis, the rock consists of quartz, kaolinite and illite, carbonate and an amor-phous phase, the latter defined and documented by a typical "glass hump" (Fig. 13).Backscattered electron images of electron microprobe investigations show an extremelyfine-grained mixture of medium greyish and darker greyish components on a scale offew microns. The analysis of the medium greyish parts reproducibly yields illite mixedwith other clay minerals and a composition of about 53 wt.% Si0 2, 25% Al203,

10 20 30 40 5029 (deg.)

5% FeO, 3% K20 and, 2.5% each, CaO and MgO. The darker greyish parts are rich inSi02 and contain variable, but subordinate Al 203 content. Most probably, this fine-grained mixture reflects strongly alterated relics of the amorphous (glass) phase whichin an uncorroded state could not be detected by microprobe analysis. By corrosion, aglass may be transformed to clay minerals passing through an intermediate gel stagewith typically enhanced Si-contents (Rösch et al., 1997). No clear shock-metamorphicfeatures have so far been identified in mineral clasts of this glass-bearing breccia.Therefore, we chose the term suevite-like breccia for this peculiar rock.

Carbonate-phosphate melt

A very special kind of former melt was found within the megabreccia of the north-eastern roadside outcrops at UTM coordinates 6 51 800, 45 31 400. The whitish meltrocks (P1. 4, Fig. 6) are composed of irregular spheroids up to 4 mm in size, which areembedded within an extremely fine-grained matrix. Under the microscope, the spheroids

Fig. 13. X-ray powder diffractogram of the suevite-like breccia. Next to the sharp diffraction peaks oflow quartz (q) and calcite (c), more or less broadened peaks of mica phases (kaolinite, illite, montmoril-lonite) are observed. In comparison to the silicate melt rock, a less pronounced glass "hump" is displayeddue to the superimposed strong and sharp quartz and calcite peaks. The enlarged part of the diffractogramwith a logarithmic scale for the intensity clearly reveals the "hump".

Fig. 13. Difractograma de rayos X correspondiente a la brecha tipo suevita. Próximos a los abruptospicos de difracción del cuarzo (q) y de la calcita (c), pueden observarse picos más o menos amplios defases de micas (kaolinita, illita, montmorillonita). En comparación con la roca de fundido de impacto,puede observarse un "abultamiento" correspondiente a vidrio menos pronunciado debido a la fuerte yabrupta superimposición de picos de cuarzo y calcita. La parte aumentada del difractograma con unaescala logarItmica para la intensidad, revela de manera clara el abultamiento.

30 40

b 29 (deg.)

lb C

turn out to be globular to amoeba-like calcite particles. They are coarse-grained in theircentres and display decreasing grain size towards the rims. Regularly, a perpendiculargrain orientation towards the rims is observed. The contact with the matrix is extremelyfine-grained (P1. 4, Fig. 7). The isotropic glass matrix in part is intensively pervadedby tiny, elongated, sometimes flaser-like microcrystals, often orientated tangentially tothe rim of the calcite particles (P1. 4, Fig. 7). The whole rock composition yields 52.7wt.% CaO, 8.3 wt.% P205 and 1.5 wt.% BaO (RFA, bulk in Table 2). From micro-probe investigations, the ctrbonate of the particles is pure calcite. The glassy matrixmainly consists of CaO and P205 (Table 2), with minor contents of F (1.0-2.5 wt.%),S (1.1-2.1 wt.%, if calculated as SO 3), Cl (0.5-0.8 wt.%) and NaO (0.3-0.6 wt.%). Thepoor totals of the analyses point to high amounts of light components within the Ca-P-glass, presumably H20 which may have entered the glass during corrosion. The exis-tence of considerable amounts of C or CO2, however, must also be taken into account.Locally, a strong enrichment of Ba and S at the expense of the CaO and P 205 —contentis observed, which is lowered to the range of trace elements or below the detectionlimit, whereas Al203 is present in minor concentrations of about 1 wt.%. In part, theCa-P-glass is recrystallized to form apatite, as verified by x-ray powder diffraction

Fig. 14. X-ray powder diffractogram of the carbonate-phosphate melt. Peaks of calcite (c) and baryte (b)and distinctly broadened peaks of hydroxylapatite (h) are superimposed on a glass "hump". The "hump"shows in the enlarged part of the diffractogram with a logarithmic scale for the intensity, but is less dis-tinct due to a subordinate content of phosphate glass in the melt.

Fig. 14. Difractograma de rayos X correspondiente al fundido de carbonato-fosfato. Pueden apreciarsepicos de calcita (c), barita (b) y caracterIsticos picos amplios de hidroxiapatito (h) que se superponensobre un "abultamiento" correspondiente a vidrio. El "abultaniiento" puede observarse en la parteaumentada del difractograma con escala logarItmica para la intensidad, pero es menos ostensible debidoal contenido subordinado de vidrio fosfatado presente en el fundido.

analysis. The diffraction peaks of this apatite, however, are broadened compared tothose of a well crystallized one (not shown here), indicating its very low crystallinity(Fig. 14). The existence of baryte has also been proved by x-ray diffraction analysis.This baryte may occur as a very fine-grained phase within the Ba- and S-enriched loca-tions in the Ca-P-matrix, detected by microprobe analysis.

Amorphous carbon

In the Banachina megabreccia described above, blocks of a fine-grained micro-breccia are locally intercalated. The microbreccia consists of loosely cemented car-bonate and, subordinate, quartz particles. Small black clasts measuring between 0.5 and2 nmi are widespread and striking. To separate these particles from the sediment, thecarbonate was dissolved in HC1 and then the particles were removed from the remainingmineral fraction by hand-picking. Two kinds of black components can be distinguished.The first kind is ordinary charcoal which under the microscope shows the typicalcharcoal structure. Because of the weakness, the charcoal can easily be destroyed witha preparation tool, and actually, it is not of further interest for the present paper. The sec-ond kind of black particles is very hard, occurs in very irregular forms and has a surfacegleaming like glass (P1. 4, Fig. 8). Qualitative microprobe element scans show the par-ticles to be composed of carbon and oxygen as the only major components. Additionalelements are Ca in varying concentrations up to 2.7 wt.% and S varying between 0.2and 0.8 wt.%. X-ray powder diffraction analysis of the particles resulted in diffrac-tograms without any reflections, but showing a typical amorphous glass "hump".

Origin of the melt rocks

The blocks of silicate glass are assumed to originate from melted shales. This iscorroborated by the chemical composition of these melt rocks. The analyses shown inTable 1 compare quite well to a composition of shales, especially with respect to thehigh Al-contents and the low contents of Ca, Fe and the alkaline elements. The dis-crimination log(Si02/Al203) vs. log(Fe203/K20) (Herron, 1988), not shown here,also suggests that the origin of the silicate melt rocks is shale, mainly based on thelow Si02/Al203-ratio which is typical for pelitic rocks (Wimmenauer, 1984). Usingthe pure Si0 2-Al203 system (compilation in Levin et al. [1964]), a maximum meltingtemperature of 1750°C can be deduced for the silicate glass rocks, which in any caseis lowered due to the content of alkaline and earth alkaline elements. Very similarshock-melted shales are reported for the Haughton impact crater on Devon Island inCanada to form a highly porous network of non-transparent silicate glass with somevery fine-grained particles of quartz, sheet silicates and calcite (Metzler et al., 1988).Using data of Kieffer et al. (1976) and Stöffler (1984), a minimum shock pressure of30 GPa (300 kbar) is required for the onset of melting in sandstones and shales, as isthe case with the Haughton impact melts (Metzler et al., 1988).

The Rubielos de la Cérida silicate glass rocks are clearly not of volcanic origin, dueto the occurrence of strongly shocked clasts in the melt. If these melt rocks were torepresent a deformed ash layer, the rocks should contain pyroclastic fragments and,with respect to an "intermediate" Si02-concentration, mafic relic minerals or andesiticrock fragments. Such is clearly not the case. Moreover, the chemical compositionshould be similar to that of andesites or basaltic andesites. Those rocks, however,generally have distinctly lower contents of Al 203 and much higher contents of FeO,CaO and (Na20+K20) than the investigated silicate melt rocks (a comparison wascarried out with all analyses of volcanic rocks given in Wilson [ 1989]) . Furthermore,the melting temperature estimated for the investigated rocks does not really match thetemperatures in an andesite volcanic system. Apart from impact events, the only othergeologic possibility to produce melt rocks (pseudotachylites) is by frictional heatingduring extreme dynamic metamorphism in a thrust zone. Such a process is assumed tooccur also in large impact events during the excavation and modification stages ofimpact cratering. The Barrachina silicate melt cannot be assumed to have formed byfrictional melting of the target rocks, as the coexistence of glass and highly shockedminerals clearly speaks in favour of a shock-produced melt.

Pelitic rocks, i.e. claystones and shales, as the deduced origin of the silicate melt,are abundant in the stratigraphic sequence of the target. Only a few kilometres to thenorth of the Barrachina outcrops near Olalla, they contribute, for example to theCambrian Valdemiedes and Huérmeda Fms. (ITGE 1991; Monninger 1973). Theyalso occur in the Buntsandstein Fm., in the Upper Malmian Purbeck Facies and in theEocene/Oligocene actually exposed in the Rubielos de la Cérida structure.

Suevite and suevite-like breccia

The melt clasts of the suevite are composed of a mixture of dolomite, calcite andglass, which is more or less similar to the silicate glass of the larger melt bodies.Carbonate, which has crystallized as calcite and dolomite, may derive from a carbo-nate melt. A fine-grained carbonate-rich suevite breccia with formerly meltedcarbonate material has been reported for the Chicxulub impact structure (Heuschkelet al., 1998; Jones et al., 2000) and may serve for comparison. From its macroscopicappearance, the suevite-like breccia is quite different from the suevite. Like the sue-vite, however, it mainly consists of a very fine-grained mixture of carbonate andsilicate glass, the latter in part strongly corroded. Both breccias are composed of clastswhich, apart from the melt, represent a mixture of pre-impact Palaeozoic, Mesozoicand ?Cenozoic lithostratigraphical units.

Carbonate-phosphate melt

The carbonate-phosphate rocks from Barrachina in the Rubielos de la Céridastructure do not look like typical melt rocks, and at first glance, the only hints of a for-mer melt are the glassy relics within the phosphate matrix. The only comparable rockdescribed up to now has been reported for the original Ries suevite, which is the melt-

bearing impact breccia of the Nordlinger Ries crater (Engelhardt et al., 1969). Withinthis suevite, irregular, amoeba-like carbonate particles are embedded within a matrixof silicate glass. The carbonate particles show chilled margins in contact with thesilicate matrix, and along this rim, calcite crystals grew elongated perpendicular to thecontact. This texture was interpreted as the result of a quench crystallization (Graup,1999), and the author was able to show that these parts of the suevite were formed bythe immiscibility of impact-produced carbonate and silicate melts.

In general, the carbonate-phosphate melt rocks from Barrachina resemble thesuevite from the Nordlinger Ries crater. Both rocks show these amoeba-like carbonateparticles which result from quench crystallization, with chilled margins and calciteorientated perpendicular to the margin. Additionally, in both rocks, carbonate globulesand carbonate particles with curvilinear rims towards the matrix occur. Like respectiveparts of the Ries suevite, the melt rocks from Barrachina are assumed to result from animmiscibility of two kinds of impact-induced melts, different from the Ries suevite,however, of a carbonate and a phosphate melt. A thermal decomposition of carbonates,which commences at a shock pressure of about 45 GPa (450 kbar), is also reported forthe sedimentary target rocks of the Haughton impact (Metzler et al., 1988; Kieffer andSimonds, 1980). At Haughton, carbonate globules and irregular blebs within silicateglass, similar to those from the Ries impact, are described and again interpreted as aresult of carbonate-silicate liquid immiscibility (Osinsky and Spray, 2001a, b).

The carbonate of the carbonate-phosphate melt may be assumed to be derivedfrom the Mesozoic, especially the Jurassic and Upper Cretaceous limestones, whichare very abundant in the stratigraphic sequence of the central uplift of the Rubielos dela Cérida structure (ITGE, 1991). Limestones also occur in the Eocene (ITGE, 1991)and largely contribute to the conglomerates of the Lower Tertiary which made up alarge part of the pre-impact target area (Ernstson and Fiebag, 1992). The phosphateof the carbonate-phosphate melt may be derived also from the Jurassic rocks in thetarget. There are two "boundary oolithes" (Geyer et al., 1974) which mark theLower/Middle and Middle/Upper Jurassic boundaries in the whole Iberian Cordillera.From these boundaries, phosphoritic components in the fossiliferous oolites aredescribed (Geyer et al., 1974). Phosphate may also originate from coprolites in thesedimentary sequence of the target. A prominent Oligocene coprolite layer has beenreported, e.g., exposed near the town of Calatayud some 80 km northwest of theRubielos de la Cérida structure (Hammann, pers. comm.). Ba, as locally observed inthe carbonate-phosphate melt, is common in the target area, occurring as barite infissures, dikes and as irregular masses in Palaeozoic rocks (ITGE, 1991).

Amorphous carbon

Carbon in elemental form, sometimes as diamonds, sometimes as C-rich shalefragments, has repeatedly been described from impact structures (Kobayashi et al.,1997; Bunch et al., 1997). A possible source of elemental carbon is carbonate, espe-cially for target areas showing a thick and carbonate-rich sedimentary cover.Hypervelocity impact experiments verified the production of highly disorderedgraphite from dolomite or limestone targets (Bunch et al., 1997). For natural impacts,

a transformation of CO to CO2+C in the cooling atmospheric impact plume isassumed (Heymann and Dressler, 1997). Miura et al. (1999 a, b) propose that amor-phous carbon occurring in impact structures can form from vaporized limestonetarget rocks in multiple impacts with reduction state. Ca-contents within the carbonare interpreted to be remains from the limestone target rocks. Thick limestonesequences in the Rubielos de la Cérida target area thus may easily have been a sourcefor the carbon particles in the Barrachina megabreccia. This is underscored by the Ca-contents up to 2.7 wt% detected in these particles. As a further possibility and takinginto account the glassy appearance and the irregular shapes of the particles, the amor-phous carbon may be quenched carbon melt from extremely shocked coal of theCretaceous Utrillas lignite deposits in the target. The melting temperature of carbonis roughly 3500°C which is exceeded at highest shock levels. The lignite layers havebeen of considerable economic value in Spain and are deposited roughly 20 km westof the Rubielos de la Cérida central uplift (ITGE, 1991). In the structure itself, thestratigraphically adjacent layers of Albian to Senonian age are exposed in the centraluplift (ITGE, 1991), and coal-bearing Utrillas layers could have been depositedimmediately at the impact point.

The role of remarkable contents of oxygen detected in the carbon particles is stillunclear. Compounds of carbon and oxygen do not occur in solid state. We propose thepossibility that the carbon may occur as fullerenes which are able to trap gases withintheir cages. Fullerenes have been reported in relation with the Sudbury impact struc-ture and the Permian-Triassic boundary (Becker et al., 1996, 2001). More investiga-tions are necessary.

Apart from the shock-metamorphic effects already described for the melt rocks andthe suevite, moderate shock effects are regularly observed in samples from silicaterocks, mostly Cretaceous sandstones from the central uplift and the rim zone. Theyalso occur in sandstones of the small Buntsandstein hill emerging from the Quaternaryin the depression southwest of the central uplift, and the Permotriassic rocks exposedin the surroundings of Visiedo, southeast of the central uplift (erroneously mapped asMalmian there, see ITGE [1991], IGME [1979]). As in the Azuara sedimentary rocks,moderate shock is indicated by diaplectic quartz crystals (relatively rare), PDFs (rela-tively rare), PFs and kink bands in quartz, strong kink banding in mica, and microt-winning in calcite. In some thin sections, up to 100% of the micas are kinked. As dis-cussed for the Azuara structure, this deformation in the Mesozoic rocks cannot possiblyhave resulted from Alpidic tectonics. The minerals cannot originate from reworkedPalaeozoic rocks either, because they are not statistically distributed in the thin sec-tions. Moreover, the heavily kinked micas would not have survived reworking. Asadditional shock effects, we observe in the Rubielos de la Cérida rocks heavily disin-tegrated feldspar with strong mechanical twinning and multiple sets of planar defor-mation features (PDF; P1. 2, Fig. 8, also see Engelhardt et al. [1969], Bunch [1968],Robertson et al. [1968]). In Fig. 11, the distribution of locations where shocked sam-ples were taken is plotted, and UTM coordinates for selected places are given below:6 43900, 45 03 200; 6 59 955, 45 07 300; 6 44 500, 45 10 600; 6 45 610, 45 17 600.

Although competent rocks are widespread in the Rubielos de la Cérida structureand are especially well exposed in the central uplift, only very few shatter cones ofmoderate quality have been found so far. This is believed to be due to limited outcropconditions (freshly exposed rocks are rare) and to the lack of a detailed mapping.Also, there may have been influencing factors which prevented shatter cone forma-tion. We point to the assumed very thick unconsolidated molasse sediments of thetarget and a possible buffering effect. Moreover, we refer to the above-mentionedpeculiar behaviour of the limestones in the central uplift, that is, breaking into smallfragments and splinters upon hitting them gently with a hammer. The process thatevidently froze stress within the limestones is unknown so far, but may have beenincompatible with shatter coning.

AZUARA AND RUBIELOS DE LA CERIDA IMPACT EJECTA

Two impact ejecta deposits have so far been investigated in more detail: the PelardaFm. ejecta (Ernstson and Claudin, 1990) and the Puerto MInguez impact ejecta (Claudinet al., 2001). Both may be traced back to an early observation of an "enigmatic deposit"at Puerto MInguez (Moissenet et al., 1972). This at that time small outcrop ofPalaeozoic quartzite components was also addressed by Carls and Monninger (1974) bycomparing it with the Pelarda Formation. The reported similarities between the "enig-matic" Puerto MInguez deposit and the Pelarda Fm. initiated a new thorough investiga-tion which related the Pelarda Fm. sediments with the Azuara impact structure(Ernstson and Claudin, 1990). A completely new insight into the deposit at the PuertoMInguez has been provided by road-construction work for the new stretch of the CN211 between Caminreal and Montalbán. From field work in the enlarged outcrops it issuggested that the deposits are related with the Rubielos de la Cérida impact structure.

The Pelarcia Fm. ejecta

The Pelarda Fm. covers an area of approximately 12 x 2.5 km? (Fig.9), has inmany cases a thickness of more than 200 m and, between 1,100 and 1,450 m altitude,forms the top of a mountain chain which belongs to the highest ones in the region(Carls and Monninger, 1974). The Pelarda Fm. unconformably overlies the FonfrIaLower Tertiary (Palaeogene) which is composed of alternations of conglomerates andmulticoloured marls and is overlain by the Olalla Tertiary materials (Adrover et al.,1982). In the environments of FonfrIa, the limestone cobbles of these conglomeratesare heavily deformed and show intense striations, deep imprints and polish. The stria-tions display more or less homogeneous SW - NE strike. In general, a lower, middleand upper zone of the Pelarda Fm. can be distinguished (Ernstson and Claudin, 1990).The contacts between the zones are gradual and not very distinct. In all three zones,stratification is completely lacking except for few conglomeratic intercalations in the

middle zone, which are more or less laminated but do not display tabular bodies(neither small nor large) nor do they form channeling structures. No structures can beobserved indicating different periods of deposition (e.g., thin sandstone beds frominstantaneous breaks, zones of reworked material). Likewise, a clear grain size distri-bution cannot be observed, and the texture is always matrix-supported (P1. 5, Fig. 1).

In all three zones of the Pelarda Fm., cobbles and boulders are observed to dis-play distinct striations (P1. 5, Fig. 2). A statistical analysis of the strike for more than400 striae sets reveals a clear maximum in the SW - NE direction (Ernstson andClaudin, 1990) which is the direction of line between the centres of both the Azuaraand Rubielos de la Cérida structures. Sets of irregular, frequently open, fractures withcomplex bifurcations and rotated displacements (rotated fractures) occur in the cob-bles and boulders, which indicate more strong plastic deformation (P1. 5, Fig. 3).Because immediate disintegration would occur, any transport of such deformed clastscan be excluded, which proves in situ deformation.

In thin sections of quartzite cobbles and boulders (both Bámbola quartzite andArmorican quartzite), quartz grains regularly show strong mechanical deformation.We observe distinct fracturing, strong undulatory extinction, deformation lamellae,multiple sets of planar deformation features (PDFs; P1. 5, Fig. 4) and cleavage (mul-tiple sets of planar fractures, PFs). Kink bands in mica are frequent. The PDFs havebeen analyzed on the universal stage (Fig. 8) and show crystallographic orientationstypical of impact shock.

From these data, Ernstson and Claudin (1990) conclude that the Pelarda Fm. con-stitutes the remnants of an ejecta deposit originally extended around the Azuara andRubielos de la Cérida impact structures. The unusual thickness is explained by theinteraction of the material more or less synchronously excavated from both structures.

The impact origin of the Pelarda Fm. is not generally accepted. Previous modelsand models opposed to an impact origin consider a Quaternary mud flow deposit ofthe "rafia" type (LendInez et al., 1989; Perez, 1989; Ferreiro et al, 1991; Aurell et al.,1993; Aurell, 1994; Cortes and MartInez, 1999) and a Tertiary fluvial conglomerate(Carls and Monninger, 1974; J. Smit, 2000, written comm.). With regard to the obser-vations and material so far presented, the interpretation of the Pelarda Fm. as a "rafla"type deposit or a fluvial conglomerate implies basic problems. The almost completelymissing stratification and the matrix-supported texture suggest transport by plastic(Binghamian) flow rather than fluvial transport (see Lowe, 1979; Colombo andMarzo, 1987). The observations also discard models of fluvial meander sedimentation(Miall, 1977, 1981; Bridge, 1975, 1978; Allen, 1963, 1964, 1965, 1970; McGowenand Garner, 1970) and models of braided stream sedimentation (Miall, 1977, 1978;Ramos and Sopena, 1983; Tunbridge, 1981; Friend, 1978; Castelltort and Marzo,1986). Sheet flood deposits as described by Friend (1983) do not occur either. ThePelarda Fm. deposit is located at the highest altitude of the region. Therefore, a flu-vial or mud flow deposition requires exceptional Quaternary tectonics explicitly inthis region, or sedimentation against gravity. Likewise, the suggested "rafla" depositwould have developed at the base of a gradient but not on a topographic high. Theobserved deformation, macroscopic and microscopic (PDFs) cannot be explained by"normal tectonics", and an origin from syn-tectonic sedimentation clearly must beexcluded. Moreover, given a Quaternary age of the Pelarda Fm. and considering itslocation at a topographic high, the overlying thick sediments required for the confining

pressure to produce the observed striations and plastic deformations have never beenpresent. We explicitly also exclude faults (from Quaternary tectonics!) to have causedthe deformations, because faults have never been observed in this zone. Also, thestrike consistency of the striae throughout the huge volume of the deposit is incom-patible with faulting. A formation of the striae by the action of glaciers can also bebasically excluded. Otherwise, we had to establish very special conditions during theQuaternary in exactly this local zone. Moreover, and as already mentioned, the prin-cipal orientation of the striae points to the centers of both the Azuara and Rubielos dela Cdrida impact structure. Large amounts of the clasts display plastic deformation(see Ernstson & Claudin, 1990) in such a manner that even a very short fluvial trans-port would not have been possible without complete disintegration of the clasts.Therefore, the field data suggest transport by non-Newtonian flow, contrasting withnormal fluvial deposition. On the other hand, such plastic deformation has never beenreported for debris flows and mud flows (McGowen and Groat, 1971; Rust, 1979;Sáez, 1985; Boothroyd and Nummedal, 1978; Miall, 1981; Heward, 1987; Bluck,1987; Cabrera et al., 1985; Gloppen and Steel, 1981). Moreover, it is very difficult toexplain the rotated fractures in these clasts by normal tectonic deformation, whencompared to synorogenic consolidated molasse deposits.

The Puerto MInguez ejecta

The geological map (1: 50.000 scale; sheet 492, Segura de los Baños) and its textexplanation (IGME, 1977) report the deposits at the Puerto MInguez as monogeneticconglomerates of Stampien age, composed of Mesozoic limestone components withlarge boulders included. Conglomerates of Santonian age are reported to uncon-formably overlie these deposits. Later, the deposits were included in the sheet ofDaroca (map and text explanations at the 1: 200.000 scale; ITGE [1991]) as UpperOligocene to Upper Miocene materials and their origin attributed to fluvial process-es. The Puerto MInguez materials are described as "a succession of conglomeratesconsisting exclusively of sub-rounded limestone boulders (dimension up to 50 cm)and showing a grain-supported texture". In a recently published paper, the PuertoMInguez deposits are classed with the sediments of the intra-mountain Montalbánbasin (Casas et al., 2000).

The new stretch of the road CN 211 between kilometric milestones 111 and 117now gives easy access to the Puerto MInguez outcrop whose aerial extent is at least 5x 0.3 km squared. The up to several decameters thick deposits consist basically ofpolygenetic, weakly consolidated rudites. They show a mostly matrix-supported tex-ture and are poorly sorted. They include conglomeratic patches, occasionally layered,as well as brecciated areas with sharp and sometimes erosive contacts. On the whole,the deposit can be termed a diamictite (P1. 5, Fig. 5). Paleozoic materials are generallymore common in the eastern part. Big clasts of prior depositional sequences, stillintact, are found in the deposit, which as a whole presents poor sorting and is massiveor weakly layered. Isolated Mesozoic limestone boulders in the Paleozoic-dominatedclast zones are abundant (P1. 5, Fig. 6), and frequently, like floating "islands" withinthe matrix, there are localised patches of conglomerates. Towards Cosa, and near the

Portalrubio junction, Palaeozoic materials become more and more scarce, until theydisappear altogether. Here, the conglomeratic patches consist of large (up to meter-sized) sub-angular to sub-rounded Mesozoic limestone blocks and an increment inclast-supported texture. The patches are found dispersed in a sandy to clayey matrix,so textures are essentially matrix-supported. Side by side with these conglomerates,breccia zones are exposed (P1. 6, Fig. 1) consisting mostly of polygenetic Palaeozoicboulders. They show various dimensions, they are matrix-supported and layering iscompletely lacking. Some of these breccia zones are composed of fragmented andisolated blocks, which have largely conserved their original layering. Frequently, thebreccia zones are intercalated in the conglomeratic, poorly layered deposit. In otherparts of the outcrop, the contacts between breccias and conglomerates are sometimessharp and sometimes erosive.

One of the most intriguing observations, which can be made at the PuertoMInguez deposits, is the generally strong deformation of the components, eventhough they are uncemented and embedded within a soft matrix. The most abun-dant type of deformation is the striation of the surfaces (P1. 6, Fig. 2). Withoutexception, and irrespective of their size, all pebbles, cobbles and boulders of car-bonate lithology are striated more or less all around. The striae have obviouslyoriginated from countermovements of components and matrix in an environmentwhere the confining pressure was considerable. Frequently, the grains that madethe striations can be found in small pits at the end of the striae path. With thedecrease of the particle size of the matrix, the striated surfaces become more andmore glossy, and finally they may show distinct minor polish (P1. 6, Fig. 3), proba-bly due to the contact with clayey and silty matrix. The Palaeozoic componentsshow striations as well, although less developed than those of the limestone com-ponents, probably because of the difference in lithology. Very often, imprints haveformed like deep grooves and indentation hollows (P1. 6, Fig. 4). The deep groovesseem to be caused by scraping out by matrix pebbles, and the indentation hollowsseem to be caused by the penetration of an adjacent component under conditionsof pure plastic deformation. Sometimes, the penetration marks resemble shapesmade by a knife over soft butter. When several of these penetration marks comeinto contact, a faceted sculpture of the clast develops. A very unusual type ofdeformation that is very frequently observed in the Puerto MInguez material, is astrong internal torsion of the components (P1. 6, Fig. 5) which has already beendescribed for the Pelarda Fm. ejecta (Ernstson and Claudin, 1990). The prominenttorsion relates to macroscopically untouched hinges and rotated fractures, cuttingthrough the whole cobble, without however breaking it to pieces. More irregularfractures with complex bifurcations and prominent displacements are also typicalof deformed cobbles. The cobbles remain together despite squashing, a fact that weinterpret as an expression of a strong confining pressure, which permits simulta-neous brittle and plastic behaviour of the cobbles to the applied stress. Frequently,fractured components at first sight look like a loaf of bread cut to slices (P1. 6, Fig.6). However, the clasts are not broken to pieces at all. In many cases, widely openfractures are filled by splinters of the fractured component and matrix material,and so represent a kind of breccia dike within the cobbles. Such an interaction ofmatrix and clasts is typical of the Puerto MInguez deposit, and very often, wholesystems of dikes crosscut a cobble or boulder.

From the analysis of the lithologic characteristics, surface features and intensedeformation of the components and the matrix of the Puerto MInguez deposits, weconclude that the origin of these features is connected with simultaneous plastic andbrittle deformation, acting rapidly, and under high contact pressure between thematrix and larger components. The rotated fractures are regarded as typical of dynamic,rapid deformation under high confining pressure. They are not compatible with anorigin from fluvial deposition, quasi-static tectonics, debris flows, alluvial fans, theaction of glaciers, or, generally, with syn-tectonic sedimentation (Casas et al., 2000).

In summary, the Puerto MInguez deposits are diamictites which have beendeposited and deformed within a short time span and under high confining pressure.Such a setting is well known from meteorite impact ejecta. Identical depositional fea-tures and deformations (striae, polish, rotated fractures, bread-cut-to-slices features,all kinds of imprints, and others) have been described in detail for the Ries crater ejecta(Chao, 1976, 1977) and for the Belize ejecta of the Chicxulub impact structure(Marshall et al., 1998; Ocampo et al., 1997; Rampino et al., 1996, 1997a, 1997b). Forthe origin of the Belize brittle and plastic deformations, the authors suggest high-velocity flow, violent collisions and shock effects as well as partially melting duringexcavation, transport and ballistic emplacement.

Related deposits

Deposits showing similar features as studied at the Puerto MInguez have beenobserved at many other places (about 20; between the villages of Almonacid de laCubalBelchite in the north, Ventas de Muniesa in the east, Alfambra and Mesquita deJarque in the south and southeast and Blancas and Daroca in the west), within theTertiary intra-mountain basins of the region under discussion. Compared with thePuerto MInguez, they are in general of smaller size and do not display all the featuresdescribed above. Results of a more detailed investigation with reference to their posi-tion in the Tertiary stratigraphy will be presented in a forthcoming paper.

DISTANT IMPACT SIGNATURE

Originally, the observation of strongly deformed quartzite cobbles inBuntsandstein conglomerates drew attention to the Rubielos de la Cérida structure(Ernstson et al., 1994). Well known to geologists, all pebbles of the Buntsandsteinbasal conglomerates surrounding the Azuara and Rubielos de la Cérida structures upto a distance of roughly 100 km, show distinct pock-marks and a conspicuous crateringon their surfaces. These features are obviously related to intense sub-parallel fracturingof the quartzite pebbles, both on a macroscopic and a microscopic scale (Ernstsonet al., 2001c). Commonly, the pock-marks and the miniature craters are explained bypressure dissolution from overburden and/or tectonic stress (IGME 1986, Cortéset al., 2002b, Stel et al., 2002), but Ernstson et al. (2001b, c; 2002) have shown thatthere is no evidence for this explanation. Sections and thin sections through the

cratered cobbles reveal pervasive internal fracturing, concave and subparallel spallfractures, and zones marked by quartz grains with planar deformation features(PDF5), but they fail to display the precipitation products of the alleged dissolvedmaterial. Comparison with results of impact experiments on artificial conglomeratessuggests that the strong deformation is related to shock-wave propagation through theconglomerates. Accordingly, the features are explained to have occurred in theAzuaralRubielos de la Cérida impact event by internal accelerations and multiple col-lisions of the cobbles producing the pock-mark indentations and spallation fractures(Ernstson et al., 2001c). These observations, experiments and the discussion showthat a distinct macroscopic impact signature may be found in autochthonous rocks,even at large distances from the impact sites.

THE AGE OF THE IMPACT EVENT

No radiometric absolute age is so far available for the Azuara and Rubielos de laCérida impacts. The advanced corrosion of the glass from the impact melt rocks isexpected to prevent any reliable dating.

A stratigraphic age may be addressed considering the youngest sediments affectedby the impact, and the oldest undisturbed post-impact layers. A rough estimate is givenby the stratigraphic position of the Pelarda Fm. ejecta at the boundary between theLower Tertiary and the Upper Tertiary (Carls and Monninger, 1974; also see Fig. 3).According to this old and simple stratigraphic subdivision, the Lower Tertiary experi-enced the complete Alpidic tectonic movements, and the Upper Tertiary is the post-tectonic time, when the basins and valley systems formed with their sedimentary filling.Evidently, a comparable subdivision may apply to an impact event in this region.

Although the palaeontologic dating of Tertiary units in the Iberian chain hasmade progress, the stratigraphic dating still offers many problems. Explicitly, Perezet al., 1985) state that the outcrops in the zone are limited and that the rapid changesof the facies prevent the use of lithological guide beds for correlation purposes.Accordingly, the exact stratigraphic age of the impact will remain unresolved forthe present.

From the sediments (units 55 - 57, in ITGE [1991]) exposed near FonfrIa andAllueva and underlying the Pelarda Fm. ejecta, a lower limit is Upper Eocene orearliest Oligocene (unit 57). An upper limit is given by palaeontologic data.Foraminifera and ostracods in post-impact, Upper Tertiary gastropod marls, about 3km north of Moneva in the Azuara structure, point to a Lower Miocene age (Doebl,in Gross, 1974). A dating of the gastropods themselves (Geyer, in Gwosdek, 1988)provides an Upper Rupelian or Chattian (Oligocene) age with a high degree ofprobability. A position at the base of the Aquitanian, however, cannot be excluded. Afurther upper-limit dating is given by gastropods (Potaminidae) in Upper Tertiarysandy limestones near Ventas de Muniesa in the Azuara structure. These gastropodslived between the Upper Eocene and the earliest Miocene (Geyer, in Mayer, 1990),which does not correspond with the Middle Miocene age for the respective unit"Areniscas en bancos, conglomerados no cementados y arcillas" in IGME (1981).The Middle Miocene age is not palaeontologically proven. Similar problems with

Miocene ages are found also in the Rubielos de la Cérida structure. Unit 64 "Arcillasrojas, arenas y conglomerados" exposed south of Navarrete, is dated (ITGE, 1991)to be late Lower Miocene or Middle Miocene. Within this unit however, we observestrong structural deformations with a pronounced horizontal component (large faultplanes with prominent slickensides, excluding atectonic collapse structures by karsti-fication). This implies either remarkable tectonics in the post-tectonic Upper Tertiary,a wrong stratigraphic classification, or an origin from the impact cratering process,which, on the other hand, is questioned by Cortes et al. (2002), Aurell et al. (1993),Aurell (1994), and others.

Disregarding these incompatibilities, we conclude from the lower and upper timelimits given above, that the impact event very probably occurred in the Upper Eoceneor Oligocene.

The proximity of the Rubielos de la Cérida structure to the Azuara structure, theconspicuous location of the large ejecta complex (Pelarda Fm.), exactly in betweenthem, the stratigraphy of the involved sedimentary units, the uniform stratigraphic ageof the post-impact sediments and, especially, the widespread polymictic impact brec-cia at their base, suggest a Mid-Tertiary paired impact in the Upper Eocene orOligocene, corresponding to the hitherto established age of the Azuara structure. Onacceptance of this impact scenario, some basic consequences are inevitable. This isbecause an impact of this dimension cannot be regarded as a geologically isolatedevent at an isolated place (see also Emstson jI1994). An impact of this dimension hasa strong signature, which shows up with the development of small- and large-scalestructural features not necessarily different from orogenic tectonics. Such a largeimpact also means a sudden decisive and significant break in the erosion and sedi-mentation history of the region under discussion. It implies the production of thickand extensive ejecta deposits (as we have seen in the above discussion), the blockingand changing of the drainage system and subsequent, long-lasting erosion andreworking processes in an area of the order of several thousands square kilometres.

Thus, the existence of a very large doublet impact structure in the region of theintra-mountain basins of the Iberian Chain is a remarkable setting in the Lower toMid-Tertiary regional geology. As the projectiles impacted a target, which wasalready folded in the Alpidic orogeny and which included Tertiary basins filled withthick molasse sediments, a distinction between "normal" and "impact" geology maybe problematic. This involves both the distinction between Alpidic tectonics andimpact structural features on the one hand and the distinction between normal basinsediments and impact-affected sediments, on the other hand. While mountain buil-ding and impacts may lead to very similar structural features, there are observablestructures and characteristics which enable deposits to be clearly established asimpact-related and not to be confused with fluvial, alluvial-fan or debris-flow sedi-mentation. These observations can exemplarily be made with the Pelarda Fm. and thePuerto MInguez deposits and include the peculiar layering and significant high-pressure/short-term deformations typical of impact ejecta.

The impacts, their structural features and the impact-related deposits within andoutside the craters, have so far not been considered in the many models of intra-moun-tam syn-tectonic sedimentation, developed in the past for the region under discussion(Casas etal., 2000; Pardo etal., 1984; Perez, 1989; Perez etal., 1985, 1990, 1991). Wetherefore conclude that these models give a rather limited picture of the Tertiaryregional geology in that area, and we suggest that these specific models need revision.

ACKNOWLEDGEMENTS

The authors K.E. and F.C. want to give very heartfelt thanks for the help of aperson and his team which is rather far from the world of geology. We have had longand sometimes hard field campaigns, where a good meal, a comfortable bed, and afriendly atmosphere, well beyond normal coimnercial standards, are paramount. Sothis work owes much to the Hostal Legido (at Daroca) staff. Gracias, Pepe andRamón, Miguel Angel, Alejandro, Maria, Josefa, and the rest of this nice group.Thanks to P. Spathe for the preparation of the thin sections and to K.-P. Kelber forseveral photographs shown in this paper, but also to T. Ernstson who made someimportant discoveries in the field. H. Muller-Sigmund, Institute of Mineralogy,Petrology und Geochemistry, University of Freiburg, carried out the qualitativemicroprobe element scans on the carbon particles. E. Guerrero and A. Therriault sup-plied abundant data from PDF analyses of Azuara samples. Reading of the manuscriptby F. Guardia resulted in considerable improvements. Thank you very much for this.

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8,25

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SO31,67 1,15 1,77 2,12 1,47 1,37 1,59

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Total 62,18 60,98 65,68 76,19 86,10 88,91 73,34

97,83

Table 2. Electron microprobe analyses of the glassy phosphate matrix (dark areas in P1. 4, Fig. 7), meancomposition of this matrix, and x-ray fluorescence measured bulk composition of the carbonate-phos-phate melt

Tabla 2. AnalIsis mediante microsonda electrónica de la matriz vItrea fosfatada (areas de color oscuro enla lámina 4, Fig. 7.), mostrando la principal composición de esta matriz, y fluorescencia de rayos Xdonde se indica la composición global del fundido de cabonato-fosfato.

Plate 1. Breccias from the Azuara impact structure.Lámina 1. Brechas procedentes de la estructura de impacto de Azuara.

Fig. 1. Basal (suevite) breccia. El Portillo variety. Location: UTM coordinates 6 70 500, 45 74 700. Thefield is 17 cm wide.Fig.!. Brecha basal (suevita). Variedad el portillo. Localización: coordenadas UTM 6 70 500, 45 74 700.La anchura de campo es de 17 cm.

Fig.2. H-type breccia dike cutting through strongly brecciated limestones. Near Rudilla; UTM coordi-nates 666660, 4540625.Fig.2. Dique de brechas del tipo H que atraviesa calizas fuertemente brechadas. Cerca de Rudilla; coor-denadas UTM 666660, 4540625

Fig.3. Schocked polymictic breccia from a dike cutting through Palaeozoic rocks near Santa Cruz deNogueras. Note the fitting of the components proving immediate cementation after the brecciation.Location: UTM coordinates 661240, 4553400. The field is 23 cm wide.Fig. 3. Brecha polimIctica chocada que proviene de un clique, sito cerca de Santa Cruz de Nogueras, queatraviesa rocas del Paleozoico. Observese el encaje de los componentes de la misma que prueba unainmediata cementación después de la brechificación. Localización: coordenadas UTM 661240,4553400.La anchura del campo es de 23 cm.

Fig.4. Impact breccia from Almonacid de la Cuba (see tex). The field is 16 cm wide.Fig. 4. Brecha de impacto procedente de Almonacid de la Cuba (ver el texto). La anchura de campo esde 16 cm.

Fig.5. Megaclasts from the megabreccia; old railway cut near Belchite, UTM coordinates 689450,4569350. Note that the left block is completely converted into a grit breccia.Fig. 5. Megaclastos sitos en la megabrecha; corte de Ia antigua via de tren cercano a Belchite; coorde-nadas UTM 689450, 4569350. Puede apreciarse como el bloque situado a la izquierda esta completa -mente transformado en una brecha arenosa.

Fig.6. Monomictic movement breccia; near Monforte de Moyuela, UTM coordinates 667050, 4547030.The field is 20 cm wide.Fig. 6. Brecha de movimiento monomIctica situada cerca de Monforte de Moyuela; coordenadas UTM667050, 4547030. La anchura de campo es de 20 cm.

Plate 2. Shock metamorphism in rocks from the Azuara (Fig. 1 -6)and Rubielos de la Cdrida (Fig.7, 8) impact structures.

Lámina 2. Metamorfismo de choque presente en las rocas de las estructurasde impacto de Azuara (Fig. 1-6) y Rubielos de la Cdrida (Fig. 7, 8).

Fig.!. Melt glass with vesicles, schlieren and mineral fragments; photomicrograph, plane polarized lightand crossed nicols. Strongly shocked dike breccia, near Santa Cruz de Nogueras. The field is 9 mm wide.Fig.!. Vidrio fundido con vesIculas, bandas y fragmentos minerales; microfotografia realizada a luz para-lela y a nIcoles cruzados. Dique de brechas fuertemente chocado cercano a Santa Crux de Nogueras. Laanchura de campo es de 9 mm.

Fig.2. Diaplectic glass; photomicrograph of a sandstone fragment completely transformed to diaplecticquartz; plane polarized light and crossed nicols. The fragment is embedded in partly recrystallized meltglass. Note that there are a few holes in the thin section not to be confused with diaplectic quartz grains.Strongly shocked dike breccia, near Santa Cruz de Nogueras. The field is 600 pm wide.Fig.2. Vidrio diapldctico; microfotografia realizada a luz paralela y a nIcoles cruzados, de un fragmentode arenisca completamente transformado en cuarzo diapléctico. El fragmento se halla inmerso en el senode un fundido vItreo parcialemente recristalizado. Puede apreciarse la presencia de algunos agujeros enla sección delgada que no deben ser confundidos con granos de cuarzo diaplécticos. Dique de brechasfuertemente chocado cercano a Santa Cruz de Nogueras. La anchura de campo es de 600 Mm.

Fig.3. Partly isotropic quartz grain (diaplectic crystal); monomictic dike breccia, S Ventas de Muniesa, UTMcoordinates 687980, 4552360 (Mayer 1990). Photomicrograph, crossed nicols; the field is 195 pm wide.Fig. 3. Grano de cuarzo parcilmente isotrópico (cristal diapldctico); dique de brechas monomIcticassituado al S de Ventas de Muniesa; coordenadas UTM 687980, 4552360 (Mayer, 1990). Microfotografiarealizada a nIcoles cruzados; la anchura de campo es de 195 pm.

Fig.4. Multiple sets of planar deformation features (PDF5) in quartz; strongly shocked polymictic dikebreccia, Santa Cruz de Nogueras. At least six sets of decorated PDFs can be observed. Photomicrograph,crossed nicols; the field is 140 pm wide.Fig.4. Mdltiples conjuntos de rasgos de deformación planar (PDFs) en un cuarzo; dique de brechas fuer-temente chocado sito cerca de Santa Cruz de Nogueras. Al menos pueden ser observados seis conjuntosde PDFs decoradas. Microfotagrafia realizada a nIcoles cruzados; la anchura de campo es de 140 pm

Fig.5. Multiple sets of planar fractures (PFs; cleavage) in quartz; autochthonous Utrillas sandstone nearBlesa (Waasmaier 1988). Six different PF orientations can be observed. Photomicrograph, crossednicols; the field is 80 pm wide.Fig.5. Multiples conjuntos de fracturas planares (PFs; clivaje) presentes en cuarzos; arenisca autóctonade la Fm. Utrillas cercana a Blesa (Waasmaier, 1988). Pueden observarse seis diferentes orientaciones dePF. Microfotografia obtenida a nIcoles cruzados; la anchura de campo es de 80 pm.

Fig.6. Microtwinning and kinkband in calcite; polymictic dike breccia, N Muniesa, UTM coordinates685380, 4547630 (mayer 1990). Photomicrograph, crossed nicols; the field is 150 pm wide.Fig. 6. Micromaclado y bandas de kink en calcita; dique de brechas polimIctico sito al N de Muniesa;coordenadas UTM 685380, 4547630 (Mayer, 1990). Microfotografia realizada a nIcoles cruzados; laanchura de campo es de 150 pm.

Fig.7. Diaplectic feldspar crystal with isotropic spots and one set of isotropic twinning lamellae, typicalof shock metamorphism; silicate melt rock, Rubielos de Ia Cdrida structure. Crossed polarizers; the fieldis 1 mm wide.Fig.7. Cristal de feldespato diapléctico con agujeros isotrópicos y con un conjunto isotrópico de bandasde maclado, tIpico de metamorfismo de choque; roca de fundido silicatado de Rubielos de la Cérida.Microfotografia realizada a nIcoles cruzados; la anchura de campo es de 1 mm.

Fig.8. Disintegrated feldspar showing strong mechanical twinning and multiple sets of planar deforma-tion features (PDF). Clast from the Barrachina megabreccia, Rubielos de la Cérida structure. Crossedpolarizers; the field is about 900 pm wide.Fig.8. Feldespato desintegrado que muestra un intenso maclado mecánico y multiples conjuntos deestructuras de deformación planar (PDFs). Clasto procedente de la megabrecha de Barrachina, ubicadaen la estructura de impacto de Rubielos de la Cérida. Microfotografia obtenida a nicoles cruzados; laanchura de campo es de 900 pm.

Plate 3. Rubielos de la Cérida impact structure: Breccias and breccia dikes.Lámina 3. Estructura de impacto de Rubielos de la Cérida: brechas y diques de brechas.

Fig. 1, Fig.2. Megabrecciation of Jurassic limestones in the southern central uplift. Note the chaotic criss-cross layering (2) and some "ghost" layering having survived the intense brecciation (1). UTM coordi-nates 643310, 4510560 (1); 646100, 4508000 (Buefla village) (2).Fig. 1., Fig.2. Megabrechificacion en calizas del Jurásico ubicadas en la parte sur del levantamientocentral. Puede apreciarse la estratificación caótica entrelazada (2) y alguna estratificación relicta que hapodido sobrevivir a la intensa brechiación (1). Coordenadas UTM 643310, 4510560 (1); 646100,4508000 (pueblo de Buena) (2).

Fig.3. Polymictic breccia dike cutting through competent Muschelkalk limestones. Near Olalla, UTMcoordinates 657750, 4537800Fig. 3. Dique de brechas polimicticas que atraviesa calizas competentes del Muschelkalk. Cerca deOlalla; coordenadas UTM 657750, 4537800.

Fig.4. Dike cutting through Jurassic limestones near Ojos Negros; UTM coordinates 626100, 4510900The white material is assumed to be crystallized carbonate melt.Fig.4. Dique que atraviesa calizas del Jurésico cercanas a Ojos Negros; coordenadas UTM 626100,4510900. El material blanquecino corresponde a fundido carbonatado cristalizado.

Fig.5. Megabreccia near Barrachina (UTM coordinates6 55 100, 45 29 900) showing three megaclastsof different lithology in contact. A microbreccia (whitish colour) seems to have been injected into themiddle, diamictic clast.FigS. Megabrecha cercana a Barrachina (coordenadas UTM 655100, 4529900) donde se pueden apre-ciar 3 megaclastos en contacto de diferente litologia. Una microbrecha (de color blanquecino) parecehaber sido inyectada en la parte media del clasto diamIctico.

Fig.6. Multicoloured breccia as part of the megabreccia near Barrachina: an intense mixture of diamictic,mostly Palaeozoic material and ?Lower Tertiary red and green marls (darker clasts). Temporary quarry(now filled up) at the bank of the Pancrudo brook.Fig.6. Brecha multicolor que forma parte de la megabrecha cercana a Barrachina: una mezcla intensa demateriales diamIcticos, en su mayorIa del Paleozoico y de margas rojo verdosas del Terciario inferior (i?)(clastos mas oscuros). Cantera temporal (ahora rellenada) situada en Ia orilla del arroyo de Pancrudo.

Fig.7. Megabreccia near Barrachina: grit-brecciated limestone megaclast partly interspersed with a marlyto sandy matrix. A few larger clasts have survived the heavy brecciation, and some preserved ghost-layering is observed. UTM coordinates 6 52 310, 45 30 950.Fig.7. Megabrecha cercana a Barrachina: megaclasto calizo intensamente brechificado (hasta tamafloarena) parcialmente entremezclado con una matriz arenoso-margosa. Unos pocos clastos de gran tamaflohan sobrevivido a la intensa brechificación. De igual modo, puede apreciarse alguna estratificaciónrelicta. Coordenadas UTM 6 52 310, 45 30 950.

Plate 4. Melt rocks in the Rubielos de la Cérida structure.Lámina 4. Rocas fundidas en la estructura de impacto de Rubielos de la Cérida.

Fig. 1, Fig.2: Megabreccia near Barrachina: Typically intercalated silicate melt rocks (the whitish ribbonsand clasts).Fig.!, Fig. 2: Megabrecha cercana a Barrachina: Rocas de fundido silicatado tIpicamente intercaladas(los clastos y cintas blanquecinos)

Fig.3. The silicate melt rock under the microscope. The rock is composed of estimated more than 90 %glass forming tiny spheroids and lens-shaped bodies. The field is about 8 mm wide.Fig.3. Aspecto de la roca de fundido silicatado bajo el microscopio. La roca esta compuesta por más deun 90% de vidrio bajo la forma de delgadas esférulas y cuerpos con forma de lentejón. La anchura decampo es de 8 mm.

Fig.4. Sawed surface of a suevite sample from a large block quarried out from the Barrachina mega-breccia.Fig.4. SuperfIcie cortada de una muestra de suevita procedente de un gran bloque extraido de la mega-brecha de Barrachina.

Fig.5. Suevite-like dike breccia intercalated in strongly brecciated limestones.Fig.5. Dique de brecha del tipo suevItico intercalado en calizas intensamente brechadas.

Fig.6. Clast of carbonate-phosphate melt rock (white) m the Barrachina megabreccia. Coin diameter 23 mm.Fig.6. Clasto de roca de fundido carbonatado-fosfatado (color blanquecino) presente en la megabrechade Barrachina. El diámetro de la moneda es de 23 mm.

Fig.7. Photomicrograph (crossed polarizers) of amoebae-like calcite bodies within a matrix of phosphateglass (dark) from the clast in Fig.6. Note that the size of the individual calcite crystals increases towardsthe centers of the bodies. Also note that the peripheral calcite obviously has grown perpendicular to therim because of the orientation. In part, especially along the borders to the calcite bodies, the phosphateglass has recrystallized to form apatite (elongated, sometimes flaser-like minerals tangentially orientatedto the calcite bodies). The field is 6 mm high.Fig.7. Microfotografia (a nIcoles cruzados) de cuerpos de calcita ameboidales sitos dentro de una matrizde vidrio fosfatado (color oscuro), obtenida a partir del clasto de Ia Fig. 6. Puede observarse que el tamaflode los cristales individuales de calcita aumenta hacia el centro de los cuerpos. También puede apreciarseque la calcita de la periferia ha crecido obviamente de modo perpendicular al borde a causa de la orien-tación. En parte, y especialmente a lo largo de los bordes de los cuerpos de calcita, el vidrio fosfatado harecristalizado para formar apatito (en minerales de formas elongadas, a veces con formas filamentosas,orientados tangencialmente respecto a los cuerpos de calcita). La anchura de campo es de 6 mm.

Fig.8. Microslag-like particles are common in blocks of a finegrained microbreccia within theBarrachina megabreccia. They consist of amorphous carbon with subordinate amounts of Ca and S, butalso contain remarkable amounts of oxygen. Scale bar is 1 mm.Fig.8. PartIculas de morfologia similar a la microescoria son comunes en bloques de una microbrecha degrano fino sita dentro de la megabrecha de Barrachina. Estas partIculas consisten en carbon amorfo concantidades subordinadas de Ca y S, pero también contienen cantidades remarcables de oxIgeno. La escalade la barra es de 1 mm.

Plate 5. Pelarda Fm. and Puerto MInguez impact ejecta.Lámina 5. Eyectas de la Fm. Pelarda y de Puerto MInguez.

Fig. 1. Typical aspect of the middle unit of the Pelarda Fm. showing matrix-supported texture.Fig. 1. Aspecto tIpico de la unidad media de la Fm. Pelarda en el que exhibe una textura soportada por lamatriz.

Fig.2. Strongly deformed quartzite clast from the Pelarda Fm. ejecta; near Olalla, UTM coordinates655700, 4537250. Despite the remarkable displacements, the clast remains coherent and is not brokeninto pieces.Fig.2. Clasto de cuarcita intensamente deformado procedente de los yecta de la Fm. Pelarda; cerca deOlalla, coordenadas UTM 655700, 4537250. A pesar de los evidentes desplazamientos, el clasto perma-nece unido y no se halla roto en fragmentos.

Fig.3. Multiple sets of striae on a quartzite cobble. The field is 2.5 cm wide.Fig.3. Multiples conjuntos de estrias sobre un canto de cuarcita. La anchura del campo es de 2,5 cm.

Fig.4. SEM image of two sets of crossing PDFs in quartz; shocked Bámbola quartzite clast from thePelarda Fm. ejecta. Note the spacing of the individual PDFs, which is distinctly less than 1 jim in manycases.Fig.4. Imagen SEM de dos conjuntos de PDFs que se intersectan en un cuarzo; clasto chocado de cuar-cita Bambolar procedente del eyecta de Ia Fm. Pelarda. Observese el espaciado de las PDFs individuales,que es tIpicamente inferior a 1 jim en algunos casos.

FigS. Typical aspect of the Puerto MInguez ejecta. The outcrop height is about 12 m.Fig.5. Aspecto tIpico del eyecta de Puerto MInguez. La altura del afloramiento es de 12 m.

Fig.6. Puerto MInguez impact ejecta: Mesozoic limestone cobbles and boulders in dominatingPalaeozoic matrix material. The outcrop height is about 6 m.Fig. 6. Eyecta de impacto de Puerto MInguez: cantos y bloques de calizas del Mesozoico dentro de unamatriz dominante de materiales del Paleozoico. La altura del afloramiento es de 6 m.

Plate 6. Puerto MInguez impact ejecta and shock-deformed Buntsandstein cobbles.Lámina 6. Eyecta de impacto de Puerto MInguez y cantos deformados por impacto del Buntsandstein.

Fig. 1. Breccia zone in the Puerto MInguez diamictite. Hammer length is 40 cm.Fig. 1. Zona de brecha en la diamictita de Puerto MInguez. La longitud del martillo es de 40 cm.

Fig.2. Striated surface of a limestone boulder. Centimeter scale.Fig. 2. SuperlIcie estriada de un bloque calizo. Escala centimétrica.

Fig.3. Fine striation of a limestone boulder merging into mirror polish. Centimeter scale.Fig.3. Estriación fina en un bloque calizo que se halla en una zona de pulido en espejo. Escala centimétrica.

Fig.4. Penetration marks in strongly deformed limestone cobbles from the Puerto MInguez ejecta.Centimeter scale.Fig.4. Marcas de penetración presentes en cantos calizos intensamente deformados procedentes del eyectade Puerto MInguez. Escala centimétrica.

Fig.5. Limestone cobbles from the Puerto MInguez ejecta showing internal rotations with macroscopi-cally untouched hinges (arrows) and rotated fractures. Note the two axes of rotation in the cobble downto the right. Centimeter scale.Fig.5. Cantos calizos procedentes del eyecta de Puerto MInguez que exhiben rotaciones internas concharnelas macroscópicas no deformadas (flechas) y fracturas rotacionales. Apréciense los dos ejes derotación en el canto hacia la parte inferior derecha. Escala centimetrica.

Fig.6. "Bread cut to slices" type of deformation in limestone cobble from the Puerto MInguezejecta. Notethat the cobble is not broken into pieces.Fig.6. Deformación del tipo "rodajas de pan" presente en un canto calizo procedente del eyecta de PuertoMInguez. Puede observarse como el canto no se encuentra roto en fragmentos.

Fig.7. T'pically shock-deformed quartzite cobble from autochthonous Buntsandstein basal conglomera-tes; deposits between Rueda de la Sierra and Molina de Aragón. Length of cobble 17 cm. The pock-marks have originated from fracturing upon collision with neighbouring cobbles and lack any dissolu-tion features.Fig.7. Canto de cuarcita, tipicamente deformado por choque, procedente de los conglomerados autóc-tonos del Buntsandstein basal; depósito localizado entre Rueda de la Sierra y Molina de Aragón. Lalongitud del canto es de 17 cm. Los hoyos se han originado a partir de la fracturación por el choque conlos cantos vecinos, no presentando ningdn rasgo de disolución.

Fig.8. Cratered quartzite cobble from autochthonous Buntsandstein basal conglomerates; depositsbetween Rueda de la Sierra and Molina de Aragón. Maximum size of cobble 6 cm. The crater provesbrittle fracturing and has probably formed by spallation from shock collision.Fig.8. Canto de cuarcita con cráteres procedente de los conglomerados autóctonos del Buntsandsteinbasal; depósito localizado entre Rueda de la Sierra y Molina de Aragón. El tamafio máximo del canto esde 6 cm. El crater es una prueba de fracturación frágil y se ha formado probablemente por espalación apartir de la colisión.

Treb. Mus. Geol. Barcelona, 11: 67-95 (2002)

Sobre la estratigrafIa dcl singular corte de la Roca deNarieda (parte S de la serie del Cretácico inferior deOrganyà). Pirineo catalán, España

Juan ULLASTRE*, Roif SCHROEDER ** y Alicia MASRIERA***

ABSTRACTULLASTRE, J., SCHROEDER, R. and MASRIERA, A. On the stratigraphy of thesingular section of Roca de Narieda (southern part of the Lower Cretaceous seriesof Organyà). Catalonian Pyrenees, Spain.

The Roca de Narieda section is the only one in the Catalonian Pyrenees whichshows the coastal aggradation of almost all the Lower Cretaceous sedimentary cycleranging from Neocomian to Upper Aptian.

The coastal onlap (retrogradation) of different sedimentary bodies over theJurassic substratum is well visible and corresponds to the SE shelf margin of theSouth Pyrenean basin in Lower Cretaceous times.

The micropaleontological analysis of numerous samples enables us to refute theerroneous ideas of several authors with regard to the chrono- and sequential strati-graphy of this rugged and hardly accessible mountain.

Key words: Catalonian Pyrenees (Spain), Organyà Region, Lower Cretaceous,Micropaleontology, Stratigraphy, Paleogeography.

* Ronda de Sant Pere, 50. 08010 Barcelona, Espana.** Forschungsinstitut Senckenberg, Senckenberg-Anlage 25. D-60325 Frankfurt a. M., Alemania.

Museu de Geologia, Parc de la Ciutadella. 08003 Barcelona, España.

El corte de la Roca de Narieda es el dnico del Pirineo catalán (region deOrganya, NE de Espana) en el que puede verse la agradacion costera de casi todoel ciclo sedimentario del Cretácico inferior: desde el Neocomiense al Aptiensesuperior.

El solapamiento expansivo (retrogradacion) de distintos cuerpos sedimentariossobre el substrato jurásico corresponde al borde SE de la cuenca sudpirenaica deesta época.

El análisis micropaleontologico ha sido el que ha permitido modificar las ideaserróneas, secuenciales y cronoestratigraficas, que se tenIan sobre esta montanadifIcil de explorar.

Palabras dave: Pirineo cataián (España), RegiOn de Organya, Cretácicoinferior, MicropaleontologIa, EstratigrafIa, PaleogeografIa.

En la region central del Pirineo meridional el Cretácico inferior aflora (Fig. 1)desde el pico de Pedraforca al E hasta el Turbón al W del rio Noguera Ribagorçanaen una longitud de poco más de cien kilOmetros.

Por el 5, las facies marinas de esta dpoca no descienden más allá del Montsec. Porel N, la erosion del orógeno pirenaico nos impide saber cual era su lImite (1) Por elNW (Turbón), el Cretácico inferior queda reducido al Albiense superior, lo mismoque por el SE (Turp, al SE de la Roca de Narieda) donde las facies continentales delAlbiense superior-Cenomaniense inferior (Ullastre & Masriera, 2001) son los mate-riales que vienen por encima del Jurásico. La serie más completa y de mayor poten-cia se encuentra al N inmediato de Organyà (Peybernès, 1976; Schroeder et al., 2000).

Asi pues, la paleogeografia de Peybernès (1976) con márgenes al NW y al SE nosparece ajustada a los hechos de observación.

En esta iiltima margen, el corte de la Roca de Narieda, poco afectado por la tee-tónica cenozoica, se erige en un excepcional testimonio del solapamiento expansivo(retrogradacion) de los distintos episodios sedimentarios del Cretácico inferior. Ape-nas estudiado por las dificultades que presenta su abrupta topografIa ha sido objeto deun análisis incompleto, y por ello inexacto (Peybernes, 1976, P. 195), y de una injus-tificada interpretación por parte de Berástegui et al. (1990), (2)•

La situaciOn de la Roca de Narieda en su contexto geológico general, asI como unavance de su estratigrafia, puede verse en Ullastre & Masriera (2001).

En el transcurso de este trabajo se han hecho unas ciento cincuenta láminas del-gadas de rocas calizas para su estudio microscópico; ello lo debemos a la abnegaciOnde Jaime Costea (técnico del Museu de Geologia de Barcelona). A él nuestro más sin-cero reconocimiento.

No podemos olvidar tampoco la intervenciOn de Ferran Ullastre Masriera (alpi-nista) que, formando cordada con uno de nosotros (J.U.), permitió acceder a algunospuntos de la Roca de Narieda ciertamente delicados.

Situada en la orilla izquierda del rio Segre, a 2 km al S de la pequena villa deOrganya, en la carretera de Lleida a Francia por la Seu d'Urgell, se levanta siibita-mente, con su gran espesor de calizas, casi 600 m (Fig. 2) por encima del nivel delrio.

Forma parte de un pliegue anticlinal muy laxo y asimétrico por razones sedimen-tarias. En su porción septentrional las capas calizas del Cretácico inferior son pocoinclinadas y muestran su máximo espesor; por el S se verticalizan progresivamente ypierden potencia teniendo a continuación las margas aptienses que preceden al Ceno-maniense superior con prealveolinas. En el ni.Icleo, constituyendo el muro del Greta-cico inferior transgresivo, afloran las dolomias consideradas del Dogger-Maim.

Al pie de la muralla N, se observa una pequena unidad (a la cual pertenecen lasmuestras 9, 17, 19, 20, 21, 22; Fig. 2) formada por un paquete de calizas seguido demargocalizas o calizas arcillosas; estas ültimas parecen corresponder en el tiempo a unaparte de las calizas superiores de la Roca de Narieda (s. s.). Las relaciones sedimenta-rias precisas entre ambas unidades no son fáciles de constatar en todos los niveles.

La obtención de una buena parte de las muestras que se analizan a continuaciónno ha estado exenta de dificultades, razón por la cual no es todo lo densa y ordenadaque hubiésemos deseado; no obstante, pensamos que son suficientes para mejorarsensiblemente el conocimiento estratigráfico de este lugar, cosa importante para sabercómo evolucionó la sedimentación en la margen SE de la cuenca del Cretácico infe-rior sudpirenaico.

1. Análisis de las muestras

Aunque el proverbio dice "Quod gratis affirmatur gratis negatur" nosotros novamos a negar sin pruebas aquello que gratuitamente han afirmado los autores que sehan ocupado hasta ahora de la Roca de Narieda (Berástegui et al., 1990); sino todo locontrario, aportaremos cuantas pruebas hemos podido obtener a fin de que nuestrasafirmaciones tengan la mayor solidez posible.

Por tanto, aunque sea algo farragoso, expondremos un análisis sucinto de todaslas muestras recogidas y que aparecen situadas en la Fig. 2.

Entre las dolomIas negras que se estiman jurásicas y la muestra 6 se observa deabajo arriba la sucesión siguiente:

- Muro: dolomIas jurásicas.- 4 m cubiertos por derrubios y vegetación.- 2 m de calizas; muestras 1 y 2.- 0'3 m correspondientes a un nivel calcáreo limoso-arcilloso; muestra 3.- 2-3 m de brecha sedimentaria intraformacional, monogénica, con predominio de

los elementos decimétricos; muestra 4.- 1 m de calizas en contacto con la brecha; muestra 5.- Calizas superiores; muestra 6.

Biomicrita pasando a veces a bioesparita. Contiene:Nautiloculina bronnimanni Arnaud-Vanneau & PeybernèsTrocholina sp.Orbitolinidae inc. sed.Edad: Berriasiense-Valanginiense inferior.

Caliza detrItica fina con abundante matriz micrItica.Junto a los intraclastos aparecen restos de organismos, entre los cuales delgadas

conchas de ostrácodos, serptilidos, coprolitos.

Calcilutita con arena muy fina de cuarzo y glauconita; ligeramente ferruginizada.Se observan romboedros de dolomita. Contiene Feurtillia frequens Maync o bien

Choffatella pyrenaica Peybemès & Rey.Edad: Berriasiense- Valanginiense inferior.

Corresponde a la mencionada brecha intraformacional. De ella hemos estudiadoocho elementos decimétricos tomados al azar para verificar su presunto caráctermonogénico.

En general podemos decir que son bioesparitas; algunas veces ooesparitas, Sufauna es homogénea y comparable a la identificada en la muestra 5 suprayacente.

Edad: Valanginiense inferior.

Bioesparita con abundantes foraminIferos. Se ha identificado la fauna siguiente:Valdanchella miliani (Schroeder)Orbitolinidae inc. sed.Nautiloculina bronnimanni Arnaud-Vanneau & PeybernèsNautiloculina cretacea PeybernèsPfenderina neocomiensis (Pfender)Haplophragmoides joukowskyi Charollais, Brönnimann & ZaninettiPseudocyclammina lituus (Yokoyama)Trocholina gr. alpina (Leupold)

Trocholina sagittaria Arnaud-Vanneau, Boisseau & DarsacVercorsella tenuis (Veliá & Gui)? Montsalevia salevensis (Charollais, Brönnimann & Zaninetti)Glomospira sp.Edad: Valanginiense inferior.

Bioesparita con manchas micrIticas. Rica en foraminIferos, entre los cualesNautiloculina cretacea PeybemèsOrbitolinidae inc. sed.

Tomada a! N de la sucesión anteriormente descrita. Corresponde al nivel más bajodel escarpe calizo. Su relación con el substrato jurásico no es visible a causa de losderrubios.

Es una bioesparita con foraminIferos. Se ha identificado:Valdanchella miliani (Schroeder)Trocholina chiocchjnjj Mancinelli & CocciaTrocholina sagittaria Arnaud-Vanneau, Boisseau & DarsacTrocholina gr. alpina (Leupold)Pfenderina neocomiensjs (Pfender)Nautiloculina cretacea PeybernèsNautiloculina bronnimanni Arnaud-Vanneau & PeybernèsMontsalevia salevensis (Charollais, Brönnimann & Zaninetti)Haplophragmoides joukowskyi Charollais, Brönnimann & ZaninettiVercorsella tenuis (Veli & Guié)Edad: Valanginiense inferior.

Elemento centimétrico de una brecha sedimentaria poligénica con predominio delos elementos dolomiticos jurásicos. Por encima tiene las calizas aptienses.

Se trata de una bioesparita que contiene:Nautiloculina bronnimanni Arnaud-Vanneau & PeybernèsTrocholina sagittaria Arnaud-Vanneau, Boisseau & DarsacTrocholina alpina (Leupold & Bigler)Trocholina cherchiae Arnaud-Vanneau, Boisseau & DarsacEdad: Berriasiense-Valanginiense inferior basal. La brecha en cuestión es proba-

blemente intraneocomiense.

Bioesparita con foraminIferos. Contiene:Valserina primitiva Schroeder, Charollais & ConradEopalorbitolina sp."Paleodictyoconus n. sp. 1" Arnaud-Vanneau? Praedictyorbitolina claveli SchroederNautiloculina bronnimanni Arnaud-Vanneau & PeybernèsGlomospira sp.Pfenderina globosa FouryBoueina sp.Edad: Hauteriviense superior (Zona con Angulicostata).

Bioesparita con foraminIferos. Contiene:Paracoskinolina maynci (Chevalier)Paleodiclyoconus cuvillieri FouryNautiloculina cretacea PeybernèsNautiloculina bronnimanni Amaud-Vanneau & PeybernèsPraereticulinella cuvillieri Deloifre & HamaouiPfenderina globosa FouryEdad: Barremiense inferior.

Bioesparita con foraminIferos. Contiene:Montseciella glanensis (Foury)Paleodictyoconus cuvillieri FouryValserina broennimanni Schroeder, Conrad & CharollaisChoffatella decipiens SchiumbergerRheophax? giganteus Arnaud-VanneauMelathrokerion valserinensis Brönnimann & ConradTrocholina sp.Edad: Barremiense inferior basal.

Biomicrita pasando a veces a bioesparita. Contiene:Eopalorbitolina pertenuis (Foury). Ver Schroeder & Cherchi, 2002Eopalorbitolina charollaisi Schroeder & ConradParacoskinolina cf. sunnilandensis Maync

Paleodictyoconus cuvillieri FourvRheophax? giganteus Arnaud-VanneauEverticyclammina hedbergi (Maync)Choffatella decipiens SchiumbergerNautiloculina cretacea PeybernèsNautiloculina bronnimanni Arnaud-Vanneau & PeybernèsPraereticulinella cuvillieri Deloffre & HamaouiTrocholina sp.Glomospira sp.Edad: Barremiense inferior.

Micrita con restos de algas, ostrácodos, excepcionalmente aiglin miliólido.

Micrita con intraclastos, abundantes fragmentos de algas y algiin miliólido.

Micrita con algunos restos de carófitas.

Bioesparita pasando a biomicrita. Contiene:Paleodiclyoconus cuvillieri FouryChoffatella decipiens SchiumbergerNautiloculina bronnimanni Arnaud-Vanneau & PeybernèsGlomospira sp.Trocholina sp.Edad: Barremiense inferior.

Micrita con intraclastos y foraminIferos. Se ha identificado:Paleodictyoconus cf. actinostoma Arnaud-Vanneau & SchroederNautiloculina bronnimanni Arnaud-Vanneau & PeybernèsMayncina aff. termieri sensu Arnaud

Choffatella decipiens SchiumbergerPraereticulinella cuvillieri Deloffre & HamaouiEdad: Barremiense inferior alto-Barremiense superior basal?

Biomicrita pasando a bioesparita. Contiene:Valserina broennimanni Schroeder & ConradPaleodiclyoconus cuvillieri FouryChoffatella decipiens SchiumbergerNautiloculina bronnimanni Arnaud-Vanneau & PeybernèsGlomospira sp.Edad: Barremiense inferior.

Pelmicrita en la que se observan algunas secciones de orbitolInidos mal conservados.

Caliza detrItica fina (intramicrita) a muy fina, oscura, muy pobre en organismosmarinos.

Calcarenita fina con bioclastos (corales, equinodermos).Contiene:Palorbitolina lenticularis (Blumenbach)Choffatella decipiens SchlumbergerNeotrocholina aff. friburgensis Guillaume & ReichelEdad: Aptiense inferior bajo; no se puede completamente excluir una edad Bane-

miense superior alto.

Caliza detrItica fina, algo limoso-arcillosa. Presenta concentración de orbitolInidos.Se ha identificado:

Palorbitolina lenticularis (Blumenbach)Choffatella decipiens Schlumberger

Edad: Aptiense inferior bajo sin excluir la posibilidad de que sea Banemiensesuperior alto.

Caliza detrItica fina (intramicrita) a muy fina. Contiene secciones de serpiilidos yexcepcionalmente orbitolInidos: Mesorbitolina o Palorbitolina.

Caliza detrItica fina (intramicrita) a muy fina con secciones de serpülidos.

Intraesparita. Contiene:Palorbitolina lenticularis (Blumenbach)Choffatella decipiens SchiumbergerEdad: Barremiense superior o Aptiense inferior.

Micrita oscura con restos de carófitas.

Micrita con ostrácodos, a veces secciones de gasterópodos, excepcionalmentealgi'rn miliólido.

Caliza micrItica. Contiene:Orbitolinopsis simplex (Henson)Sabaudia minuta HofkerArenobulimina sp.Edad: Aptiense inferior alto-Aptiense superior basal.

Micrita oscura con restos de carófitas y ostrácodos.

Caliza micrItica. Contiene:Orbitolinopsis simplex (Henson)Sabaudia minuta HofkerEdad: Aptiense inferior alto-Aptiense superior basal.

Caliza micrItica. Contiene:Orbitolinopsis simplex (Henson)Sabaudia minuta HofkerEdad: Aptiense inferior alto-Aptiense superior basal.

Micrita oscura con microforaminIferos, ostrácodos y escasos restos de carófitas.

Micrita con intraclastos. Contiene algün microforaminIfero y ostrácodo; even-tualmente secciones de Orbitolinopsis.

Caliza micrItica. Contiene:Orbitolinopsis simplex (Henson)Sabaudia minuta HofkerEdad: Aptiense inferior alto-Aptiense superior basal.

Caliza detrItica gruesa (intraesparita pasando a intraesparrudita). Se observanalgunas secciones de orbitolInidos indeterminables.

Intraesparita con orbitolInidos. Contiene:Mesorbitolina lotzei SchroederMesorbitolina cf. parva DouglassTrocholina sp.Koskinobullina socialis Cherchi & SchroederLithocodium aggregatum ElliottEdad: Aptiense inferior muy alto.

Intramicrita con algunas secciones de orbitoilnidos.

Intramicrita pasando a intraesparita; eventualmente con alguna sección de orbitolInidos.

Intramicrita con manchas de esparita; tiene coralarios, foraminIferos y restos deotros organismos.

Calizas que vienen por encima de las dolomIas jurásicas en la vertiente S.Contienen:

Mesorbitolina texana (Roemer)Sabaudia minuta HofkerNautiloculina sp.Glomospira sp.Edad: Aptiense superior.

Calizas de la cumbre de la Roca de Narieda-Tossal de Balinyó seguidas demargocalizas. Contienen orbitoilnidos.

Edad: Aptiense superior.

Fig. 2 . Panordmica de Ia Roca de Narieda vista por el W. Situación de las muestras analizadas.Muestras 1, 3, 8: Berriasiense - Valanginiense inferior. Muestras 4, 5, 7: Valanginiense infe-rior. Muestra 9: Hauteriviense superior. Muestras 10, 11, 12, 16, 17, 18: Barremiense inferior.Muestras 21, 22, 25: Barremiense inferior alto o Aptiense inferior bajo. Muestras 28, 30, 31,34: Aptiense inferior alto - Aptiense superior basal. Muestra 36: Aptiense inferior muy alto.Muestras 40, 41: Aptiense superior.

Fig. 2 . Panoramic view of the Roca de Narieda from the W. Location of the samples analysed.Samples 1, 3, 8: Berriasian - Lower Valanginian. Samples 4, 5, 7: Lower Valanginian. Sample 9:Upper Hauterivian. Samples 10, II, 12, 16, 17, IS: Lower Barremian. Samples 21, 22, 25:Uppermost Lower Barremian or basal Lower Aptian. Samples 28, 30, 31, 34: Uppermost LowerAptian - basal Upper Aptian. Sample 36: Uppermost Lower Aptian. Samples 40, 41: Upper Aptian.

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Escala aproximada

Fig. 3 . Croquis de Ia Roca de Narieda donde se ha ensayado situar algunas isocronas delCretácico inferior deducidas, aproximadamente, a través del análisis bioestratigráfico.Azul, superficie de transgresión (diacrónica) de la megasecuencia del Cretácico inferior sobreci Jurásico. Rosa, lImite Neocomiense - Barremiense inferior. Verde, lImite Barremiense -Aptiense inferior. Amarillo, limite Aptiense inferior-Aptiense superior.

Fig. 3 . Sketch of the Roca de Narieda with estimate location of some Lower Cretaceous isochro-nes deduced approximately from the biostratigraphical analysis.Blue, transgressive surface (diachronic) of the Lower Cretaceous megasequence over the Jurassic.Pink, Neocomian - Lower Barremian boundary. Green, Barrernian - Lower Aptian boundary. Yellow,Lower Aptian - Upper Aptian boundary.

2. Consideraciones estratigráficas

Del anáiisis precedente lo primero que se desprende es que, en la sucesión de laRoca de Narieda, lejos de estar representado solo el Aptiense inferior (registro estra-tigráfico de unos 4 Ma) (Berástegui et al., 1990) tenemos un resumen temporal de casitodos los episodios sedimentarios del Cretácico inferior sudpirenaico (a excepción,probablemente, del Albiense que no se ha podido identificar hasta ahora en estelugar). AsI pues, en la Roca de Narieda podemos ver entre dos discontinuidadesmayores, la postjurásica en ci muro y la precenomaniense superior en ci techo (obser-vable en ci flanco S), los terrenos siguientes (Fig. 3): ci Neocomiense formado porcalizas del Berriasiense-Valanginiense inferior, brechas y calizas del Valanginienseinferior, ? hiatus, calizas del Hauteriviense superior; el Barremiense inferior ysuperior calizos; el Aptiense inferior y superior también calizos; y, finalmente, lasmargocalizas y margas del Aptiense superior que preceden al Cenomaniense superiordiscordante. Es decir, unos 25-30 Ma de historia sedimentaria, más el hiatus prece-nomaniense que puede significar unos 15-20 Ma, (3)

Los medios sedimentarios en los que se depositó esta sucesión carbonática sereveian, grosso modo, variados: caiizas detriticas de alta energIa (bioclásticas ybintraclásticas) alternan con micritas lagunares o lagunolacustres (con carófitas) a dis-tintos niveles; en las capas superiores pueden encontrarse calizas anecifales. No obs-tante, nada tan alej ado de la realidad como decir que la plataforma carbonática de laRoca de Narieda "is a narrow band which appears as a massive coral-bearing body"(Berastegui et al., 1990, p. 255).

Un análisis sedimentologico y bioestratigráfico detallado a fin de establecer y jerar-quizar los tractos sedimentarios y las discontinuidades está por hacer, ni pretendemos—sea dicho de paso— hacerlo, por razones obvias: dificultad de acceso y de muestreo.

Sin embargo, partiendo de nuestra elemental exploración, cabe pensar que ci hia-tus del Valanginiense superior-Hauteriviense inferior, conocido en ci corte dcl con-gosto del rio Segre al N de Organya (Schroeder et al., 2000), esté presente tambiénen la Roca de Narieda; quizás podrIa identificarse entre los puntos 7 y 11 de la Fig.2. En este mismo sentido podemos destacar el hallazgo de tres horizontes de faciescontinentales con carófitas, que son ci reflejo de otras tantas fluctuaciones marinas yque podrIan ser criterio para una descomposición secuencial. El primero de estos hori-zontes conesponde al nivel de la muestra 15, situada hacia la mitad de los terrenosconsiderados del Barremiense (supra muestra 11 de edad Barremiense inferior basal);ci segundo se ha identificado con la muestra 26, algo por encima de la 25, que consi-deramos podria coincidir aproximadamente con ci lImite Barremiense superior-Aptiense inferior; ci tercero, al cual pertenece la muestra 29, es una intercalaciOn"continental" dentro de las capas con Orbitolinopsis simplex del lImite Aptiense infc-rior-Aptiense superior.

En ci corte del rio Segre al N de Organyà, los dos primeros horizontes con caró-fitas que acabamos de indicar, parecen tener su equivalente ya quc en una posiciOncronoestratigrafica muy semejante se encuentran facies continentales con carófitas(véase Schroeder et al., 2000, p. 25, fig. 6 columna de la derecha); en cuanto alterccr horizonte no nos atrevemos a scflalar un posibic cquivaientc en ia serie dcCabO-Senyüs, en su mayor parte margosa, que viene por encima de las calizas de lasierra de Prada cortada por ci Segre.

Con lo dicho es evidente que, sin necesidad de investigaciones más profundas, la"secuencia de Roca Narieda" propuesta por Berastegui et al. (1990) carece de todosentido y debe ser por tanto eliminada; la Roca de Narieda (s.s.) contiene variassecuencias deposicionales.

Concediendo no obstante a esos autores una validez parcial a su descomposiciónsecuencial de la "cuenca de Organya", podrIamos decir que en la parte inferior de laRoca de Narieda están representadas la "secuencia de Hostal Nou" y la "secuencia dePrada". Después tendrIamos el equivalente lateral carbonático de las "margas de Cabóy de Senyás", éstas pertenecientes al dominio externo; y, por ültimo, las "margas deFont Bordonera" debajo la barra caliza del Cenomaniense superior-Turoniense.

En cuanto a las caracterIsticas de la cuenca séanos permitido hacer algüncomentario.

Peybernès (1976, p. 195; p. 283, fig. 102), a causa de un conocimiento incomple-to del flanco S del sinclinal de Organya, admite que en este flanco desaparece brutaly espectacularmente el Neocomiense, el Barremiense y el Aptiense inferior, terrenosque a pocos kilómetros más al N, en el célebre corte de Organya, suman una poten-cia de algunos miles de metros. La misma convicción se manifiesta in Peybernès &Combes (1995, fig. 1). Estos autores limitan la edad de las calizas cretácicas en esteflanco exclusivamente al Gargasiense y Clansayesiense (unidades M2/3 y U4c). Larealidad, como lo demuestran nuestros estudios, es bien distinta.

Berástegui et al. (1990) y sus seguidores no dudan en relacionar la sedimentacióndel Cretácico inferior de Organya con una "cuenca extensional". Para ello admitencomo argumento indirecto la pretendida desaparición brutal de terrenos hacia el S,intentando probarlo a través de una supuesta discordancia del Aptiense superior sobrelas dolomlas jurásicas en el lugar de El Casó (al E de Bóixols) indicándola en su Fig.6, cuestión que ha sido objeto de comentario en nuestra nota 1. Todo sin tener encuenta que, si bien es cierto que hacia el SE la reducción del Cretácico inferior aimsiendo progresiva (como se ye en el presente estudio) llega a tal punto que el Aptien-se superior reposa en discordancia sobre el Jurásico, no es menos cierto que el Neo-comiense, el Barremiense y el Aptiense inferior y superior, todos marinos, llegaronhasta el Montsec (Schroeder et al., 1982) a unos 25 km al SW de la unidad de Bói-xols. Por tanto, el lImite meridional de la "cuenca de Organya" no parece verosImilque coincidiera con el actual lImite S de esta unidad ("Bóixols thrust"). La cuenca,probablemente, tampoco tenfa una orientación E-W.

Respecto al borde SE afladiremos que la distancia original entre el corte del rioSegre al N de Organya y la Roca de Narieda era bastante mayor que la actual, ya queaparte del plegamiento existen dos cabalgamientos hacia el N, uno al E de Voloriu yel otro al S de FIgols, que pueden significar un acortamiento importante entre ambospuntos, (Ullastre & Masriera, 2001, pp. 141 y 159-160, mapa y cortes geológicos).

3. Comparaciones regionales

La correlación de las series del N y del S de Organya no puede hacerse directa-mente a través de la geometrIa de los afloramientos a causa del dispositivo estructural.

En efecto, refiriéndonos a la Roca de Narieda diremos que está limitada al W y alN por fallas importantes (Ullastre & Masriera, 2001); de tal modo cualquier cones-pondencia debe estar basada en la cronoestratigrafIa, debiendo hablar entonces decorrelación indirecta, o más bien de comparación cuando los objetos de cotejo soninsuficientemente conocidos.

Las analogIas existentes entre el clásico corte del N de Organya y la Roca deNarieda al S ya se han indicado brevemente en las páginas anteriores. Nos ocupare-mos ahora de comparar a un nivel más amplio; por el SW con el Montsec y por el NEcon el Pedraforca (Fig. 1).

En la conocida sierra del Montsec las bases estratigráficas del Cretácico inferiorfueron establecidas por Peybernès (1976), quien sin olvidar las aportaciones anterio-res incluyó una investigación personal importante. Una contribución muy destacadafue hecha por Schroeder et al. (1982) al difundir con muchos detalles el descubri-miento del Banemiense marino que era desconocido hasta entonces; aspecto éste queha sido mal retenido por Peybernès (Peybernès & Combes, 1995, p. 82, fig. 1, colum-na del Montsec, colocan las "Urgobarremian limestones" BA1 por encima de las"Montsech charophytes limestones" cuando en realidad están por debajo). En cuantoa la distribución cartografica de los afloramientos pueden ser de utilidad los bocetosde Ullastre (1998).

Partiendo de esta documentación podemos decir que en los afloramientos occi-dentales del Montsec, por encima del Jurásico, no tenemos conocimiento de que exis-ta el Neocomiense marino. El Barremiense marino, bien datado porSchroeder et al. (1982), se ha estudiado en unas pocas localidades: Tolva; camino deL'Estall a Montfalcó; Barranc de l'Aigua Clara al NW de L'Ametlla. En esta ültimalocalidad tenemos:

- Techo: calizas con prealveolinas del Cenomaniense superior.- Calizas con Palorbitolina lenticularis (Aptiense inferior).- Calizas con carófitas.- Calizas del Barremiense marino.- Contacto mecánico?- Muro: brechas poligénicas del Malm.En esta parte del Montsec parece que falta el Neocomiense y el Aptiense superior

aflora solo en las inmediaciones de Corcà (Peybernès, 1976, p. 288).Más a! E, en el Montsec de Rubies, el Neocomiense marino (Beniasiense) apare-

ce, en el valle del rio Noguera Pallaresa en dirección a Rubies, por debajo de las cali-zas con carOfitas (Peybernès, 1976). Entre Rubies y Vilanova de Meià, por encima delos niveles con carófitas tenemos (Bassoullet & Moullade, 1962; Schroeder, 1963,1964 y 1972; Peybernès, 1976): calizas con Orbitolinopsis praesimplex Schroeder1972 (= Orbitolinopsis aff. kiliani in Bassoullet & Moullade, 1962) y Palorbitolinalenticularis (Blumenbach) (Aptiense inferior); un tramo con Orbitolinopsis simplex(Henson) (Aptiense inferior alto-Aptiense inferior basal); a continuación calizas ymargas con pasadas de lignitos conteniendo Mesorbitolina parva (Aptiense superior).

Cotejando los terrenos del Montsec y de la Roca de Narieda nos parece impor-tante destacar la coexistencia del Barremiense marino y del horizonte con Orbito-linopsis simplex; éste desconocido hasta ahora en la region de Organyà.

Tratar de comparar el corte de la Roca de Narieda con en Cretácico inferior de laregion del Pedraforca se hace dificil por los motivos siguientes: los estudios de

Peybernès (1976) son muy fragmentarios y en algunos puntos importantes inexactos;nada se ha hecho para mejorar su conocimiento estratigráfico durante el ditimo cuar-to de siglo; los estudios que tenemos en curso, explorando las partes más inaccesiblesdel pico de Pedraforca, no permiten aIn afirmaciones.

Sin embargo, podemos hacer algunas indicaciones comparativas. En los aflora-mientos occidentales el Neocomiense, el Barremiense y el Aptiense marinos han sidoreconocidos por Peybernès (1976), aunque se sabe poco sobre la respectiva distribu-ción cartografica. En los afloramientos orientales o del pico de Pedraforca pareceseguro que existe el Neocomiense en una parte de él; no se sabe si hay Barremiense;la verdadera sucesión de los terrenos aptienses difiere sin duda de la que se ha venidoadmitiendo después de Peybernes (1976), a causa de complicaciones estructuralesinadvertidas y que daremos a conocer en la nueva cartografIa que tenemos práctica-mente terminada.

En relación con el Aptiense del pico de Pedraforca podemos decir que, en laespectacular pared N de más de 500 m de desnivel, hemos encontrado las capas conOrbitolinopsis simplex constituyendo un horizonte muy constante que va de E a W,teniendo debajo y antes del muro jurásico distintas capas de calizas que estamos estu-diando. Hacia el SE las capas con 0. simplex desaparecen y podemos ver las calizascon Mesorbitolina parva yacer sobre las dolomias del Dogger-Malm (Ullastre et al.,1987, p. 11, fig. 5).

Creemos que aquI se reproduce lo esencial del dispositivo estratigráfico visto enla Roca de Narieda, una vez deslindadas las complicaciones estructurales.

El corte de la Roca de Narieda es el imnico del Pirineo catalán en el que, con unarelativa normalidad, aparece resumido todo el ciclo sedimentario del borde SE de lacuenca del Cretácico inferior sudpirenaico.

'Entre las dolomIas del muro atribuidas al Jurásico y el Cenomaniense superior deltecho, están representadas las grandes secuencias deposicionales que se han identifi -cado en el corte clásico del rio Segre a! N de Organya y su continuidad en la serie deCabó-Senyüs.

Temporalmente abarcan el Neocomiense, el Barremiense y todo el Aptiense.Ellas constituyen una megasecuencia transgresiva limitada en el techo por un hia-

tus que corresponde a la regresión generalizada del Albiense-Cenomaniense inferior.No obstante lo dicho en cuanto a la representatividad secuencial, debe remarcarse

la necesidad de eliminar el concepto de "secuencia de Roca Narieda" sensu Berasteguiet al. (1990) por carecer de todo sentido la aplicación de este nombre a la sucesión de"margas de Cabó" y tampoco, por las razones expuestas, a la Roca de Narieda (s.s.)

El dispositivo que nos muestra el corte de la Roca de Narieda discrepa del con-cepto de "cuenca extensional" con una subsidencia exagerada. También arroja luzsobre la controversia que viene suscitando la yuxtaposiciOn de compartimentos con ysin Cretácico inferior, como sucede entre la unidad que contiene la Roca de Narieday la de Turp situada al SE; asimismo sirve para comprender cómo puede enraizarsepor el S la unidad del pico de Pedraforca, que tenemos al NE del corte estudiado.

Finalmente diremos, en desacuerdo con que no es necesario subir a una cumbreporque "las rocas que coronan la cima son las mismas que se yen al pie del macizo"(cosa no siempre cierta) queriendo indicar asI un ilustre geólogo(4) la necesidad deeconomizar esfuerzos, que para alcanzar un conocimiento cabal de una region nodeben economizarse esfuerzos, ningIn rincón debe quedar sin explorar; y que, nopueden aventurarse interpretaciones, sin un mInimo de argumentos objetivos.

(1) Berastegui et al. (1990) consideran que el Cretácico inferior sudpirenaico de Organyà se depositó enuna cuenca independiente limitada al N y al 5, en desacuerdo con la paleogeografIa con márgenesal NW y al SE de Peybernès (1976), que para nosotros es la más verosIniil.En cuanto al lImite 5, podemos decir que es una realidad distinta a la propuesta por esos autores, yaque las discordancias senaladas en su Fig. 6 (P. 256) (correspondiente al lugar liamado El Casó,cerca de Bóixols, cosa que han tenido la indtil prevención de no indicar en la explicación) son ima-ginarias, puesto que los contactos bien analizados sobre el terreno son todos mecánicos (falias) obien han olvidado las calizas "urgonienses" que se interponen, encima mismo de El Casó, entre lasdolomlas jurásicas y las margocalizas aptienses de su "secuencia de Senyds".No hay que olvidar que casi todo el Cretácico inferior se prolonga hacia el S hasta el Montsec, sinque se tengan argumentos para pensar que el accidente de Bóixols (con una evolución compleja queva desde el Cretácico superior terminal hasta el Paleógeno superior por lo menos) interrumpiera esacontinuidad durante su deposición.El lImite N propuesto nos parece inconcebible o cuanto menos falto de argumentos convincentes.(J.U. y A.M.).

(2) Como veremos más adelante demostrado, lo que se refiere a la Roca de Narieda en el artIculo de Berás-tegui et al. (1990) es una especulación equivocada, que no reposa sobre ninguna observación seria.Sorprende ver cómo esos autores, sin una sombra de duda, reproducen y divulgan otra vez sus infun-dadas opiniones en la GuIa de Campo del III Coloq. del Cretácico de Espafla, Morella 1991, pp. 115-

118 y 144-145. Y cuando, habiendo pasado más de una década, vemos perpetuar los mismos errores(Bernaus et al., 2002) cualquiera queda convencido del peligro de que ciertas opiniones se aceptencomo un concepto inconcuso. (J.U. y A.M.).

(3) Datos numéricos sacados de la tabla 5 de "Mesozoic and Cenozoic Sequence Stratigraphy ofEuropean Basins" (SEPM Special Publication, n° 60, 1998).A pesar de nuestra cirdunspección acerca de la cronologIa absoluta, nos ha parecido oportuno con-signar esas cifras a fin de contraponer de un modo más expresivo la edad que se le habIa asignado ala sucesiOn de la Roca de Narieda y la que realmente tiene. (J.U. y A.M.).

(4) Tort, J. & Tobaruela, P. (1999). L'home i el territori. Vint converses geografiques. R. Dalmau Ed.Barcelona, p. 143.

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ForaminIferos del Valanginiense inferior del corte de la Roca de Narieda (region de Organyà, provinciade Lleida, Pirineo catalán, España).

1. Pfenderina neocomiensis (Pfender, 1938). Sección subaxial (RN 7-2). Muestra 7. x 50.2. Trocholina sagittaria Arnaud-Vanneau, Boisseau & Darsac, 1988. Sección subaxial (RN 5-8).

Muestra 5. x 503. Trocholina cherchiae Arnaud-Vanneau, Boisseau & Darsac, 1988. Sección subaxial (RN 4-2).

Muestra 4. x 50.4. Nautiloculina bronnimanni Arnaud-Vanneau & Peybernès, 1978. Sección axial (RN 5-2). Muestra 5.

x 50.5. Haplophragmoides joukowskyi Charollais, BrOnnimann & Zaninetti, 1966. SecciOn axial (RN 4-4).

Muestra 4. x 100.6. Valdanchella miliani (Schroeder, 1968). Sección axial (RN 7-3). Muestra 7. x 50.7. Pseudocyclammina lituus (Yokoyama, 1890). Sección axial (RN 4-5). Muestra 4. x 50.8. Trocholina gr. alpina (Leupold, 1935). Sección subaxial (RN 7-1). Muestra 7. x 50.

Lower Valanginian foraminifera from the Roca de Narieda section (near Organyà, Lleida Prov.,Catalonian Pyrenees, Spain).

1. Pfenderina neocomiensis (Pfender, 1938). Subaxial section (RN 7-2). Sample 7. x 50.2. Trocholina sagittaria Arnaud-Vanneau, Boisseau & Darsac, 1988. Subaxial section (RN 5-8). Sample

5. x 50.3. Trocholina cherchiae Arnaud-Vanneau, Boisseau & Darsac, 1988. Subaxial section (RN 4-2). Sample

4. x 50.4. Nautiloculina bronnimanni Arnaud-Vanneau & Peybernès, 1978. Axial section (RN 5-2). Sample 5.

x 50.5. Haplophragmoides joukowskyi Charollais, Brönnimann & Zaninetti, 1966. Axial section (RN 4-4).

Sample 4. x 100.6. Valdanchella miliani (Schroeder, 1968). Axial section (RN 7-3). Sample 7. x 50.7. Pseudocyclammina lituus (Yokoyama, 1890). Axial section (RN 4-5). Sample 4. x 50.8. Trocholina gr. alpina (Leupold, 1935). Subaxial section (RN 7-1). Sample 7. x 50.

ForaminIferos del Hauteriviense superior - Barremiense inferior del corte de la Roca de Narieda (regionde Organya, provincia de Lleida, Pirineo catalán, Espafla).

1. Choffatella decipiens Schiumberger, 1905. Sección ecuatorial oblicua (RN 12-5). Muestra 12.Barremiense inferior. x 50.

2. Montseciella glanensis (Foury, 1968). Sección tangencial oblicua (RN 11-3). Muestra 11.Barremiense inferior. x 50.

3. Praereticulinella cuvillieri Deloffre & Hamaoui, 1970. Sección ecuatorial (RN 12-19). Muestra 12.Barremiense inferior. x 50.

4. Eopalorbitolina pertenuis (Foury, 1968). Sección axial (RN 12-6). Muestra 12. Barremiense inferior.x 50.

5. Praereticulinella cuvillieri Deloffre & Hamaoui, 1970. SecciOn tangencial, paralela al eje de enrolla-miento (RN 12-13). Muestra 12. Barremiense inferior. x 50.

6. Valserina primitiva Schroeder, Charollais & Conrad, 1969. SecciOn tangencial oblicua (RN 9-1).Muestra 9. Hauteriviense superior. x 50.

7. Paleodictyoconus cuvillieri Foury, 1963. Sección tangencial oblicua (RN 12-2). Muestra 12.Barremiense inferior. x 50.

8. Paracoskinolina maynci (Chevalier, 1961). Sección subaxial (RN 10-1). Muestra 10. Barremienseinferior. x 50.

Upper Hauterivian - Lower Barremian foraminifera from the Roca de Narieda section (near Organyà,Lleida Prov., Catalonian Pyrenees, Spain).

1. Choffatella decipiens Schiumberger, 1905. Oblique equatorial section (RN 12-5). Sample 12. LowerBarremian. x 50.

2. Montseciella glanensis (Foury, 1968). Oblique tangential section (RN 11-3). Sample 11. LowerBarremian. x 50.

3. Praereticulinella cuvillieri Deloifre & Hamaoui, 1970. Equatorial section (RN 12-19). Sample 12.Lower Barremian. x 50.

4. Eopalorbitolina pertenuis (Foury, 1968). Axial section (RN 12-6). Sample 12. Lower Barremian. x 50.5. Praereticulinella cuvillieri Deloifre & Hamaoui, 1970. Tangential section, parallel to the axis of coi-

ling (RN 12-13). Sample 12. Lower Barremian. x 50.6. Valserina primitiva Schroeder, Charollais & Conrad, 1969. Oblique tangential section (RN 9-1).

Sample 9. Upper Hauterivian. x 50.7. Paleodictyoconus cuvillieri Foury, 1963. Oblique tangential section (RN 12-2). Sample 12. Lower

Barremian. x 50.8. Paracoskinolina maynci (Chevalier, 1961). Subaxial section (RN 10-1). Sample 10. Lower

Barremian. x 50.

OrbitolInidos del Aptiense del corte de la Roca de Narieda (region de Organya, provincia de Lleida,Pirineo catalán, Espafia).

1. Palorbitolina lenticularis (Blumenbach, 1805). Sección axial (RN 21-9). Muestra 21. x 100.2. Mesorbitolina lotzei Schroeder, 1964. Sección transversal oblicua mostrando el embriOn (RN 36-8).

Muestra 36. x 100.3. Palorbitolina lenticularis (Blumenbach, 1805). SecciOn axial (RN 21-5). Muestra 21. x 30.4. Orbitolinopsis simplex (Henson, 1948). SecciOn transversal, un poco oblicua (RN 30-2). Muestra 30.

x 50.5. Orbitolinopsis simplex (Henson, 1948). Sección subaxial (RN 30-3). Muestra 30. x 50.6. Orbitolinopsis simplex (Henson, 1948). SecciOn RN 3 1-2. Muestra 31. De izquierda a derecha:

secciOn transversal, un poco oblicua, sección tangencial oblicua, sección transversal oblicua, secciOnsubaxial. x 36.

Aptian orbitolinids from the Roca de Narieda section (near Organya, Lleida Prov., Catalonian Pyrenees,Spain).

1. Palorbitolina lenticularis (Blumenbach, 1805). Axial section (RN 21-9). Sample 21. x 100.2. Mesorbitolina lotzei Schroeder 1964. Oblique transversal section showing the embryo (RN 36-8).

Sample 36. x 100.3. Palorbitolina lenticularis (Blumenbach, 1805). Axial section (RN 2 1-5). Sample 21. x 30.4. Orbitolinopsis simplex (Henson, 1948). Slightly oblique transversal section (RN 30-2). Sample 30. x 50.5. Orbitolinopsis simplex (Henson, 1948). Subaxial section (RN 30-3). Sample 30. x 50.6. Orbitolinopsis simplex (Henson, 1948). Thin section RN 31-2. Sample 31. From left to right: slightly

oblique transversal section, oblique tangential section, oblique transversal section, subaxial section. x 36.

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Escala aproximada

Fig. 3 . Croquis de Ia Roca de Narieda donde se ha ensayado situar algunas isocronas delCretácico inferior deducidas, aproximadamente, a través del análisis bioestratigráfico.Azul, superficie de transgresión (diacrónica) de la megasecuencia del Cretácico inferior sobreci Jurásico. Rosa, lImite Neocomiense - Barremiense inferior. Verde, lImite Barremiense -Aptiense inferior. Amarillo, limite Aptiense inferior-Aptiense superior.

Fig. 3 . Sketch of the Roca de Narieda with estimate location of some Lower Cretaceous isochro-nes deduced approximately from the biostratigraphical analysis.Blue, transgressive surface (diachronic) of the Lower Cretaceous megasequence over the Jurassic.Pink, Neocomian - Lower Barremian boundary. Green, Barrernian - Lower Aptian boundary. Yellow,Lower Aptian - Upper Aptian boundary.

Fig. 2 . Panordmica de Ia Roca de Narieda vista por el W. Situación de las muestras analizadas.Muestras 1, 3, 8: Berriasiense - Valanginiense inferior. Muestras 4, 5, 7: Valanginiense infe-rior. Muestra 9: Hauteriviense superior. Muestras 10, 11, 12, 16, 17, 18: Barremiense inferior.Muestras 21, 22, 25: Barremiense inferior alto o Aptiense inferior bajo. Muestras 28, 30, 31,34: Aptiense inferior alto - Aptiense superior basal. Muestra 36: Aptiense inferior muy alto.Muestras 40, 41: Aptiense superior.

Fig. 2 . Panoramic view of the Roca de Narieda from the W. Location of the samples analysed.Samples 1, 3, 8: Berriasian - Lower Valanginian. Samples 4, 5, 7: Lower Valanginian. Sample 9:Upper Hauterivian. Samples 10, II, 12, 16, 17, IS: Lower Barremian. Samples 21, 22, 25:Uppermost Lower Barremian or basal Lower Aptian. Samples 28, 30, 31, 34: Uppermost LowerAptian - basal Upper Aptian. Sample 36: Uppermost Lower Aptian. Samples 40, 41: Upper Aptian.

Treb. Mus. Geol. Barcelona, 11: 97-103 (2002)

Hallazgo de Paracoskinolina pertenuis Foury(Orbitolinidae) en el Barremiense inferior del Pirineocatalán: reflexiones sobre su posición sistemática yfilogenética

Roif SCHROEDER* y Antonietta CHERCHI**

ABSTRACT

SCHROEDER, R. and CHERCHI, A. Discovery of Paracoskinolina pertenuisFoury (Orbitolinidae) in the Early Barremian of the Catalonian Pyrenees: conside-rations on its systematical and phylogenetical position.

A sample of Early Barremian age from the Roca de Narieda (Lleida Prov.,Catalonian Pyrenees, Spain) has furnished the orbitolinid ForaminiferaParacoskinolina pertenuis Foury, 1968 and Eopalorbitolina charollaisi Schroeder& Conrad, 1968. P pertenuis sensu Foury is a mixture of at least three speciesbelonging to different genera. Its holotype has to be assigned to the genusEopalorbitolina. E. pertenuis is regarded as the direct ancestor of E. charollaisi andthe most primitive representative of the phylogenetical lineage Eopalorbitolina -Palorbitolina gr. lenticularis.

Key words: Foraminifers, Orbitolinidae, Catalonian Pyrenees (Spain), Alpilles(France), Barremian, Systematics, Phylogeny.

RESUMEN

En una muestra del Barremiense inferior, proveniente de la Roca de Narieda(Organyà, provincia de Lleida, Pirineo catalán, España), se ha encontrado Paracos-kinolina pertenuis Foury, 1968, asociada con Eopalorbitolina charollaisi Schroeder& Conrad, 1968. P pertenuis sensu Foury es una mezcla de por lo menos tres taxo-nes diferentes. Su holotipo pertenece al género Eopalorbitolina. E. pertenuis estáconsiderada como el antecesor directo de E. charollaisi y el representante másprimitivo de la lInea filogenética Eopalorbitolina - Palorbitolina gr. lenticularis

Palabras dave: ForaminIferos, Orbitolinidae, Pirineo catalán (España), Alpilles(Francia), Barremiense, Sistemática, Filogenia.

* Forschungsinstitut Senckenberg, Senckenberg-Anlage 25. D-60325 Frankfurt a. M. (Deutschland).* Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Cagliari, Via Trentino, 51. 1-09 100 Cagliari(Sardegna, Italia).

Durante el Cretácico inferior las plataformas carbonáticas del margen septentrio-nat de la Neotethys fueron pobladas en gran cantidad por los Orbitoilnidos, un grupode grandes ForaminIferos muy importante para la bioestratigrafIa de este intervalo detiempo (Schroeder et al., 2002). Entre los numerosos taxones establecidos hastaahora, la especie Paracoskinolina pertenuis Foury, 1968, es una forma relativamentema! caracterizada y probablemente por esta razón raramente citada. El hallazgoreciente de algunos ejemplares en una muestra de! Barremiense inferior, procedentede la Roca de Narieda, montana situada al S de Organya (Prov. de L!eida, Pirineocatalán) (Ullastre et al., 2002), nos da ocasión para discutir la definición asI como laposicion sistemática y filogenetica de esta especie.

COMENTARIOS A LA DESCRIPCION ORIGINAL DE PARACOSKINOLINAPER TENUIS Y A UNAS DETERMINACIONES POSTERIORES

El material descrito por Foury (1968, PP. 148-151; Lam. 18, figs. 13-22) bajo elnombre Paracoskinolina pertenuis proviene de la parte basal del Barremiense inferiorde St-Rémy-de-Provence (macizo de los Alpilles, dep. Bouches-du-Rhône, Franciameridional). Esta especie (junto con Orbitolinopsis gr. flandrini Moullade) ha sidoconsiderada como forma guIa de su Biozona I de la serie urgoniana de aquella region.Sin embargo, un análisis de las figuras publicadas por Foury demuestra claramenteque se trata de una mezcla de por to menos tres taxones diferentes:

1. El holotipo (Foury: Lam. 18, fig. 17 [= Lam. 1, fig. 2 de esta nota]) es una sec-ción aproximadamente axial de un joven individuo, de forma cOnica relativa-mente baja, mostrando el embrión bilocular al inicio de una (?plano-) espiralbien desarrollada y compuesta de 5-6 cámaras postembrionarias. Parece que lasséptulas horizontales de la zona marginal son muy rudimentarias (margen dere-cho de la sección) o faltan por completo. Los elementos estructurales subdivi-diendo las cámaras se presentan en posición alternante de una cámara a otra.

2. El paratipo de P. pertenuis (Foury: Lam. 18, fig. 19) y otro ejemplar (Lam. 18,fig. 22) pertenecen en realidad a Paleodiclyoconus glanensis (actualmenteatribuido at género Montseciella Cherchi & Schroeder, 1999), especie esta-blecida por Foury en la misma nota.

3. Una secciOn transversal (Foury: Lam. 18, fig. 15) mostrando algunos pilarespodrIa representar una especie de Praediclyorbitolina Schroeder, Clavel &Charollais, 1990. Probablemente a! género iiltimamente citado pertenece tam-bién la sección reproducida en la Lam. 18, fig. 16.

4. Las secciones figuradas en la Lam. 18, figs. 13, 14, 18, 20 y 21 son indeter-minables.

Sobre la base de los datos precedentes resulta que la defmiciOn de Paracoskinolina per-tenuis puede apoyarse sOlo en el holotipo de esta especie (Foury, 1968: Lam. 18, fig. 17).

Masse (1976) ha ilustrado bajo el nombre "Paracoskinolina" pertenuis dossecciones de OrbitolInidos que provienen del Barremiense basal de la Provenza(Francia meridional). La primera (Lam. 12, fig. 1 [= Lam. 1, fig. 3 de esta nota]) es

una sección axial que muestra el embrión bilocular al inicio de una espiral bien desa-rrollada, semejándose muchisimo al holotipo de esta especie. Sin embargo, la segun-da sección (Lam. 12, fig. 2), que corta un ejemplar en dirección transversal oblicua ymuestra numerosas secciones de pilares, no pertenece a P pertenuis. Se trata más biende un representante del género Praedictyorbitolina Schroeder, Clavel & Charollais,1990 (quizas P dave/i Schroeder, 1994).

Peybernès (1976, P. 219) ha establecido en el Cretácico inferior de los Pirineosorientales una "sous-zone a Paracoskinolina pertenuis Foury", situada aproximada-mente en el lImite Hauteriviense-Barremiense (Hauteriviense, segün fig. 77) y forman-do la parte basal de su "Biozone a Paleodiclyoconus gr. cuvillieri-barremianus(Barrémien inférieur sensu lato, Hauterivien terminal non exclu)". Esta subzona ha sidoconsiderada como equivalente de la Biozona I con P. pertenuis y Orbitolinopsis gr.flan-drini de Foury. Por desgracia, ninguna figura de P pertenuis acompana la institución dela nueva subzona. En consecuencia, ante el hecho que no sabemos a cual de las figuraspublicadas por Foury se refiere P pertenuis en el sentido de Peybemès, la definición dela subzona del mismo nombre queda oscura y su aplicación por ello imposible.

PARACOSKINOLINA PERTENUIS EN EL BARREMIENSE INFERIOR DELA ROCA DE NARIEDA

La Roca de Narieda, una montana calcárea de edad Cretácico inferior, está situada en laorilla oriental del rIo Segre, a 2 Km al S de la pequefla villa de Organyà, al E de la carrete-ra de Lleida a Seu d'Urgell. Una serie de calizas neriticas de gran espesor reposa en discor-dancia sobre dolomlas atribuidas al Dogger - Malmy forma parte de un pliegue antic]inal.

Sin ningtin argumento paleontologico suficiente y basándose en las apariencias geo-métricas de los afloraniientos de la region, la serie caliza de la Roca de Narieda ha sido con-siderada por varios autores como Aptiense superior (Peybernès, 1976,p. 283), Aptiense inferior (Berástegui et al., 1990, p. 255; Bemaus et al., 2002, p. 26)0 Gar-gasiense - Clansayesiense (Peybernès & Combes, 1995, p. 82). Por el contrario, el estudiomicropaleontologico detallado de numerosas muestras procedentes de toda la serie (Ullas-tre et al., 2002) ha demostrado la presencia de Berriasiense - Valanginiense inferior, Hau-teriviense superior, Barremiense inferior y superior asI como Aptiense inferior y superior.

Paracoskinolina pertenuis ha sido encontrada en la muestra 12 (para su localiza-ción exacta véase Ullastre et al., 2002, fig. 2). Litológicamente se trata de una biomi-crita pasando a veces a bioesparita que contiene una asociación tIpica deforaminIferos del Barremiense inferior: Eopalorbitolina charollaisi Schroeder &Conrad, Paleodiclyoconus cuvillieri Foury, Paracoskinolina cf. sunnilandensisMaync, Everticyclammina hedbergi (Maync), Rheophax? giganteus Arnaud-Vanneau,Choffatella decipiens Schiumberger, Nautiloculina cretacea Peybernès, Nautiloculinabronnimanni Arnaud-Vanneau & Peybernès, Praereticulinella cuvillieri Deloffre &Hamaoui, Trocholina sp., Glomospira sp.

Las 20 laminas delgadas efectuadas de la muestra 12 contienen muy pocos mdi-viduos que se puedan indudablemente atribuir a Paracoskinolina pertenuis. El ejem-plar mas significativo esta representado por una sección axial (Lam. 1, fig. 1) de unindividuo de tamaflo pequefio (diámetro 0,65 mm; altura 0,4 mm) que se parece

mucho a! holotipo de esta especie (Foury, 1968: Lam. 18, fig. 17). El embrión bib-cular (diámetro de la protoconcha 0,06 mm; diámetro de la deuteroconcha 0,1 mm)está situado en posición excéntrica a! inicio de una planiespiral compuesta de, por lomenos, 6 cámaras postembrionarias. Siguen otras 5 cámaras abombadas en direccióndel crecimiento del individuo y dispuestas en una serie rectilInea. Dentro de la zonamarginal se observa a veces una séptula horizontal por cada cámara. La zona centralestá subdividida por elementos estructurales en posición alternante de una cámara a otra.

REFLEXIONES SOBRE LA POSICION SISTEMATICA Y FILOGENETICA

Foury (1968) atribuyó la especie pertenuis al género Paracoskinolina Moullade.Sin embargo, las estructuras del holotipo (en particular la posicion altemante de loselementos que subdividen la zona central) están en contradicción con esta atribución.

Por el contrario, relaciones muy estrechas existen entre la especie pertenuis y Eopa-lorbitolina charollaisi Schroeder & Conrad, 1968, de la cual se encuentran en las lámi-nas delgadas de la muestra 12 algunos ejemplares mostrando las estructurasembrionarias (Lam. 1, fig. 5). El embrión deE. charollaisi (Schroeder & Conrad, 1968:Lain. 3, figs. 1-3; Lam. 4, figs. 1-6; Schroeder etal., 2002: Lam. 2, figs. 3,4, 11), situa-do en posición excéntrica al inicio de una pequefia planiespiral, está compuesto de unacámara irregularmente globular e indivisa, y una cámara lateral cuneiforme presentan-do en su parte superior algunas séptulas subepidermales (Lam. 1, fig. 4). La parte exter-na de la zona central de las cámaras postembrionarias está subdividida por tabiquesradiales relativamente gruesos, situados en posición alternante de una cámara a otra yconectándose en la parte interna de esta zona, formando una red irregular.

La comparación estructural de ambas especies demuestra claramente que el taxónpertenuis pertenece al género Eopalorbitolina.

Con motivo de la creación de Eopalorbitolina charollaisi, Schroeder (in Schroeder& Conrad, 1968: p. 158, fig. 3) se ha discutido el origen de esta especie. Es opinionde los referidos autores que E. charollaisi se ha desarrollado a partir de un precursorhipotético ("hypothetischer Vorläufer") caracterizado por un embriOn claramentediferenciado en proto- y deuteroconcha que estaba situado al inicio de una espiral bienmarcada. Durante la transformación de este precursor en dirección hacia E. charo-ilaisi, la proto- y deuteroconcha se han fusionado en una cámara embrionaria irregu-larmente globular. Al mismo tiempo, la primera cámara postembrionaria se haaumentado formando ahora la cámara cuneiforme situada al lado de la cámara globu-lar. Paralelamente, el ntimero de las cámaras de la espiral inicial se ha reducido.

Estas consideraciones, expresadas en 1968, se confirman ahora con la reinterpreta-ción de las figuras originales de Eopalorbitolina pertenuis y el estudio del material dela muestra 12 de la Roca de Narieda. No cabe duda que Eopalorbitolina pertenuisconesponde al "precursor hipotético" de E. charollaisi y debe ser considerada como e!antecesor directo de la especie iiltimamente citada. Ambas especies se diferencian sobretodo por sus estructuras embrionarias. El embriOn de E. pertenuis consta de proto- ydeuteroconcha bien diferenciadas; en cambio, e! embrión de E. charollaisi está corn-puesto de una camara irregularmente globular (teniendo su origen en una fusiOn de laproto- y deuteroconcha), seguida de una cámara lateral cuneiforme (nacida de la

primera cámara postembrionaria). La muestra 12 contiene no solo ejemplares tIpicos deambas especies sino además algunos individuos de transición, cuyos embriones medianentre los de E. pertenuis y E. charollaisi. Secciones de Eopalorbitolina que no presen-tan estructuras embrionarias (Lam. 1, figs. 6-8) son especIficamente indeterminables.

Actualmente, Eopalorbitolina pertenuis es el representante más primitivo de la linea fib-genética Eopalorbitolina-Palorbitolina gr. lenticularis, descrita por Schroederet al. (2000).

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1. Eopalorbitolina pertenuis (Foury, 1968). Sección axial (RN 12-6), x 100.- P: protoconcha; D: deute-roconcha.

2. Eopalorbitolina pertenuis (Foury, 1968). Holotipo. Sección aproximadamente axial, reproducida deFoury (1968: Lam. 18, fig. 17), x 60.

3. Eopalorbitotinapertenuis (Foury, 1968). Sección axial, reproducida de Masse (1976: Lam. 12, fig. 1),x 87.

4. Eopalorbitolina charollaisi Schroeder & Conrad, 1968. Holotipo. Sección axial (42/2), x 100.- G:cámara globular; L: cámara lateral.

5. Eopalorbitolina charollaisi Schroeder & Conrad, 1968. Sección axial oblicua (RN 12-18), x 100.6. Eopalorbitolina sp. Sección subaxial (RN 12-8), x 40.7. Eopalorbitolina sp. Sección tangencial oblicua (RN 12-9), x 40.8. Eopalorbitolina sp. Sección tangencial (RN 12-2), x 40.9. Forma de transición entre Eopalorbitolina pertenuis y Eopalorbitolina charollaisi. Sección axial un

poco oblicua (RN 12-12), x 100.

Procedencia1, 5-9: Roca de Narieda (Organya, provincia de Lleida, Pirineo catalán, Espana), muestra 12 (véaseUllastre et at., 2002).2: St-Rémy-de-Provence (macizo de los Alpilles, dep. Bouches-du-Rhône, Francia meridional).3: La Fare, route nationale 113 (Provence, Francia meridional; véase Masse, 1976).4: Rocher-des-Hirondelles (La Rivière, dep. Am, Francia), capa 30 (véase Schroeder & Conrad, 1968).Edad de todos los ejemplares representados: Barremiense inferior.

1. Eopalorbitolinapertenuis (Foury, 1968). Axial section (RN 12-6), x 100.- P: protoconch; D: deutero-conch.

2. Eopalorbitolina pertenuis (Foury, 1968j. Holotype. Approximately axial section, reproduced fromFoury (1968: P1. 18, fig. 17), x 60.

3. Eopalorbitotina pertenuis (Foury, 1968). Axial section, reproduced from Masse (1976: P1. 12, fig. 1),x 87.

4.. Eopalorbitolina charollaisi Schroeder & Conrad, 1968. Holotype. Axial section (42/2), x 100.- 0:globular chamber; L: lateral chamber.

5. Eopalorbitolina charollaisi Schroeder & Conrad, 1968. Oblique axial section (RN 12-18), x 100.6. Eopalorbitolina sp. Subaxial section (RN 12-8), x 40.7. Eopalorbitolina sp. Oblique tangential section (RN 12-9), x 40.8. Eopalorbitolina sp. Tangential section (RN 12-2), x 40.9. Transitional form between Eopalorbitolina pertenuis and Eopalorbitolina charollaisi. Slightly obli-

que axial section (RN 12-12), x 100.

Localities1, 5-9: Roca de Narieda (Organya, Lleida Prov., Catalonian Pyrenees, Spain), sample 12 (see Ullastreet at., 2002).2: St-Rémy-de-Provence (Alpilles, Bouches-du-Rhône Dep., S France).3: La Fare, route nationale 113 (Provence, S France; see Masse, 1976).4: Rocher-des-Hirondelles (La Rivière, Am Dep., France), bed 30 (see Schroeder & Conrad, 1968).Age of all figured specimens: Lower Barremian.

Treb. Mus. Geol. Barcelona, 11: 105-133 (2002)

Estructura y mecanismos intrusivos de los lamprófidosde Sa Planassa - Punta d'Es Mut (Costa Brava,Cordillera Litoral Catalana): su interés didáctico

ABSTRACT

GIMENO, D. Structure and intrusive mechanisms of the lamprophyric rocks of SaPlanassa-Punta d'Es Mut (Costa Brava, Catalonian Coastal Ranges, Spain): itsdidactic resources.

The lamprophyric outcrops of Aiguablava location have been didactically usedover half a century without a detailed study of their igneous textural and fabric cha-racteristics. This paper shows that the lamprophyres, and specially the cretaceouscamptonite sill show a number of structures and textures that allow us to understandtheir intrusive mechanisms. The work describes the cooling and vesiculation pro-cesses. It includes evidence referred to lateral forced intrusion (flow banding accu-mulation of phenocrysts, removing and uplift of large host rock xenolits from thebottom of the sill) that shows that the well-known evidence of gravity-related accu-mulation of mafic phenocrysts at the bottom of the camptonitic sill has been largellyoveremphasized. The study includes an analysis of the didactic resources of thisoutcrop. The conclusion is that its main interest is related with the study of intrusivemechanisms of the dikes (only available through the study of their inner structures).A sequence of didactic activities of field work that can be developed with thestudents is suggested.

Keywords: Leucogranite, Lamprophyric dikes, Spessartite, Camptonite, Sill,Intrusive mechanisms, Cooling, Vesiculation, Magmatic flow, Gravity-relatedaccumulation, Didactic activities, Catalonia, Spain.

* Departament de GeoquImica, Petrologia i Prospecció GeolOgica. Facultat de Geologia, Universitat deBarcelona. E - 08071 Barcelona. E-mail: domingo@natura.geo.ub.eS.

Los afloramientos de lamprófidos de Aiguablava han sido empleados didácti-camente durante decenios sin que se haya publicado un estudio detallado de suscaracterIsticas de textura y fábrica Ignea. Este trabajo muestra que los lamprófidos,y en particular el sill de camptonita de edad cretácica, muestran una notable riquezade estructuras y texturas que permiten establecer cuales han sido los mecanismosintrusivos. Se analizan los procesos de enfriamiento y vesiculación del magma, asIcomo las evidencias (acumulaciones de fenocristales por flujo magmático, despla-zamiento de xenolitos de encajante en el muro del sill) de una intrusion forzadalateral, que permiten reevaluar la efectividad de los fenómenos de fraccionamientogravitativo de fenocristales máficos, conocidos desde antiguo y sobreestimados ensu importancia. El trabajo se ocupa igualmente del análisis de los recursos didácticosque ofrece el afloramiento, para concluir que su mayor interés radica esencialmenteen el estudio de los mecanismos intrusivos, solo deducibles estudiando las estruc-turas internas de los diques, y liega a proponer una secuenciación de actividades arealizar con los alumnos en el afloramiento.

Palabras dave: Leucogranito, Diques de lamprófido, Spessartita, Camptonita,Sill, Mecanismos intrusivos, Enfriamiento, Vesiculación, Flujo magmático,Acumulación gravitativa, Actividades didácticas, Catalufla, España.

Los afloramientos que nos ocupan unen a su privilegiada situación paisajIstica enla costa catalana su interés geológico, tanto cientIfico como didáctico. Por lo que serefiere al primer aspecto cabe seflalar que ocupan uno de los espacios naturales másbellos y menos agredidos de la Costa Brava (de hecho, están recogidos en buenamedida dentro del Pta d'Espais d'Interès Natural, PEIN, del Departament de MediAmbient de la Generalitat de Catalunya, y han sido catalogados en el inventario degeotopos de alto interds, Carreras y Gimeno 1999); y que es la naturaleza de la costa,abrupta y con diferentes acantilados (y, en dstos, la existencia de rellanos) la que hapermitido disponer de excelentes afloramientos tridimensionales de los lamprófidos yde su encajante granItico (Fig. 1).

En relación con su interds geolOgico cabe señalar toda una serie de caracterIsticasque configuran su excepcionalidad. Los lamprófidos en sí mismos constituyen un clano grupo de rocas que son relativamente poco frecuentes en la naturaleza; este hecholes conferirla un interés cientIfico notable, aunque en este sentido no son excepcionalesen la Costa Brava e incluso en la Cordillera Prelitoral, donde han sido ampliamentedocumentados ya desde los años 20 del siglo pasado, (véase p. e. M. San Miguel dela Cámara, 1924). En la Costa Brava afloran con bastante ubicuidad los dos tiposhasta hoy descritos, por una parte los calcoalcalinos, más frecuentes, e igualmente losalcalinos; en el afloramiento que nos ocupa aparecen ambos tipos en clara exposiciónde sus caracterIsticas intrusivas (respecto al leucogranitoide encajante) asi como ensus relaciones cronológicas y de emplazamiento relativas.

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Fig. 1. Diques de lamprófido subverticales dispuestos enIa cala de Aiguablava (foto realizada hacia 1952, porgentileza del Dr. A. San Miguel Arribas; nótese Ia esca-sa urbanización en los airededores). Fig. 1. Subverticallamprophyre dikes at Aiguablava (picture obtained about1952 by Dr. A. San Miguel Arribas; note the very scarcepresence of settlements in the surroundings).

Fig. 3. Zona de confluencia de dos diques de lamprófido, uno subvertical calcoalcalino y otro subhori-zontal alcalino (imagen obtenida hacia 1962, por gentileza de A. San Miguel Arribas, véase el texto parasu explicación). Fig. 3. Crossing zone of two lamprophyre dikes, the subvertical calk-alkaline one andthe alkaline sill (picture obtained about 1962 by Dr. A. San Miguel Arribas, see text for explanation).

Fig. 4. Vista general de un dique de aplita (unos 8 cm a Ia izquierda de Ia tapa de Ia lente fotográfica queejerce de escala) que presenta disposición longitudinal en Ia foto (en el tramo central se acuña para apare-cer en relevo un poco más arriba y a la izquierda en una fractura paralela a Ia anterior). Véase en más deta-lIe en Ia Fig. 5. Fig. 4. General view of an aplite dike (some 8 cm left to the lens cover used as scale) thatshows a longitudinal path at the photo (in the central sector pinch outs and crops out en relais again a fewcm above just a little bit left inside of a new fracture parallel to the previous one). See close up in Fig. 5.

Fig. 5. Detalle de Ia aplita de Ia Fig, 4, donde se aprecia su diferencia textural (de tamaño de grano menordentro de una textura granular) respecto al leucogranito que constituye Ia roca en Ia que arma el dique.Igualmente nótese que los bordes del dique de aplita no son perfectamente rectilIneos, que algunos ens-tales blancos del leucogranito encaj ante penetran en el interior de Ia aplita, y que el tramo central de ésteaparece boudinado e intruido por Ia roca encajante (véase texto para Ia explicación). Fig. 5. Close up ofthe aplite from Fig. 4. Note the textural contrast (grain size considerably lesser) respect to the leucogra-nitic host rock. See also that dike margins are not perfectly rectilineous; see also that some white phe-nocrysts from leucogranite crosscut the aplite-leucogranite interface, and the central sector of aplite isboudinated and underwent intrusion from the host rock (see text for explanation).

Se trata de un afloramiento clásico en la didáctica de la petrologla catalana, conuna tradición que se remonta a unos 50 años. Queda recogido en la hoja de Palafrugellde la cartografIa geológica a escala 1:25.000 recientemente publicada (ICC 2000,véase fig. 2) hecho que sin duda favorecerá su inclusion en excursiones didácticas entodos los niveles de la enseñanza de las Ciencias de la Tierra, donde este mapa puedeser un instrumento de apoyo eficaz. En ese documento se incluyen igualmente nue-vas y muy valiosas aportaciones respecto a los lamprOfidos y su encajante, en espe-cial con referencia a su edad radiométrica obtenida finalmente con métodos modernosy fiables. Cabe afladir sin embargo que a pesar de su reiterada frecuentaciOn en cir-cuitos didácticos no deja de ser chocante que no haya sido objeto de estudios especI-ficos realizados con criterios y medios modernos, y mucho menos referidos a susvirtudes didácticas. Los escasos trabajos clásicos (p.e., San Miguel Arribas, 1956;Montoto, 1967) partIan de conceptos hoy obsoletos, aunque han marcado buena partede la historia de la geologIa del granito a lo largo de la primera mitad del siglo xx(véase p.e. Pichler 1993); en concreto los de la ilamada escuela transformista, que eneste caso pretendIa la genesis de los granitoides del batolito de la Costa Brava portransformacjón de metasedimentos, de modo que los diques de lamprOfidos serlan"residuos" sin transformar). Uno de los objetivos de este trabajo es mostrar sobre elterreno conceptos petrológicos conocidos en su mayorIa desde finales del siglo XIX(en concreto a partir de los trabajos de Alfred Harker, véase p.e. Harker, 1909 y enalgunos casos desde los trabajos pioneros de Hutton en 1788) con una descriptivapuramente naturalista sobre afloramientos seleccionados, permite hacer y enseiiarciencia, en todos los niveles del estudio, e incluso a observadores no especialistas enla materia como los alumnos a los que se pretende introducir en el tema.

Del mismo modo pretendemos en este trabajo hacer reflexionar sobre cOmo apartir de observaciones sencillas, pero suficientemente planificadas y jerarquizadas ensu importancia podemos facilitar la didáctica de la geologIa y, en este caso, de lapetrologIa Ignea.

SITUACION Y CONTEXTO GEOLOGICO

La zona en estudio está situada en el extremo nordeste del batolito de Ia CostaBrava, que ocupa la parte septentrional de la Cadena Prelitoral Catalana. En este extre-mo oriental el batolito se emplaza esencialmente en materiales metasedimentarioscuyos protolitos son atribuidos al Cámbrico y al CambroordovIcico, esencialmente porcorrelación regional con la secuencia litolOgica que contiene importantes intercalacio-nes carbonáticas entre sedimentos pelItico-arenosos con posibles aportes de materialesvulcanoderivados. Estos protolitos fueron metamorfizados y estructurados durante elcurso de la orogenia hercInica. El contacto entre ambos tipos de materiales (Igneos ymetasedimentos) se puede observar algo más al norte en el litoral, en la Platja Fonda.

Las rocas plutónicas que afloran en la cala de Aiguablava y sus alrededoresconsisten en leucogranitos biotIticos, de tamaño de grano medio a fino y coloresdominantes rosados o claros, constituidos por cuarzo, feldespato potásico y plagio-clasa sddico-cálcica. La textura oscila entre granular y panhipidiomOrfica-intergranular.

La biotita aparece en cantidades inferiores al 5 % y es remarcable la presencia de gra-nate como mineral accesorio. Esta litofacies aparece rodeada cartograficamente porotra roca Ignea plutónica consistente en una granodiorita con megacristales de fel-despato potásico, que serla anterior al leucogranito tanto por la naturaleza de los con-tactos entre ambas unidades (intrusivos por parte del leucogranito) como por lapresencia de enclaves de granodiorita con megacristales de feldespato potásico en elseno del leucogranito. La edad radiométrica del granito es Autuniense (287 +1- 3 Ma)(Ferrés, 1998), (Enrique y Ferrés en ICC 2000).

Fig. 2. Esquema geológico del sector de Aiguablava (segdn Enrique en ICC 2000, simplificado). Laestrella (y la flecha que la acompafla) indican la situación del afloramiento en estudio. Leyenda: 1/Leucogranitos biotIticos; 2/ Granodiorita biotItica; 3/ Encajante cambroordovIcico; 4/ Granito biotIticoequigranular; 5/ Granito biotItico leucocrático heterogéneo; 6/ Sill de lamprófido alcalino (camptonita).Los lamprófidos calcoalcalinos no han sido representados en el esquema ya que debido a su mayor abun-dancia prácticamente es muy difIcil representarlos a esta escala. El trazo grueso del sector este del maparepresenta la lInea de costa y el color blanco a su derecha ci mar Mediterráneo; por el contrario el sec-tor blanco a la izquierda del mapa corresponde a materiales cuaternarios o pequeños afloramientos derocas plutónicas. El recubrimiento cuaternario sobre las rocas Igneas ha sido suprimido a efectos de unamayor claridad.

Fig. 2. Geological sketch of Aiguablava sector (after Enrique in ICC 2000, simplified). The star (and thearrow) shows the studied outcrop. Legend: 1/ Biotitic leucogranites; 2/ Biotitic granodiorite; 3/Cambroordovician host rock; 4/ Equigranular biotitic granite; 5/ Leucocratic heterogeneous biotitic gra-nite; 6/ alkaline lamprophyric sill (camptonite). The dense calk-alkaline lamprophyric network has beenomitted, in order to obtain more clarity. The bold line at the east margin of the map represent the coast-line, and the white space at right correspond to the Mediterranean sea. On the opposite side (west) thewhite correspond to quaternary sediments or to small plutonic outcrops. The quaternary cover over igne-ous rocks has been also omitted.

Los granitoides corresponden por lo tanto a la orogenia hercInica en su seg-mento catalán, y presentan a lo largo de éste generalmente un .carácter principal-mente tarditectónico respecto al desarrollo de la deformación. En la zona que nosafecta no se pueden establecer con claridad, por diferentes motivos, las relacionesentre el desarrollo de la orogenia hercInica, los procesos erosivos sin- y postoro-génicos y el desarrollo de la sedimentación asociada a éstos. Por una parte lasrocas plutónicas afloran en litofacies correspondientes a sectores relativamentesomeros del plutón, un hecho que queda seflalado por los tamaños de grano demedios a finos, y la presencia abundante de litofacies miaroilticas, apófisis aplIti-cas y pegmatIticas en otros plutones circundantes, entre otras evidencias. Por otraparte, los primeros materiales sedimentarios posthercInicos que afloran son deedad Paleocena-Eocena, siendo la mayor parte de los contactos entre las rocasIgneas y las sedimentarias de naturaleza tectónica (bloques hundidos del sector dePalafrugell). De cualquier manera, es evidente que un espesor considerable de cor-teza continental (de varios kilómetros) ha sido sometido a erosion entre el momen-to de la intrusiOn de los granitoides y el depósitos de los primeros materialespaleocenos. Consecuentemente, los granitoides sufrieron un notable proceso dedescompresiOn, manifestado hoy en dIa en el notable desarrollo de los sistemasde diaclasas presentes en el afloramiento, dos subverticales y uno subhorizontalque posteriormente han sido empleados por los magmas lamprofIricos durante suemplazamiento.

Por otra parte, la presencia de dos tipos de lamprófidos (fig. 3) que afloran comointrusiones en el leucogranito en Aiguablava, de edades pérmica superior y cretáci-ca superior (Enrique y Sole en ICC 2000) ha de interpretarse como el resultado de lagenesis y posterior inyecciOn de magmas en un contexto regional distensivo, en dospulsaciones sucesivas. El primer conjunto de lamprófidos puede relacionarse con laexistencia de tectónica distensiva posthercInica, bien conocida en todo el contextode las Cadenas Costeras Catalanas y el Pirineo Central que, p.e., ha controladomediante un sistema de fracturas intramontañosas el desarrollo del volcanismopdrmico del Pirineo (Bixel 1987) y, posteriormente, el desarrollo de la sedimentacióntriásica en un sistema de bloques sucesivamente hundidos de norte a sur, al menos apartir del Montseny (Anadón et. al 1979). El segundo grupo de lamprOfidos, de edadcretácica superior, tiene por su parte una clara relaciOn con la tectónica distensivaregional y el magmatismo alcalino asociado presente en todo el Pirineo, p.e. en elsector oriental bajo la forma de los cuerpos plutOnicos sienIticos en Fitou en el surde Francia (Azambre, 1967) y con mayor intensidad en el occidental con el volca-nismo alcalino de la cuenca vasco-cantábrica (Albiense-Santoniense, Castañareset al. 2001). Esta tectOnica es ci reflejo en el margen entre las placas ibérica y euro-pea de un fenOmeno cortical global, consistente en la fragmentaciOn de la Pangea yel consiguiente inicio de la formaciOn del espacio oceánico del Atiántico norte. Conposterioridad al Eoceno no se han reconocido otros materiales sedimentarios en lazona, con la excepción de los subactuales cuaternarios.

Podemos ilegar al afloramiento de Sa Planassa-Aiguablava desde Palamós, porcarretera hasta Palafrugeli y desde ahI tomando la que conduce a Begur hasta eldesvIo a la cala de Aiguablava. El acceso a! afloramiento en estudio se realiza enóptimas condiciones desde el aparcamiento de vehIculos de la playa de Aiguabiava,tomando un camino limitado por barandas de madera que aparece en el margen este

de la cala y asciende en dirección al Parador de Turismo. Al liegar al cruce de entra-da a las dependencias de servicio del parador se evita entrar en éste y se continua poruna pista de tierra, que ya no está limitada por barandas, y tras un corto tramo en des-censo se prosigue en dirección hacia el norte. Este camino se torna un tanto peligrosoal liegar a una canalización de plástico azul (que procede del parador y desciendehacia la cala), por la posibilidad de caIda por un pequeno acantilado hacia la playa,aspecto que se ha de cuidar si se visita el afloramiento con escolares, o en todo casoen grupos numerosos.

CARACTERISTICAS ESENCIALES DE LOS AFLORAMIENTOS. ESTRUC-TURA DE LOS DIQUES DE LAMPROFIDOS Y MECANISMOS INTRUSIVOS

Podemos distinguir, a los efectos didácticos que nos ocupan, dos tipos esen-ciales de afloramientos, los referidos a! encajante y a los lamprófidos, y aun den-tro de éstos es sensiblemente más rico en estructuras de interés el sill que losdiques verticales.

Encaj ante IeucogranItico

Las caracterIsticas principales del encajante leucogranItico han sido previamenteexpuestas en el apartado precedente. Nos referimos aquI por tanto a las diferentesvariedades texturales en el seno de las rocas plutónicas macroscópicamente másperceptibles, y su control petroestructural. Dichas variaciones corresponden a la pre-sencia de facies de tipo aplItico y pegmatItico. Su composición es semej ante a la dclleucogranito encajante, excepción hecha de la en general menor presencia de biotita.Este tipo de litofacies aparecen circunscritas a! control estructural producido por dosfamilias de fracturas (diaclasas) en el seno del leucogranito, de direcciones aproxi-madas 120/85 NE y 030/85 SE (no se ha desarrollado un estudio mesoestructuraldetallado, de modo que estas direcciones deben tomarse como meramente indicativasen las proximidades del afloramiento estudiado y no de la totalidad del leucogranito).Es significativa la ausencia de aplitas y pegmatitas segün la familia de fracturas sub-horizontal que ha sido aprovechada por el sill (véase más adelante).

Las aplitas aparecen principalmente desarrolladas en el seno de las fracturas dedirección 120 y presentan un claro control estructural con hordes pobremente defini-dos en el detalle (Figs. 4 y 5), un hecho que se manifiesta por la posibilidad dedistinguir la existencia de cristales idiomórficos del granito enfrentados directamenteal cuerpo principal de la aplita. También se puede observar que la interfase granito-aplita se caracteriza por un plano de separación no perfectamente rectilIneo, conconvexidades o salientes si observamos desde la aplita a! leucogranito (Fig. 5). Lasaplitas pueden aparecer en fracturas subparalelas dispuestas en relevo o escalón. Esdestacable la presencia de sectores del dique de aplita boudinados intruidos por elleucogranito (Fig. 5). Por lo que se refiere a las pegmatitas presentan un desanolloprioritario a favor de las zonas de intersección de las dos familias de fracturas

subverticales, dando lugar a masas irregulares de dimensiones pluridecimétricas 0mas raramente métricas; el tránsito hacia el leucogranito es igualmente difuso y puederealizarse a través de una banda de textura aplftica y análoga composición.

Dado que desde el punto de vista didáctico uno de los objetivos principales delestudio de este afloramiento es extraer conclusiones sobre criterios de intrusion suce-siva y cronologla relativa entre diferentes cuerpos fgneos intrusivos, podemos con-cluir en una primera observación que el leucogranito es el principal encaj ante queaparece en el afloramiento (y por to tanto la roca Ignea mas antigua), que aplitas ypegmatitas aparecen como esencialmente contemporáneas (10 que no excluye la posiblepresencia de varias generaciones) y que la intrusion limitada de leucogranito en lamisma aplita que Jo intruye, unido a los tránsitos graduates entre aplitas y pegmatitasy leucogranito indican que de hecho estas tres rocas son prácticamente contemporá-neas en términos del tiempo geologico.

La interpretación de estas fábricas y texturas en et seno dcl granito sugiere que lacristalización del magma se realizó en las proximidades del lImite superior de lacámara magmática (tamaño de grano del leucogranito), pudiéndose emplazar aplitasy pegmatitas en fracturas a partir del momento que et avanzado estado de cristatiza-ción hace que el leucogranito pueda desarrollar un comportamiento reotOgico fragil(un hecho que en un magma granItico suele suceder a partir de menos del 20-15 % deresIduo lIquido entre cristates, Fernández y Barbarin 1991). La disposición de tasfracturas sugiere que éstas se formaron en et seno de un campo de esfuerzos local enel que el esfuerzo intermedio tenIa una disposición subvertical y et mayor una sub-horizontal de dirección N 70-80. Las variaciones texturates en el magma leucogranI-tico representadas por la aparición de aplitas y pegmatitas indican un notableenriquecimiento en volátites en el magma residual, mientras que la ausencia de mine-rales tales como turmalina, mica blanca, etc., indican que estos volátiles deblan con-sistir esencialmente en un fluido acuoso sin presencia importante de otros elementosvolátiles (como B, F, Li, etc.). El hecho de que alguna aptita aparezca boudinada eintrulda por el magma leucogranItico sugiere que la cristalización en el seno de laaplita fue rápida, en todo caso en términos relativos más acelerada que la del resIduolIquido intersticial aün presente en el teucogranito, ya que indica que el dique comenzóa desarrollar un comportamiento frágil (correspondiente a la cristalización de cercadel 80 % del lIquido apiltico, como ya ha sido comentado en el caso del granito) cuandoel teucogranito aim conservaba buena parte de su residuo lIquido intersticial.

CaracterIsticas de los lamprófidos: 1 - diques verticales

Los diques verticates son lamprófldos de composición spessartita, caracterizadospor una asociación mineral primaria constituida por augita, plagioclasa (restringida ala matriz) y locatmente biotita, y han suministrado una edad radiométrica de 253 +1-5 Ma (Pérmico superior) (Enrique y Sole en ICC, 2000). Presentan un color verdeoscuro, unos bordes de enfriamiento mitimétrico-centimétricos de carácter afanItico(que resalta macroscópicamente por un cambio de tono de color en la roca), enmuchos casos asociados a detgadas bandas con textura vesicular (vesIcutas de diá-metro en general <2 mm) y un cuerpo principal constituido por una matriz fanerIticade grano fino, con bajo contenido en fenocristales (textura porfIrica que en una vision

somera puede liegar a parecer localmente afIrica). Los fenocristales presentes sonmáficos de color verde más oscuro que la matriz de la roca, aparecen alterados, y engeneral en el afloramiento es complicado determinar si se trata de piroxenos o anfI-boles. Se trata principalmente de diques subverticales que preSentan espesores en elrango pluridecimétrico a métrico. Ocupan tanto fracturas rectilIneas perfectamentedistinguibles en el paisaje, ya que jalonan verticalmente los acantilados (foto I), comoaparecen con trazo discontinuo, p.e. en el suelo del afloramiento que nos ocupa, relle-nando pequenas fracturas de continuidad métrica o menor que corresponden a unsistema de fractura en escalón (Fig. 6).

La conclusion inmediata de sus condiciones de yacimiento es que se han empla-zado en el encajante granItico en un regimen distensivo, cuanto menos local, que enparte ha reaprovechado la red de diaclasas preexistentes en el encajante granitico.

Fig. 6. Vista general del afloramiento de Sa Planassa en el que destaca en el fondo el sill que presenta unespesor prácticamente continuo a lo largo del afloramiento, y en primer término sobre ci piano de dia-clasa que constituye el pavimento del afloramiento (y que es paralelo al piano que ha controlado ciemplazamiento del sill) la asociación de lamprófidos subverticales emplazados en condiciones clara-mente frágiles, ya que siguen fracturas rectilIneas perfectamente delimitadas y muestran a lo largo delafloramiento un relevo de unas a otras sobre el piano horizontal (fracturas en escalón).Fig. 6. General view of Sa Planassa outcrop. Note the continuous thickness of the sill over the outcrop,and on the floor (that is a subhorizontal diaclase plane of the leucogranite) there is a set of lamprophy-res intruded following brittle tectonics on the leucogranite. These lamprophyres follow subparallel enechelon fractures.

Fig. 7. Detalle del afloramiento de Sa Pianassa donde se observa con claridad la cronologIa relativa de3 de los 4 cuerpos Igneos principales presentes: leucogranito intruido por una aplita (de disposiciónizquierda a derecha en La foto, limitado por las flechas), que a su vez es seccionada (intruida) por un lam-prófido vertical que aparece claramente con color oscuro y recorrido en diagonal en Ia foto.Fig. 7. View of the Sa Planassa outcrop clearly showing the relative succession of 3 of the 4 main igne-ous rocks: leucogranite intruded by aplite (central sector of the photo, longitudinal from left to right, seearrows); the aplite dike is subsequently intruded by a vertical lamprophyre dike black and some cm thick.

Aun antes de disponer de dataciones absolutas de estos cuerpos, estaba claro que seemplazaron con notable posterioridad a las rocas granIticas, tanto por la presencia debordes afanIticos (que indican enfriamiento contra un encajante relativamente frIo),como por las texturas porfIrica (en el cuerpo principal del dique) y vesicular en losmargenes (que indican que se trata de una roca hipoabisal emplazada en niveles crus-tales mucho mas superficiales, hasta el punto que el gas presente en el magma se hapodido exholucionar). Los margenes con el encajante son netos, y se puede observarque estos lamprófidos seccionan claramente también los cuerpos de aplita y pegmatita(Fig 7). Localmente también incluyen xenolitos del encajante.

CaracterIsticas de los lamprófidos: 2 - clique horizontal

El dique subhorizontal se ha emplazado a favor de una familia de diaclasas sub-horizontal (aproximadamente 120/15 NE) que afecta al leucogranito (Fig. 8). El silles un lamprófido de composición camptonItica, caracterizado por una asociaciónmineral de augita titanada y kaersutita, y ha suministrado una edad radiométricade aproximadamente 85 Ma (Cretácico superior) (Enrique y Sole en ICC, 2000).Presenta un espesor promedio en el afloramiento de unos 2 metros, asI como unaimperfecta simetrIa por lo que se refiere a sus caracterIsticas texturales y estructura-les. La constancia en el espesor vertical, por lo menos en el espacio reconocible en elafloramiento, a pesar de pequenos desplazamientos en el plano vertical debidos aseguimiento de diferentes diaclasas en su emplazamiento (véase p.e. Fig. 6), hacepensar en que su emplazamiento fue acompanado de un levantamiento relativamentepasivo por flotaciOn (buoyancy) del encajante suprayacente a medida que se produjouna intrusion lateral forzada del magma. Esto se hace particularmente evidente enalgdn punto en el que se observa el levantamiento de algdn bloque diaclasado delsubstrato leucogranItico en correspondencia con un ascenso escalonado del diquehacia una diaclasa superior (Fig. 9).

Se puede distinguir con claridad unos hordes de enfriamiento afanIticos superiore inferior (Figs. 10, 11, 12 y 13), que presentan una textura laminar milimétrica conuna marcada fisilidad asociada. Estos bordes pasan gradual y rápidamente a una tex-tura fanerItica de grano fino a medio, creciente hacia el centro del sill, que ademáspresenta un evidente carácter porfIrico en algunos sectores. Los márgenes superior einferior presentan vesicularidad de diferente tipo, es decir, las vesIculas aparecensimétricamente dispuestas en el sill pero con diferente frecuencia y morfologIa, asIcomo opcionalmente rellenas (textura amigdalar) (Figs. 12 y 13). Los hordes afanIti-cos no presentan vesiculación, ésta comienza a aparecer a unos 8-10 cms del bordecon el encajante (Figs. 12 y 13). En el tramo inferior del sill las vesIculas tienen sec-ciones aproximadamente esfdricas que corresponden a morfologIas esféricas o deesferoide de revolución levemente aplastado, y tienen unos pocos mm (max. 5-6, engeneral) de diámetro (Fig. 12); hacia el interior del dique aparecen rellenas de un pre-cipitado cristalino blanco, preferentemente calcItico, localmente de analcima (texturaamigdalar). Desaparecen gradualmente a unos 25 cm del margen del sill, es decir enun tramo normal de éste la textura vesicular de la base ocupa un rango vertical deunos 15 cm (Figs 12 y 14).

En el tramo superior del sill las vesIculas tienen tendencia a la coalescencia,de modo que suelen teller dimensiones pluricentimétricas y aparecer con disposi-ción columnar (perpendicular) respecto a éste y, por lo que se refiere a su morfo-logIa tridimensional cuando ésta es perceptible, en forma de pianos inciinadostangencialmente respecto al plano horizontal superior del sill, siendo su secciónrespecto a un plano ortogonai al de su superficie principal de carácter sigmoide(Fig.13). Los sigmoides presentan dimensiones de hasta 10 o más cm en ia esca-la vertical y hasta 2-3 cm de anchura maxima, y aparecen ordenados espacial-mente segén un mismo patron direccional, por lo menos sector a sector a lo largodel afloramiento. Este tipo de estructuras pueden ser interpretadas en términos delos mecanismos eruptivos y su direccionalidad (en el caso de la Fig. 13, con des-plazamiento del magma en ci centro del sill de izquierda a derecha); estructurassemejantes p.e. son bien conocidas en el caso de bases de coladas de lava(Philpotts 1990, p. 39). En algunos sectores del afloramiento se observa que lossigmoides han sido seccionados en su base por pianos de cizalla, lo que indica quecuando aün se producIa flujo magmático direccional en el seno del dique el bordeafanItico de éste ya habIa sufrido un notable incremento en su viscosidad(por enfriamiento y la cristalizaciOn asociada) y desarrollaba un comportamientofragii en términos mecánicos.

Otra caracterIstica principal del sill es la distribución vertical que presentan losfenocristales, que aparecen en el afloramiento como inosilicatos de color verde oscu-ro, más que el de la matriz de la roca, de hábito prismático elongado y dimensionesque llegan a ser de 1 cm. Esta disposición, que sigue una lOgica perfectamente expli-cable en térrninos fIsicos (densidad relativa de los fenocristales y ci magma, despla-zamiento en sentido horizontal de éste en el curso de la intrusion) no es perfectamentehomogénea en todo el afloramiento, siendo el punto más idOneo para reconocerla (aligual que las caracterIsticas texturales y de vesicularidad) en ci punto saliente del aflo-ramiento situado unos 2 m a la derecha de la intersección entre el sill y un dique ver-tical de spessartita (Figs. 3 y 10).

Si realizamos un contaje de fenocristales (p.e., empleando un comparadorvisual de superficies, directamente sobre ci afloramiento) se observa fácilmenteuna acumulaciOn notable de fenocristales en la base del sill. Este hecho, quequizás no está descrito en ningtmn texto referido al afloramiento, es conocidodesde hace decenios y ha sido tradicionalmente descrito por los docentes delgrupo de petrologla endogena de la UB como un ejemplo clásico de fracciona-miento gravitativo, es decir, de separación de los inosilicatos dentro del magmaaün iIquido y relativamente poco viscoso facilitado por ci hecho de que su pesoespecIfico era sensiblemente mayor que el de éste. Ese tipo de interpretaciones deacumulaciones basales de fenocristalcs en sills son muy conocidas y han sidointerpretadas en la literatura geoiOgica en muchos manuales de petrologIa Igncacomo ci producto de fraccionamiento gravitativo a partir del estudio clásico delsill de dolerita de Palisades situado junto al rio Hudson al oeste y norte de NuevaYork (Walker 1940).

Sin embargo, el hecho de que no se haya realizado un estudio sistemático de lasestructuras del afloramiento ha permitido que algunos otros hechos relacionados conla distribuciOn de los fenocristales pasen desapercibidos. Los más significativos sonlos tres siguientes:

Fig. 8. Vista frontal del leucogranito en la que se evidencia claramente la existencia de la familia de dia-clasas subhorizontal a favor de la que Se ha emplazado el sill de lamprófido subalcalino (hacia 1970,fotografIa por gentileza del Dr. A. San Miguel).Fig. 8. Frontal view of the leucogranite. Note the subhorizontal set of diaclases followed in their misseen place by the sill (picture obtained in the early 70's by Dr. A. San Miguel Arribas).

Fig. 9. Levantamiento pasivo por flotación de un bloque métrico del leucogranito del substrato en cones-pondencia de un cambio (ascenso escalonado) de la diaclasa horizontal aprovechada en la inyección delsill (véase texto para explicación).Fig. 9. Passive uplift by buoyancy of a metric block of the floor leucogranite in correspondence with alittle modification of the plane of intrusion followed by the sill (see text for explanation).

Fig. 10. Vista frontal del sill de camptonita unos 2 metros al N-NE del cruce con el dique vertical (fotorealizada en 1993, compárese la degradación del sector inferior del afloramiento respecto a Ia Fig 3).Fig. 10. Frontal view of the camptonite sill some 2 m towards N-NE from the crossing site of the dikes(picture obtained in 1993, compare the anthropic degradation of the site at the lower sill level respect tothe Fig. 3).

Fig. 11. Esquema realizado sobre la fotografia de la Fig. 10, donde se aprecian los bordes de enfriamientodel sill (véase texto para explicación).Fig. 11. Geological sketch drawn over the photo from Fig. 10, with the aphanitic cooling margins of thesill evidenced (see text for explanation).

Fig. 12. Borde inferior del sill, donde se aprecian sucesivamente de base a techo una facies afanIticalaminada (sin fenocristales) un tramo vesicular donde desaparece gradualmente la laminación, poco des-pués se encuentra una acumulación de fenocristales y gradualmente las vesIculas han sufrido un rellenopor una mineralización (cIrculos blancos en la foto). (compárese con el esquema de la Figura 14).Fig. 12. Lower margin of the sill, with several zones from bottom to top: aphanitic laminated facies (nophenocrysts present), vesiculated facies with gradual vanishing of lamination, phenocrysts rich faciesand associated development of amigdalar texture trough mineralization inside of the vesicles (whitecircular zones). (See Fig. 14 sketch in order to compare).

Fig. 13. Borde superior del sill, donde se distinguen de techo a base sucesivamente un borde afanItico(más pobremente laminado que el inferior), para pasar a una zona de disposición horizontal en la que sedetectan vesIculas de dimensiones reducidas (de mm a 1-2 cm) y tendencia a la esfericidad) y finalmen-te a Ia zona de disposición planar en la que el rasgo dominante es la presencia de amIgdalas de seccidnvertical y morfologIa sigmoide que denotan el sentido de flujo en el magma durante el relleno del sill (deizquierda a derecha en la foto). (Compdrese con el esquema de la Figura 14).Fig. 13. Upper margin of the sill, with several zones from bottom to top: aphanitic (with a poor lamina-tion if compared with the lower margin, see Fig. 12), planar with small (1 mm to 2 cm) spherical vesi-des and planar decimetric with large, sygmoidal amigdales that allow to infer the sense of lateral fillingof the dike (from left to right at the photo) (compare with the sketch of the Fig. 14).

- Estrictamente, la base afanItica laminada y los primeros tramos del sector vesi-culado siguiente aparecen desprovistos de fenocristales, cosa que se explica en tér-minos de cinética de los procesos de intrusion y cristalización (el enfriamiento de losmargenes del sill ha sido más rápido que la exholuciOn de las vesIculas, su coales-cencia y posterior segregación hacia el margen inferior del sill, y ésta ha precedido almenos en parte a la concentración y separación gravimétrica de los fenocristales).

- La distribución de los fenocristales presenta dos máximos (véase Fig. 14), elmayor efectivamente correspondiente a las proximidades de la base del sill y elsiguiente en importancia correspondiente en lIneas generales con el sector central delsill). Mientras que en el sector central del sill el máximo en la distribución de los cris-tales corresponde grosso modo con una disposición subparalela de los inosilicatos alas superficies superior e inferior del encajante, en la concentración de los fenocrista-les conespondiente a la base esta distribución es mucho más irregular, y en muchoscasos se observa en esa concentración y en el tramo que conduce a ella desde el cen-tro del sill inosilicatos tabulares dispuestos perpendicularmente a las paredes del sill.Una posible interpretación, en términos de hidrodinámica, de esta disposición, es quelos inosilicatos constituyen cuerpos sólidos que se ordenan segün la posición que

Fig. 14. Esquema sintético de las estructuraspresentes en el sill. Leyenda: 1/ Encajante leu-cogranItico; 2/ litofacies afanItica finamentelaminada; 3/ vesIculas esféricas; 4/ arnIgdalasesféricas; 5/ fenocristales dispuestos aleatoria-mente; 6/ fenocristales dispuestos paralelamentea los pianos superior e inferior que confinan aldique; 7/ frecuencia relativa en la presencia defenocristales en el dique (escala meramenteindicativa); 8/ amIgdalas pianares de secciónsigmoidal segün un piano normal ai techo delsill (véase explicación en el texto).

Fig. 14. Synthetic sketch of the structures insideof the sill. Legend: 1/ Leucogranitic host rock;2/ thin laminated aphanitic hthofacies; 3/Spherical vesicles; 4/ Spherical amigdales; 5/randomly oriented phenocrysts; 6/ parallel (tothe margins of the sill) orientation of the phe-nocrysts; 7/ relative amount of phenocrysts insi-de of the dikes (scale only indicative); 8/ Planaramigdales with sigmoidal section disposedfollowing a plane near to normal to the floor ofthe dike (see text for explanation).

presenta menor resistencia al flujo de un magma aiim poco viscoso (poco cristalizado)segün la zona que presenta un perfil de velocidad de desplazamiento del magmamayor, es decir, el centro del dique en tanto que zona más alejada del encaj ante y con-siguientemente decir con menor rozamiento (de todo tipo, mecánico y de disipacióntérmica) respecto a éste.

- En el tramo superior de la textura vesiculada, donde las vesIculas coexisten conlos fenocristales se observa frecuentemente una estrecha asociación espacial de vesI-culas y fenocristales, hecho que puede interpretarse al menos en parte como el pro-ducto de la exholución de los gases del magma y de que su desplazamiento (en estecaso, hacia el tramo inferior del sill) ha podido jugar a favor de la separación gravi-tativa de los fenocristales, mediante captura de éstos en la superficie de vesIculas porfenómenos de tension superficial, un hecho fIsico bien conocido e incluso explotadoindustrialmente en las plantas de flotación de menas metálicas en muchas minas.

Presencia de xenolitos. El sill se ha emplazado siguiendo la red de fracturaspresentes en el encajante leucogranItico, evidentemente bajo condiciones distensivas,y siguiendo principalmente la red de diaclasas del encajante. Esta red de diaclasas esvisible en el afloramiento a escala métrica o aun menor, y en correspondencia a éstaaparecen en el seno del sill xenolitos de leucogranito, en general de bordes angulososy morfologIa de paralelepIpedo y dimensiones de hasta más de medio metro de aris-ta, en general en concomitancia con el hueco conespondiente en el encaj ante, lo quegenera en escala local pequefias irregularidades en la morfologIa tabular del dique(Fig. 9). El sill en el contacto con estos xenolitos presenta bordes de enfriamientoafanIticos con un marcado contraste de color, incluso en el caso en el que el xenolitoes de pequenas proporciones (arista decimétrica o menor) y aparece totalmente englo-bado en el seno del sill (Figs. 15 y 16).

El tamaflo considerable de muchos de los xenolitos, y sobre todo la dimension desu arista mayor respecto a la anchura del sill, unido a otros aspectos de difIcil cuanti-ficación (viscosidad del magma en el momento de la intrusion, velocidad) ha favore-cido que estos aparezcan relativamente próximos a su punto de procedencia y a quepodamos reconstruir su disposición original en el encaj ante como si se tratara de unrompecabezas. Esta caracterIstica permite reconocer que buena parte de los xenolitosse ha emplazado en el seno del sill por mecanismos de gravedad, pero que tal comose ha comentado más arriba otros proceden del encaj ante subyacente al sill (Fig. 9),y que por lo tanto el magma en su proceso de emplazamiento ha tenido capacidad ero-siva (sobre un substrato evidentemente ya fragmentado por diaclasado) y la relaciónentre la viscosidad y la velocidad de emplazamiento ha sido tal que permitió susten-tar estos bloques hasta el marcado incremento de viscosidad (por enfriamiento y cris-talización asociada) del tramo inferior del sill que los sustenta en su seno. El estudiodetallado de alguno de estos xenolitos de grandes dimensiones muestra el efecto deobstáculo o "paraguas" respecto a la acumulaciOn de fenocristales por gravedad (eltramo del sill subyacente al xenolito carece de dichos fenocristales mientras que susinmediatos equivalentes laterales los presentan), asI como el papel de obstáculorespecto al flujo hidrodinámico, que hace que podamos deducir planos de flujo y gra-dientes de velocidades del magma debido a la presencia selectiva de acumulacionesde fenocristales a un lado u otro del xenolito.

Fig. 15. Xenolito de leucogranito procedente del encajante del techo del sill con una marcada aureolaafanItica correspondiente al rápido enfriamiento del magma a su airededor. Nótese que este detalle delafloramiento corresponde al ángulo superior derecho de la zona de confluencia del sill con el dique lam-profIrico vertical (véase foto 3 para su situacidn).Fig. 15. Leucogranitic xenolith coming from the floor host rock with an aphanitic aureola produced bysudden cooling of magma around. This picture represents the upper right corner of the crossing zone ofdikes of Fig. 3).

Fig. 16. Esquema trazado sobre la fotografIa de la Fig. 15. Se ha distinguido la presencia del encajanteconstituido por el leucogranito (ENCAJ-l) y el lamprófido vertical (ENCAJ-2), el xenolito de leucogra-nito y la presencia alrededor de ellos de una aureola de textura afanItica (marcada con un trazo disconti-nuo) producto del enfriamiento acelerado del magma correspondiente a la intrusion del sill. En el caso dellamprófido vertical (ENCAJ-2) se distingue en el afloramiento la desaparición de manera drástica de lacontinuidad de su propia facies afanItica subvertical dispuesta contra el leucogranito (ENCAJ-1), asI comode una fades vesiculada contigua a la anterior, en el contacto horizontal con el sill que lo ha intruido.Fig. 16. Sketch drawn from the photo of Fig.15, Note the presence of a first leucogranitic host rock(ENCAJ-1) and a second vertical lamprophyric host rock (ENCAJ-2), the leucogranite xenolith (XENO)and the presence of an aphanitic aureola all around them (discontinuous brackets) produced by suddencooling of the sill magma. ENCAJ-2 shows sudden disappearance of its proper aphanitic margin againstENCAJ-1 as well as the associated vertical vesicular lithophacies at the contact with the subhorizontal sill.

Fig. 18. Sill dolerItico de Salisbury Crags (Edinburgh, Escocia) en la sección clásica (Hutton section's).Compdrese sus similitudes con las Figs. 9 y 10 (véase texto para explicación).Fig. 18. Doleritic sill of Salisbury Craggs (Edinbourgh, Scotland) at the classical Hutton's section. Notethe similarities with Figs. 9 and 10 (see text for explanation).

Fig. 19. Detalle de la presencia de vesIculas esféricas preservadas en el tramo de techo del sill dolerIti-co de Salisbury Crags (Edinburgh, Escocia) en la sección clásica (Hutton section's).Fig. 19. Close up of the spherical vesicles preserved at the floor margin of the doleritic sill of SalisburyCrags (Edinbourgh, Scotland) at the classical Hutton's section.

PLANTEAMIENTO DIDACTICO

Ya hemos indicado que la enseñanza de los criterios elementales de intrusion dediques constituye el motivo clásico de la visita de este afloramiento. Justamente porla existencia de una tradición en su estudio vale la pena recapitular sobre el tipo deactividades que se desarrollan y su viabilidad didáctica, es decir debemos evaluar quésentido tiene enseñar segün qué cosas en cada momento, y cómo realizarlo eficiente-mente en cada nivel de la enseflanza, evitando arrastrar o dar opción a la generaciónde conceptos erróneos por parte del alumnado e incitando a éste a trabajar desarro-liando mecanismos de autoaprendizaje.

1. Mecanismos intrusivos

Los afloramientos objeto de nuestro estudio son excelentes en lo que se refiere ailustrar las caracterIsticas de los mecanismos intrusivos relativos a diques. El hecho deque los lamprófidos intruyan en un encaj ante Igneo mucho más antiguo y de colorclaro, mientras que los lamprófidos presentan su color natural verde oscuro permite elque se pueda ilustrar (p. e. Figs. 3, 6, 9), sin margen de dudas generados por el enca-jante (cosa que podrIa suceder con los sills en el caso de que el encajante fuera sedi-mentario), los mecanismos de intrusion de diques. Esta es la observación más clara quese puede proponer en el afloramiento a un estudiante no formado excesivamente, y dehecho es la que normalmente se realiza en este afloramiento (aunque de hecho estaobservación se puede realizar en multitud de afloramientos en Catalunya que, en gene-ral, son más prOximos y accesibles a los principales centros universitarios).

2. Clasificación de litofacies

En principio, tanto por lo que se refiere a lOgica en la secuenciación didácticacomo por criterios de estricta economIa de tiempo en el trabajo de campo (para dedi-car justamente éste a aquellas actividades que no se pueden realizar en el gabinete)hemos de plantear la clasificación de litofacies Igneas en el campo en un colectivo dealumnos previamente instruidos en el reconocimiento de las texturas Igneas básicas,asI como familiarizados con el empleo de la clasificación de Strekeisen y en el reco-nocimiento a visu de los minerales que el correcto empleo de ésta requiere.

Identficacion y claszflcación de los lamprofidos

La identificación de los lamprófidos y, llegado el caso, su posterior clasificación esun asunto realmente complicado. De hecho, la Subcomisión de Sistemática de RocasIgneas de la IUGS (Le Maître et al. eds., 1989) ha indicado con claridad que estas rocasdeben ser incluidas dentro de un grupo especial de rocas (las lamprofIricas) que inclu-yen lamprófidos, lamproItas y kimberlitas, y que no sirve por lo tanto para clasificar-las la secuencia normal de la clasificación de Strekeisen (cuantificación del porcentajede máficos para sucesivamente clasificar la roca siguiendo los diagramas QAPF o

alternativamente los triángulos de clasificación de minerales máficos). La clasificaciónde las rocas lamprofIricas en sí misma requiere una clasificación apriorIstica de la roca;es decir, debemos de una manera algo subjetiva determinar que se trata de una roca deeste grupo, para lo que deberIa recoger una serie de caracterIsticas (condiciones deyacimiento: diques o pequefias extrusiones; feldespatos y feldespatoides restringidos ala matriz, si existen; extendida alteración hidrotermal de fases minerales presentes talescomo olivino, piroxeno, biotita y plagioclasa; presencia de fases minerales primariaspoco comunes en una roca Ignea, tales como zeolitas o calcita).

Es evidente que un geólogo algo experimentado puede tener problemas para distin-guir en el campo un lamprófido. Con más motivo es difIcil que pueda distinguir entreun lamprófido calcoalcalino y uno alcalino, habida cuenta que la distinciOn de los dife-rentes tipos de lamprófidos se basa en la presencia o ausencia diagnóstica de fases mine-rales solo reconocibles (por lo menos) con el concurso del microscopio petrográfico,tanto por sus caracterIsticas petrográficas especIficas como por el hecho de aparecer res-tringidos a la matriz microcristalina. Analizando el caso concreto que nos ocupa, laIUGS (Le Maître et al. 1989) ha establecido que tanto la spessartita como la camptoni-ta se caracterizan por presentar un predominio de la plagioclasa sobre el feldespato potá-sico (en general, ortosa) en la matriz, siendo su principal diferencia que por lo que, serefiere a los minerales máficos, la spessartita presenta un predominio de homblenda ybaugita diopsIdica (yb olivino), mientras que la camptonita presenta otros minerales máspropios del carácter alcalino de esta roca, como anfibol marrón (barkevikita o kaersuti-ta) y augita titanada, opcionalmente junto con otros máficos como olivino o biotita. Esmuy difIcil que un observador entrenado pueda distinguir en el campo a visu la horn-blenda de los anfIboles marrones, o el diópsido-augita de la augita titanada, en conse-cuencia no hay que esperar que los alumnos puedan distinguir objetivamente entrelamprOfidos calcoalcalinos y alcalinos en el afloramiento que nos ocupa, aunque Si pue-den distinguir correctamente como hemos expresado en las descripciones previas entrelos diferentes tipos de lamprófidos aflorantes tanto por sus caracterIsticas macroscópi-cas como por las relaciones cronológicas fácilmente deducibles en el afloramiento.

El alumno que se enfrente al afloramiento deberia ser capaz de clasificar los lam-prófldos, siguiendo la lOgica de la clasiflcaciOn de Strekeisen, como rocas hipoabisalesde composición "basaltoidea", "dolerItica" o "gabroica", afectadas en mayor o menormedida por alteración. Un objetivo didáctico formativo primordial en el afloramientoque nos ocupa consiste en que el alumno alcance por sus propios medios, guiado si con-viene por el profesor, esta clasiflcación. El alumno debiera igualmente ser capaz de dis-tinguir entre una roca "dolerItica 1" y una "dolerItica 2". La introducción por paste delprofesor de que estas rocas no son basaltos o gabros sino lamprófidos, y que presentandos composiciones diferentes, alcalina y calcoalcalina, y liegado el caso la composiciOnde la paragénesis mineral presente en ambas no es una actividad formativa sino en todocaso informativa, y como tal se puede presentar en el afloramiento o en la documenta-ción escrita anexa a la excursion. En todo caso, jerárquicamente debe quedar relegadaen el orden de prioridades didácticas (p.e., si se menciona en la explicación que se daen el campo a los alumnos deberla hacerse haciéndoles notar que, aunque sea impor-tante cientIficamente, se trata de información que ellos no pueden obtener por sus pro-pios medios, que los lamprOfldos son rocas poco abundantes en la corteza terrestre, yque lo esencial de su trabajo en el afloramiento debe circunscribirse a las relaciones deyacimiento y texturales entre las diferentes rocas Igneas presentes).

Del mismo modo, es evidente que si se pretende evaluar el trabajo de los alum-nos en el campo, p.e. mediante una prueba escrita, la citación de que se trata de rocasiamprofIricas de naturaleza camptonItica y spessartitIca es del tipo de informacióncuya reproducción por paste del alumno, separada de una correcta y ordenada (jerar-quizada) descripción de las que han sido sus observaciones personales en ci aflora-miento es de naturaleza memorIstica y por lo tanto de nub valor indicativo sobre Ianaturaleza del trabajo práctico personal (desarroilo de destrezas o habilidades) reali-zado por el alumno en ci campo. Lógicamente, si esta información culmina una ade-cuada descripción de los tipos de roca y condiciones de yacimiento reconocidos en elcampo, puede indicar un plus de interés por parte del alumno en la caracterización delafloramiento, expresado en la retención de la información adicional proporcionadapor ci profesor.

Caracterización de los granitoides

Las rocas leucogranIticas que constituyen ci encajante de los lamprófidos no pre-sentan, por lo que se refiere a su composición mineral, ningiin tipo de problema en loque se refiere a su ciasificación mediante los criterios de Strekeisen. Los iinicos pro-blemas con Ia clasificación de estas rocas están relacionados con las notables varia-ciones texturales presentes, que oscilan entre facies microgranIticas, facies aplIticas yfacies pegmatiticas. En ci caso especial de las facies pegmatIticas cabe sefiaiar alalumno ci carácter irregular, no confinado entre fracturas, de los cuerpos pegmatIti-cos, que más bien aparecen en las intercaiaciones de fracturas sin-tardomagmáticasdel techo de ia cámara magmática. Partiendo de ia observación de estos cuerpos peg-matoides y de su tránsito frecuentemente aplItico al microgranito se pueden introdu-cir al alumno diferentes conceptos: 1/ Comportamiento reologico de un magmagranItico, frágii cuando supera ci umbrai de menos de un 20 % de lIquido intersticialentre cristales (Fernández y BarbarIn 1991); este hecho expiica ci control estructural,en cruces de fracturas sinmagmáticas, de los cuerpos de pegmatitas que forman masasde mayores dimensiones. 2/ DisipaciOn térmica más efectiva en ci techo de la cáma-ra magmática y consiguiente "facies de borde" microgranItica del plutón (de escalacuanto menos piuridecamétrica en ci afloramiento que nos ocupa), análoga a la obser-vada en la escala centimétrica en el sill de lamprófido del mismo afloramiento.3/ Enriquccimiento en la fase voiátil en ci techo de una cámara magmática, con iaconsiguiente incidencia en ia tasa de nucleación de gérmenes cristalinos y su conse-cuencia dirccta en la producción, con mInimas variaciones en volátiles, de las textu-ras granulares pegmatIticas y apifticas. El profesor que guIa la excursion puedc hailarcriterios adicionaies para enriqueccr su exposiciOn sobre la genesis dc aplitas ypcgmatitas en ci trabajo de Wampler y Wallace (1998).

Volvicndo ai conjunto de observaciones gencrales ilcvadas a cabo en ci aflora-miento, cste tipo de variaciones tcxturales están asociadas con ci nivci cstructurai delbatolito disectado por la erosiOn, que aparentemente puede scr muy somero en estecaso. La presencia de las iitofacies presentes es Ctil a la hora de rcfrescar conoci-mientos de ciasificación (esenciaimente texturales) que se entiende que ya han sidointroducidos a los aiumnos en las sesiones de gabinete previaS a la excursion. Iguai-mente, en la puesta en comiin de los datos trabajados en ci afloramiento por los aiumnos,

el profesor puede servirse de estas variaciones texturales para hacer razonar a losalumnos, retomando los conceptos teóricos ya impartidos e ilustrando sobre ci terre-no en un esquema estructural del batolito el punto sobre ci que se está trabajando. Estetipo de esquemas y discusiones sobre el terreno son muy iitiles en especial silos alum-nos han tenido o van a tener sucesivamente la ocasión de estudiar un afloramientomás tIpico, texturalmente hablando, de una roca granItica de modo que se puede sobreel mismo esquema hacer sucesivas observaciones en diferentes afloramientos. Estetipo de trabajo permite por otra parte introducir el concepto de espesor finito delplutón (limitado a lo sumo a unos pocos Km), a priori no muy evidente intuitivamente(ni por la ciásica iconografIa de los manuales petrológicos, al representar seccionesgeoiógicas con granitos) y que en la naturaleza solo se puede observar en una seccióncompleta en grandes cordilleras como el Himalaya o los Andes.

SECUENCIA DE LAS ACTIVIDADES A DESARROLLAR CON LOSALUMNOS EN EL AFLORAMIENTO

0. La primera actividad requerida es la contextualización del yacimiento a visitar,que se puede realizar mediante una breve expiicación y la ayuda del mapa geoiOgicode sIntesis de Catalunya y de la hoja de Palafrugeil del mapa geologico 1:25.000 delICC. En general se puede realizar al abrigo del viento y ruidos en ci aparcamiento dela cala de Aiguabiava, de modo que si se les indica al final de la explicación, los alum-nos pueden fijarse al acceder al afloramiento en los diques verticales aflorantes en citramo norte de la cala (Fig. 1).

1. Caracterización del encajante leucogranItico, localización y deScripción de losdiferentes tipos texturales, ciasificación mineralogico-modal de las litofacies medianteci protocolo de Strekeisen.

2. Ejercitación en ci empleo de la brdjuia geológica, mediante la medición, porgrupos de alumnos, de las diferentes estructuras fragiles presentes, como son esen-cialmente las diaclasas intragranIticas (familias verticales y horizontal) y aquellas quehan controlado ci emplazamiento de los diqueS, empezando por las que son más cvi-dentes para los alumnos, los diqueS verticales presentes en ci suelo dcl afloramiento.Hay que hacer ver a los alumnos cómo aprovechar los pequefios escalones en ci suelo(esencialmente generados por la familia de diaciasas subhorizontal, que ellos difIcil-mente perciben en un primer contacto con ci afloramiento, a pesar de ser su piano desustentación, véase la Fig. 6) justamente para percibir con claridad los pianos deconfinamiento de los diferentes diques.

3. RealizaciOn de cortes geoiogicos c intentos de esquemas ti-idimensionales dondelos alumnos lieguen a reproducir la disposición dcl encajante y los diques verticales.

En estas actividades es interesante que los alumnos desarrollen su actividad engrupos no superiores a 4-5 alumnos, y que cada uno de elios se responsabilice de unjucgode mediciones realizadas personalmente que luego confrontará con ci resto de compa-

ñeros, del grupo y la clase, en la puesta en comiin. Es muy importante que los alumnosdesarrollen la actividad de medición de los pianos que han facilitado el acceso de losmagmas ya que sin duda la actividad inicial (en un orden secuenciai) que deben asimi-lar en este afloramiento es el emplazamiento de los cuerpos de rocas hipoabisales y sucontrol tectónico, para después tener ya un cuadro tridimensional en el que ir a buscarlas intersecciones de cuerpos de rocas Igneas basadas en las estructuras y texturas inter-nas de éstos. Comenzar la actividad de otro modo, con alumnos no experimentados enel trabajo de campo conduce a su desorientación, pérdida de interés y falta de motiva-ción en todo el trabajo de autoaprendizaje que se les requiere, con lo que se limitan aesperar pasivamente las explicaciones predigeridas que les subministre el docente.

Problemas y estrategias de resolución. En este primer estadio del trabajo, los prin-cipales problemas que hemos detectado a lo largo de aproximadamente un deceniorealizando excursiones regularmente cada curso (con alumnos universitarios de cursosintroductorios de petrologIa Ignea, tanto de las licenciaturas de geologIa como deingenierIa geologica), son en general una deficiente formación de los alumnos enhabilidades de campo: pasividad, carencias notables en el levantamiento de croquis ycortes geológicos (problema recurrente: deficiente formación en modelización tnidi -mensional), carencias en el empleo de la briijula, carencias en el reconocimiento sobreel terreno de los minerales básicos constitutivos de las litofacies, falta de conoci-miento de los diagramas básicos de clasificación de Strekeisen. Estas carencias hanido agravándose gradualmente, a medida que hemos recogido el fruto de la supresióngradual de la geologIa en la enseñanza secundaria y, mas directamente, de una asig-natura generalista de geologla general con una importante dotación de didáctica prác-tica en el campo en el primer curso de la carrera universitaria. Además es posible quea estas influencias evidentes en un rendimiento peor podamos añadir otras carenciasmás genéricas relacionadas con la aplicación de la reforma en la enseflanza secunda-na, cuyo anáiisis y correcciOn escapan de nuestras posibilidades directas y, en todocaso, de los objetivos de este trabajo.

Buena parte de estos problemas se pueden resolver con una correcta planificacióny con la preparación de los alunmos en las sesiones previas de prácticas de gabinete.Es preciso enseñar los rudimentos básicos del trabajo de campo (mecanismos de cons-trucción de un esquema geológico: escalas, orientación, tramas de representación, etc.)aunque en dichas prácticas no se ileve a cabo directamente la construcción del cortegeoiógico; éste se reaiizará en el campo, dedicando el tiempo suficiente con los alum-nos y evitando el dar por supuesto que éstos han adquirido ya las habilidades necesa-rias para su confección. Del mismo modo debe procederse con la toma de medicionescon Ia bréjula geológica, y para que el alumno adquiera la costumbre del empieo de lasnotaciones estructurales. Por lo que se refiere al material requerido para la realizacióndel trabajo de campo (y del estudio del material de visu en las prácticas de laboratorio)debe insistirse a! alumno desde inicio de curso en Ia necesidad de que disponga ytrabaje habitualmente con una lupa de aumento adecuado (de entre xl 0 a xl 6), y a quetrabaje con una superficie de la roca libre de patinas y recubrimientos; hay que insistirtambién en que se acostumbren a trabajar con otras sencilias herramientas de cortenaturalista (navaja, vidnio, gotero con ácido) que parecen desterradas de nuestrasprácticas, posiblemente porque no insistimos suficientemente a los alumnos sobre loimportante que es un correcto protocolo de identificación de los minerales sobre elterreno, en especial cuando se carece de experiencia en estos menesteres).

Finalmente, aunque parezca trivial, muchos de los problemas de clasificación quepresentan nuestros alumnos en el campo se pueden corregir insistiendo en que desti-nen especIficamente una libreta de campo a estas prácticas (que pueden empezar autilizar en las de gabinete) y procedan a adherir una fotocopia de los diagramas deStrekeisen en las contraportadas, se entiende que se les instruye en su empleo especI-ficamente antes de realizar la excursion. No hay que decir que toda esta preparaciónpara la excursion es necesaria, con más motivo, si afrontásemos ésta destinándola aun alumnado de secundaria o en todo caso a un püblico no experimentado o no espe-cIficamente geolOgico.

4. Caracterización y clasificación tentativa de los lamprófidos (segün los criteriosgenéricos de la clasificaciOn de Strekeisen).

5. Descripción detallada de las caracterIsticas estructurales y texturales del sill, ylevantamiento de un esquema de éstas en sección vertical. Estudio de las relacionesintrusivas en la zona de cruce del dique vertical y el sill.

Problemas y estrategias de resolución. Ya ha sido comentada la problemáticaasociada a la clasificación de los lamprófidos. Es importante dejar claro a los alum-nos que no se pretende que ellos clasifiquen o identifiquen a los lamprófidos comotales, y hacerles ver las limitaciones inherentes a toda clasificaciOn petrológica, enespecial si se realiza sobre el terreno sin el concurso del microscopio petrográfico.El segundo tipo de problemas radica en el reconocimiento de las estructuras y textu-ras internas del sill, en tanto que al serles mostradas posiblemente por primera vezpueden resultar difIciles de identificar. De nuevo aquI la estrategia de solución pasapor hacer trabajar a los alumnos con guIas precisas por lo que se refiere a la des-criptiva que deben realizar sobre el afloramiento. P.e., se les puede suministrar uncomparador de superficies de partIculas y un metro, y una vez identificadas las tex-turas porfIrica y vesicular se puede proponer que trabajen con estos intrumentos, engrupos de tres o cuatro en el levantamiento del croquis vertical en el que se lesrequiera especIficamente la cuantificación del porcentaje de vesIculas, ahI dondeexisten, y de las acumulaciones de fenocristales, y al realizar posteriormente la puestaen comIn de los datos obtenidos se puede guiar la explicación que ellos suministren,si no acceden por sus propios medios, a los conceptos de acumulaciOn gravitativa yflujo magmático. Finalmente, el problema clásico de este afloramiento consiste en lano identificación de la cronologIa correcta de intersección de los diques, o inclusoen la ausencia de distinción de tal intersección (interpretación como un tmnico diqueque se abre en cruz al hallar la diaclasa horizontal mayor) (Fig. 17). La ünica manerade evitar este tipo de enores, en el que caen muchos estudiantes que no están acos-tumbrados a discriminar visualmente entre cuerpos de roca oscuros de texturacomparable, es insistir en que ia1icen antes de cualquier interpretación un croquis en el quereproduzcan en detalle las texturas caracterIsticas propias del borde de los diques(borde afanItico de enfriamiento y vesiculaciones adyacentes). Además, la acumula-ciOn de derrubios en la plataforma dispuesta frente a la intersección de los diques(producida en el curso de los ililtimos 50 aflos, en parte debido a las excursiones geo-logicas) despista a muchos estudiantes al taparles el substrato dondeaparece el resto del dique vertical de modo que se ha de hacerles notar este detalleantes de comenzar la actividad.

5 bis. Exposición de los criterios para distinguir en una secuencia de materialesmas compleja que la del afloramiento (tIpicamente, sedimentaria) un sill de una cola-da de lava. Esta actividad es particularmente interesante si durante la excursion losalumnos visitan afloramientos de coladas basálticas, ya sea de las correspondientesal volcanismo mio-plioceno del Empordà o del cuaternario de la Garrotxa, o si seha tenido ocasión de comentar en detalle este tipo de cuerpos Igneos en clase.Por lo tanto, esta actividad puede desarrollarse en este afloramiento, a posteriori en elcurso de la misma excursion didáctica a! afrontar el estudio de una colada de lava, oincluso a posteriori en el aula realizando una revision de las observaciones realizadasen el campo.

6. Modelo de funcionamiento de una cámara magmática. El sill de camptonitapuede utilizarse con fines didácticos como modelo a escala de cámara magmática, enel que se pueden ilustrar fenómenos tales como el flujo magmático, los mecanismosde disipación de energIa en los márgenes de una cámara magmática y las secuenciastexturales que comporta, la evolución magmática por cristalización fraccionada y acu-mulación gravitativa de los fenocristales, la intrusiOn forzada (lateral, en este caso) yel magma stopping (haciendo ver al alumno lOgicamente que independientemente delas morfologIas aparentes en el afloramiento el estudio del total de éste muestra

Fig. 17. Posibles geometrIas en la confluencia de los dos diques. Dado que ambos lamprófidos presen-tan un color verde oscuro que resalta sobre el rosado del leucogranito a priori un estudiante no experi-mentado puede considerar tres posibles casos, de izquierda a derecha: Se podrIa tratar de un dnico relle-no magmático, de un sill posteriormente intruido por un dique vertical, o de un dique vertical intruyen-do al leucogranito y a su vez siendo intruido por el sill. Este iiltimo es el caso real y debe ser deducidopor los estudiantes sobre el terreno estudiando la zona de confluencia de ambos diques (Figs. 3, 15 y 16)estudiando las estructuras internas de los lamprófidos (facies afanIticas de enfriamiento en el margen deldique, concentración de vesIculas y aniIgdalas junto al margen de cada dique) y constatando su desapa-rición en el caso del dique vertical en el contacto con el sill).

Fig. 17. Hypothetical geometry at the crossing zone of two orthogonal dikes. Taking into account thatboth show a dark green colour against the leucocratic main host rock a priori an untrained student canconsider three cases, from left to right: a continuous unitary magmatic filling, a sill subsequently intru-ded by a vertical dike, or a dike subsequently intruded by a sill. This is the true case in the outcrop andmight be deduced for the students looking the inner structures of the lamprophyric dikes at the crossingzone (Figs. 3, 15, 16). The most prominent are: aphanitic cooling margins of the dikes, vesicular or amig-dalar facies concentrated parallel to the margins of the dikes; we must note the disappearance in the caseof the vertical dike against the contact with the sill).

justamente que no existe este mecanismo eruptivo. Este tipo de actividad debe afron-tarse con el concurso de un pizarrIn que permita ilustrar graficamente a! profesor estosprocesos frente al afloramiento (y opcionalmente con paneles con fotograflas y esque-mas como las que se ofrecen en ci trabajo previamente preparadas, Figs. 14 y 17); yse trata esencialmente de una actividad que debe suscitar y desarrollar ci profesor,interrogando y haciendo participar a los alumnos directamente en la explicación.

VALOR E INTERES DE ESTE AFLORAMIENTO

En ocasiones no sabemos valorar las cosas que tenemos más próximas si no es porcomparación con otras universalmente reconocidas como muy importantes. Es algoque está enraizado en la naturaleza humana; de hecho, todas las clasificaciones cien-tIficas (y en particular la de las rocas Igneas) están basadas en la comparación conpatrones que consideramos términos válidos de referencia.

Por este motivo parece Util comparar este afloramiento del sill de Aiguablava conci clásico del sill de Salisbury Crags (Holyrood Park, Edinburgh, Escocia) donde Hut-ton, uno de los padres de la geologIa como ciencia, dedujo la naturaleza Ignea del sill,esto es, que éste se habla formado por la inyección forzada de un magma lIquido queal enfriarse cristalizó dando una roca. Aunque hoy nos parezca increible, hasta esemomento la escuela dominante en geologIa en relación con la genesis de las rocas erala neptunista (promovida por la escuela del alemán Werner) que postulaba que todaslas rocas incluyendo las Igneas como el granito o el basalto se generaban por sedi-mentación en los fondos marinos.

James Hutton (1726-1797) realizó sus observaciones en la que se conoce comoHutton's Section, situada unos 400 m a! oeste de la colina de Arthur's Seat. Este aflo-ramiento de significado histórico en ci desarrollo de la geologIa como ciencia ha sidoreiteradamente visitado, en parte gracias a su accesibilidad (está situado en el nUcleourbano de Edinburgh, aproximadamente 1 km a! este del centro de la ciudad),y ha sido objeto recientemente de excelentes obras divulgativas por parte de laEdinburgh Geological Society (2000) y por parte de la University of Edinburgh(htpp://www.glg.ac.uklcourses/fieldlholyrood), que organiza tanto visitas de cursosintroductorios de geologla como de expertos de todo el mundo aprovechando reunio-nes cientIficas internacionales.

Las caracterIsticas objetivas de observación son muy buenas, ya que en su con-junto el parque presenta muy escasa cobertura arbórea y el sill constituye un marcadorelieve visible desde las proximidades del palacio real de Holyrood hasta la zonade Arthur's Seat. En la Hutton's Section el sill presenta unos 20 metros de potencia,está emplazado en el seno de unas areniscas de edad carbonIfera, y presenta unas lito-facies de borde superior e inferior caracterizadas por un tamaflo afanItico y un colorrojizo, que corresponde a un enfriamiento más acelerado del magma junto a su enca-jante. El sill presenta un incremento marcado de cristalinidad hacia el centro, y uncolor oscuro, casi negro, asI como un desarrollo grosero, decimétrico, de disyuncióncolumnar correspondiente al enfriamiento lento de este sector central, con disipaciónde la energIa mediante células convectivas, un fenómeno bien conocido en intrusio-nes y coladas lávicas de espesor considerable.

Las superficies superior e inferior del sill presentan pequenas apófisis intrusivas enlas areniscas, en general en forma de pequeflos flioncillos inyectados a partir de fractu-ras menores en ci seno de las rocas sedimentarias. En la sección tipo se observa que lainyección forzada del magma ha despiazado algiin bioque de dimensiones de decimé-tricas a métricas del substrato, análogamente a lo visto en Aiguablava (Fig. 18). Estehecho ya fue observado y descrito por Hutton e ilustrado por su compaflero de investi-gaciones Sir John Cierck (McIntyre y McKirdy 2001). En las facies de borde afanIticas,especialmente en el contacto superior, aparecen preservadas vesIcuias (principaimentesubesféricas, Fig. 19) producto de la exhoiución del gas presente en el magma, durantesu empiazamiento, "congeladas" por el enfriamiento precoz de este sector.

En sIntesis, podemos resumir que comparando ambos sills el conjunto de eviden-cias macroscópicas de un empiazamiento intrusivo disponibies en la sección ciásicaen Salisbury Crags aparecen igualmente en Aiguabiava, siendo además este aflora-miento de la Costa Brava catalana sensibiemente más rico en estructuras magmáticasque permiten reconstruir la historia intrusiva del afloramiento.

1. Interés cientIfico de los afloramientos. El afloramiento de Aiguablava es muysingular por presentar asociados espacialmente iamprófidos de edades y composi-ciones muy diferentes, en excelentes condiciones de exposición. Además, el enca-jante presenta una amplia variedad textural de rocas plutónicas que puede seraprovechado muy ventajosamente desde un punto de vista didáctico. Con todo, lasingularidad más marcada y el mayor interés petroiógico de este afloramiento resideen las inusuales condiciones de observación de los mecanismos intrusivos de rocashipoabisales asociadas al sill de camptonita, que no solo se limitan a la presencia deconcentraciones gravitativas de fenocristales sino que inciuyen evidencias ciaras deflujo magmático, estructuras direccionales y evidencias de intrusion forzada en cileucogranito encajante; asI como buenas indicaciones indirectas referidas a laprofundidad relativamente somera de empiazamiento (vesicuiación avanzada de losmárgenes del sill).

2. Interés didáctico objetivo de los afloramientos, ventajas y problemas que obje-tivamente plantean. Los afloramientos de diques de iamprófidos de Aiguabiava gozande una merecida fama y han sido objeto de excursiones didácticas regulares desdehace decenios. Solo por las relaciones intrusivas elementales no es indispensable suuso como afloramiento didáctico, y se justifica mal en términos de economIa (enparticular, de tiempo disponible para trabajo en ci campo con ci alumno, parámetroreiteradamente reducido en sucesivas reformas de plan de estudio en los üitimos 10años) para comitivas que procedan de los airededores de Barcelona que ünicamenterecojan este objetivo.

El quimismo de los diques dominantes no es ci propio de una roca comén,presenta probiemas evidentes de ciasificaciOn, en particular en ci campo (Le Maîtreet al. 1989) y ha introducido reiteradamente la faisa impresión en ci alumnado de quese trata de rocas importantes (por su supuesta abundancia) en la corteza terrestre. Este

efecto es particularmente daflino cuando el alumnado que acude a la excursion actiiaa posteriori como docente en secundaria, porque transmite de nuevo este enorconceptual notable a su alumnado.

3. Tipo de actividades propuestas y püblico al que van dirigidas. Sin embargo, apesar de estas dos limitaciones el resto de las caracterIsticas, excepcionales, cientIficay didácticamente, de estos afloramientos aconsejan sin duda la continuación del usode estos afloramientos en didáctica de las ciencias de la Tierra, y en particular depetrologIa Ignea. La información que se incluye en este trabajo, eminentementedescriptiva, permite que el docente que no conoce ci afloramiento pueda preparar enuna sencilla visita previa la excursion didáctica, y las actividades propuestas permitenque adapte sus disponibilidades de tiempo en el campo a! pubiico potencial (p.e., algrado de conocimiento de los estudiantes de un temario de petrologIa Ignea general)mostrando en modelos de escala reducida diferentes conceptos petrológicos de primerorden (mecanismos de disipación de energIa y cinética de cristalización; mecanismosde intrusion forzada lateralmente, mecanismos de caIdas de xenolitos del encajante enuna camara magmática de escala reducida, modelos de funcionamiento de una cámaramagmática de escala reducida, etc.), a! tiempo que permite que el alunmo adquiera loscriterios tridimensionales fundamentales. Un aspecto fundamental quc también sepuede trabajar in extensum es el de la relación de los modelos intrusivos con latectónica dominante en contexto cortical fragil (intrusiones someras). El püblicopotencial de este afloramiento abarca desde un estudiante de secundaria o un adultointeresado en ci turismo cultural hasta un especialista en mecanismos intrusivos.

Del mismo modo, un alumno o grupo de alunmos que siga este trabajo debiera sercapaz de desenvolverse independientemente en el campo en este afloramiento (activi-dades de autoaprendizaje), extrayendo un conocimiento suficiente asI como una nociónprecisa de la importancia de este afloramiento y de la necesidad de preservarlo en suscondiciones actuales, evitando nuevas actividades de extracción de muestras como lasque lo han mutilado especialmente en el curso de la ültima década del siglo xx.

Una tiltima conclusion de este trabajo es que el tipo de actividades que se puedenrealizar en este afloramiento, y los resultados cientIficos que de ellas se pueden derivar,coinciden a grandes trazos con las realizadas por algunos de los padres de la petrologIamoderna (como Hutton, Harker y otros, en ci periodo que va de finales dcl siglo XVIII afinales del siglo xix) en Escocia. Sirva este recordatorio para valorar en su justa impor-tancia ci papel primordial de las observaciones descriptivas de tipo naturalista (decampo y petrograficas), en ocasiones tan denostadas, que son la base para un correctoplanteamiento de estudios geologicos, en este caso petrologicos, más avanzados.

Las excursiones didácticas universitarias con visita a Aiguablava han sido ungozoso deber compartido durante más de diez aflos con G. Alias, P. Enrique yM. Liesa, compafieros de departamento en la Universitat de Barcelona, y como entodo estudio generado en un ambiente de trabajo colectivo debo expresarles mi reco-nocimiento por las muchas influencias que han aportado a este trabajo. Con todo, mi

agradecimiento es aün mayor a los alumnos de GeologIa e IngenierIa Geológica quenos han acompaflado en las citadas excursiones, porque ellos me han enseñado quesolo se aprende de verdad cuando debemos transmitir el conocimiento a otros, y quese puede regresar muchas veces a un mismo afloramiento y seguir aprendiendo cosasnuevas en cada ocasión.

El Dr. A. San Miguel Arribas, catedrático jubilado de PetrologIa de la UB yantiguo director del Museu de Geologia de Barcelona tuvo la amabilidad de ceder-me un amplio juego de fotograflas de este afloramiento, procedentes de su activi-dad didáctica, algunas de las cuales han sido aprovechadas en este trabajo por suvalor histórico.

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Étude analytique des << Pianos Geognósticos delos Alpes y de ia Suiza >> de Caries de Gimbernat(1803-1808)

Enric ARAGONES*

ABSTRACT

ARAGONES, E. Analythic study of the <<Pianos geognósticos de los Alpes y de laSuiza>> by Caries de Gimbernat (1803-1808).

In this study five copies of the << Pianos geognosticos de los Alpes y de la Suiza>>by Caries de Gimbernat are analysed. This analysis includes the original manuscriptand four printed copies. The work is a true geological Atlas, the first ever made onthe Swiss Alps.

The << Pianos >> synthesizes the knowledge on the Alps at the time: concentricstructure with granite core, after Pallas and Saussure; stratigraphy after Werner. Ithas been explained by means of a geological map, geological cross sections and amemoir. The observation methods -stratigraphy, graphic display of the results andneptunism- make it clear that the author was a disciple of Werner, a true geognost.Neither the palaeontological stratigraphy of Smith nor the mechanisms proposed byHutton (tectonics, plutonism, methamorphism) are present.

Gimbernat has not been the only author of the Pianos. Since it is not possibleto map the country in only a three-month trip, we should admit that the geologicalmap was made earlier, probably by a local geognost. It is doubtful that the SpanishGovernment commissioned Gimbernat that work; but it is sure that the SpanishGovernment contributed indirectly to financing it through Gimbernat's salary. Thefall of Spanish Moharchy put a stop to the royal financing support to Gimbernat,and therefore the work was never accomplished.

Key words: History of Science, XIX century, geology, Gimbernat, Alps,Switzerland.

* Direcció General de Planificació Ambiental. Diagonal, 523-525. E - 08028 Barcelona.

RÉSUMÉ

L'étude faite sur les cinq exemplaires connus des <<Pianos geognósticos de losAlpes y de la Suiza >>, de Caries de Gimbemat (un exempiaire manuscrit et quatrecopies imprimées) nous a apporté quelques données nouveiles sur i'auteur et l'histoirede ce rare et magmfique Atlas géologique, le premier qui ajamais dté fait sur les Alpes.

Dans les <<Pianos >> on a réuni les connaissances disponibies de i'époque sur iagéologie des Aipes (structure conceritrique per rapport a un noyau granitique, sui-vant ie modèie de Pallas accepte par Saussure ; stratigraphie d'après ie modèle wer-nerien) au moyen d'une carte générale, des profiis de detail et d'un mémoire expli-catif. Autant pour ia méthode de travail basée sur l'observation, que pour les inter-prétations lithogenétiques (precipitation dans un milieu aqueux) et orogénétiques(structure atectonique), qui sont absoiument neptuniennes, et pour l'expressionprincipalement graphique des résuitats, ii est ciair que 1' auteur de l'ouvrage a été undisciple de l'école wernerienne, un vrai géognoste. Les méthodes de Smith (ia stra-tigraphie paléontoiogique) et les mécanismes proposes par Hutton (Ia tectonique, lepiutonisme et le métamorphisme) y sont entièrement absents.

Ii faut ne pas envisager ies <<Pianos >> comme un ouvrage entièrement fait parGimbernat. Si l'on tient compte de i'impossibiiite de lever la carte géoiogique dansun seul parcours de trois mois, on doit admettre que la carte de l'Atlas était déjàfaite auparavant, et qu'il est probable que Gimbernat compta avec la collaborationd'un géologue du pays. II paraIt difficile a imaginer un charge du gouvernementespagnoi ; son intervention paraIt se borner a payer le salaire de Gimbernat commesecond directeur du Cabinet Royal ; mais ia chute du premier ministre en mars 1 808iaissa Gimbernat sans support financier et i'ouvrage resta par la suite inachevée.

Mots-clés : Histoire de la science, s. XIX, géologie, Gimbernat, Alpes, Suisse.

La vie et 1' uvre scientifique du naturaliste catalan Caries de Gimbernat [1768-1834] ont attire i'attention des érudits catalans depuis son décès a Bagneres de Bi-gorre, grace a la donation de tous ses matdriaux par son frère Augustin a labibliothèque publique de Barcelone qui existait dans l'édifice de i'ancien Séminairede l'archevêché. Ses papiers, ses collections et sa tête en marbre, faite a Rome par lescuipteur catalan Antoni Solà (fig. 1) occupèrent a partir de 1835 un lieu d'honneurdans la salle dédiée aux auteurs catalans, et tout de suite parurent les premieres don-nées biographiques du personnage (Tones Amat, 1836). Au bout d'un demi-siècle(1881) l'Association Catalaniste d'Excursions Scientifiques lui dédia une séanced'hommage, ou cours de laquelle Tarrats i Font lut une nouvelle biographie de Gim-bernat et un portrait fut découvert (fig. 2). Quelques données additionnelles parurentencore dans le nouveau dictionnaire d'écrivains catalans d'Elias de Molins (1889).L'éclipse de ia Bibliothèque entre la revolution (1868-1874) et son installation dansle nouvel edifice du séminaire (ca. 1905) entraina dispersion du leg Gimbernat : lesmatériaux non bibliographiques furent le noyau initial d'un Musée d'HistoireNaturelle fondé en 1874 par le chanoine Almera, tandis que les manuscrits et les

imprimés de Gimbernat restèrent iongtemps en caisses. Ayant redécouvert les manu-scrits, Faura (1907) écrivit une notice bio-bibliographique du personnage ; plus tardMedaIl (1928) donna une nouvelle relation sommaire du leg. Maiheureusement tousces matériaux disparurent pendant les premiers jours de la guerre d'Espagne, en jui-lIet 1936 (Sole, 1982).

Par ailleurs, i'année 1842 deux exemplaires des << Pianos geognósticos >> arrivèrentau Musée des Sciences Naturelies de Madrid faisant partie d'une bibliotheque privée.Les premiers renseignements de cette importante acquisition se trouvent dans le réper-toire de Maffei & RCa (187 1-72), et peu après (1874) Vilanova présenta ie manuscritdans une séance de la Société Espagnole d'Histoire Natureile. Pius récemment, SoleSabarIs (1982, 1983), très intéressé a la carte géognostique contenue dans l'Atias, aétudié ia vie et ies uvres de Gimbernat au moyen de recher-ches faites dans piusieursarchives européennes ; avec Marc Weidmann ii a entrepris les premiers etudes sur1'Atlas (Sole & Weidmann, 1982 ; Weidmann & Soié, 1983). Ses etudes ont été pour-suivies par Kiöti (1986) a Ia suite de la découverte a Berne d'une carte géologique trèssembiabie a ceile de i'Atias. En 1993 Parra dei RIo a pubiié sa these doctoraieconsacrée aux << Pianos geognósticos >> avec de superbes planches fac-similés descartes et profiis, et des nouveiies données sur Ia vie et i'uvre de l'auteur.

Fig. I. Tête en marbre de Caries de Gimbernat, par Antoni Soià. Disparue du Musée Géologique del'Archevêché de Barcelone en juiiiet 1936. Photo pubiiée par Faura (1907).Fig. I. Marble bust of Gimbernat by Antoni Soià. Disappeared from the Geological Museum ofSeminary of Barcelona in July, 1936. Photo published by Faura (1907).

Fig. 2. Portrait de Caries de Gimbernat, par Manuel Marques i Caries. Existe dans Ic Centre Excursio-nista de Catalunya depuis 1881.Fig. 2. Portrait of CarIes de Gimbernat by Manuel Marques i CarIes (1881). Original at CentreExcursionista de Catalunya.

Sold SabarIs a qualifid justement comme hasardeuse la vie de Gimbernat. Dansun contexte international très instable a cause de la guerre et des revolutions, il futforce de passer de Londres a Paris (1796) ; de la cour espagnole de Charles IV a cellede Bavière (1808) ; d'habiter le pays du Rhin, de voyager en Italie (1817), puis de serefugier en Suisse (1822), pour mourir en route quelques anndes plus tard. Sa forma-tion scientifique accuse cette instabilitd : ayant étudié diverses matières dans plusieursdcoles, ii n' a pas obtenu un seul titre officiel. Elevd a 1' école de Chirurgie de Madrid,fondde par son père Antoni de Gimbernat, Carles partit pour l'Angleterre en 1792sans y achever ses etudes. A Paris ii assista a des cours a l'école de Mines, oü il futdisciple de Dolomieu. En Allemagne (1803) ii eu quelque relation avec le célèbreWerner. En Suisse il aurait visité les géologues du pays. On le trouve a nouveau aParis (1810) comme assistant aux cours de Lamarck. De la même façon, l'objet de sesetudes changea selon son intérêt personnel la diversité de ses travaux témoigned'une vocation multidisciplinaire la médecine hygieniste, Ia géognosie, les gaz dessources thermales et leurs applications, la cristallisation des laves, les jardinsbotaniques, les exploitations minières, etc.

Parmi les nombreux et divers travaux de Gimbernat, les <<Planos geognósticos delos Alpes y la Suiza >>, son chef-d'ceuvre dans le domaine de la gdologie, nous apparaItconmie un ouvrage unique, autant pour l'époque - la carte gdologique qui contient a dtdconsiddrée comn-ie la premiere sur les Alpes - que pour son caractère essentiellementgraphique, a tel point qui peut être envisage comme un vrai Atlas gdologique, ce quiétait alors très inhabituel. Les <<Planos >>, ouvrage très rare dont nous ne connaissonsque très peu d'exemplaires, ont mdritd a son auteur une belle reputation comme géo-logue et cartographe de la geologie ; notamment en Catalogne et en Espagne, oü on leconsidère comme un des plus grands gdologues de l'histoire.

Ayant découvert par hasard le reste d'un des exemplaires imprimés des <<Planos>>a la bibliotheque du Musée Geologique du Séminaire de Barcelone, la comparaison dece morceau avec ses homologues des autres exemplaires m'a fourni des données trèsintdressantes sur le procddé de réalisation de cet ouvrage (Aragones, sous presse) ; ilne restait plus qu'à dtendre l'dtude au reste de l'Atlas, et a en analyser le contenu afinde mieux connaItre la formation de Gimbernat, ses objectifs, les méthodes employeeset les résultats obtenus. A cette fin, j'ai pu consulter les exemplaires du Musde d'His-toire Naturelle de Madrid, des reproductions en diapositives de l'exemplaire deMunich, ainsi que les fac-similds de l'exemplaire de Bale et les transcriptions destextes (Gimbernat 1803, 1804, 1808) qui se trouvent dans Parra del RIo (1993).

EXEMPLAIRES ET DOCUMENTS

Cette pièce unique est a la bibliotheque du Musde des Sciences Naturelles deMadrid depuis 1842 sous la signature Ms.2. Elle faisait partie d'une bibliothèque dethemes agricoles achetde par le Musde a la veuve du professeur Sandalio de Ariaspour 22.122 reals de billon. C'est un volume de 30,8 cm de haut par 54,6 cm de large,relié en cuir vert; 15 f-i-[lfj+7p1, qui contient les éldments suivants

a) Frontispice avec le titre de l'ouvrage : Pianos Geognósticos de los Alpes y deIa Suiza con sus descripciones. Por Carlos de Gimbernat 1...] en belle calligraphieornée. En bas a gauche, localité et date: en Berna a I de Abril de 1804 (fig. 3)

b) Mémoire manuscrit de 28 pp grand format (30x54 cm) qui se compose d'unavant-propos dans lequel l'auteur décrit la méthode de travail pour lever les profilssept chapitres qui portent sur les planches, avec la description de chacun des profilset de Ia carte géognostique ; et un résumé des observations les plus importantes.

c) 6 profils geologiques dessinés a la plume et coloriés a l'aquarelle sur 6 feuillesdépliantes numérotées de 1 a 6. Des numéros sur le profil topographique indiquent lesnoms de lieu situés en dessous. Ii y a aussi sur chaque planche une rose des vents quiindique approximativement l'orientation du profil, et une explication lithologique enespagnol d'après les couleurs, sous le titre Especies de Rocas (lam. 1 et 6) ou Signosde las diferentes Rocas (lams 2, 3, 4, 5). Toutes les planches sont signées par l'artistedessinateur : J. Bar Pichot lo dib. Voici l'énumération des planches:

P1. 1. Monte San Gothardo, dessin 26x64 cm sur une feuille 30x68 cm. Echellesgraphiques en lieues de 2500 toises pour l'horizontale et pieds pour la verticale.Ce profil et le suivant contiennent des lignes horizontales et verticales tracéespar les points de hauteur minimum et maximum.

P1. 2, sans titre, représentant la structure des Alpes entre le glacier Triften et Schang-nau, au SE de Berne. Dessin 26,3x100,4 cm sur une feuille 30x104,3 cm.Echelle graphique : iieues de 2500 toises (h) et pieds de roi (v).

P1. 3, sans titre [Coupe entre le Finsteraarhorn et Thun dans l'Oberland Bernois].Dessin 27xl22.5 sur une feuille 30x131 cm. Echelle horizontale en lieues de25 au degre et verticale en pieds.

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Fig. 3. Atlas manuscrit. Frontispice des Pianos Geognosticos de los Alpes y de Ia Suiza con sus des-cripciones >>, date a Beme le premier d'avril 1804 (Museo Nacional de Ciencias Naturales de Madrid)Fig. 3. Manuscript Atlas. Title page of << Pianos Geognosticos de los Alpes y de Ia Suiza con sus des-cripciones >>, dated in April 1, 1804, Berne (National Museum of Natural Sciences, Madrid).

P1. 4, sans titre [Structure du Mont Tramorcio dans la vallée Leventina]. Dessin26x49 sur une feuille 30x54 cm. Sans échelle graphique.

P1. 5, sans titre [Structure des montagnes au NE de la vallée de Chamonix]. Dessin26.5x50 sur une feuille 30x53 cm. Echelle graphique en lieues de 25 au degre(h) etpieds au-dessus de la mer (v).

P1. 6, sans titre [Structure entre 1'Aiguille du Midi dans les Alpes et le Jura]. 26x62sur une feuille 30x67 cm. Echelle en lieues de 25 au degre (h) et pieds (v).

d) Carte géologique de la Suisse tracée sur un exemplaire imprimé de la Carte desprincipales routes de Heinzmann (edition 1803, voire Klöti, 1986), sur laquelle on adessiné et colorié a main la situation des principales unites géologiques. Ii y a un seultoponyme manuscrit : Habsburg, près de Zurich, et on lui a ajouté une bordure autour.Les explications originelles de la carte sont masquées sous deux affiches collées quiportent les renseignements géologiques : le titre (Mapa Geognostico de la Suiza V deuna parte de las cordilleras del jura Y de los Alpes. 1803) et l'explication en espag-nol de la lithologie pour les 14 couleurs différentes. Les mesures de la carte sont65,3x51 cm sur une feuille de 71,2x54,5 cm (qui porte 2,2 cm supplémentaires sur lapartie supérieur). L'échelle est de 1:475.000 environ.

Ii est fait référence a ce manuscrit dans Maffei & Rüa (1872) et Vilanova (1874).Plus récemment, Sole & Weidmann (1982) et Weidmann & Sole (1983) ont étudiépour la premiere fois ce manuscrit qui contient, a leur avis, la premiere cartegéologique de Suisse. Klöti (1986) a étudié cette carte afin de la comparer avec unecarte anonyme très semblable qui se trouve a Berne. Un résumé du mémoire manu-scrit est dans Barreiro (1992), et sa transcription complete se trouve dans Parra delRIo (1993), avec d'excellentes reproductions des planches.1

On ne connaIt pour l'instant que quatre exemplaires imprimés de l'Atlas, tousdifférents entre eux. Un exemplaire complet de l'Atlas imprimé se compose deséléments suivants

La nature manuscrite ou imprimée des textes a dtd parfois mal comprise par quelques auteurs. Sold, parexemple, croyait que la mémoire avait dtd lithographid par Gimbemat. D'après Kldti, G. Grospan, ayantrejetd la gravure sur cuivre, a suppose que les titres de la carte ont dtd lithographids. D'ailleurs, on adonné des dimensions errondes pour ces documents et graphiques. Ainsi, Sold & Weidmann (1982) rap-portent au mdmoire des dimensions de 39x22 cm (soit avec une reduction facteur 0.72), ce qui paraItindiquer qu'ils n'ont pas consultd le document original. En ce qui concerne la carte géognostique manus-crite, seule Klöti a donnd les mesures rdelles, communiqudes par Aguirre : dessin : 61 .6x47.5 cm marc

65.5x51.3 ; feuille 69.3x54.5 cm. Celles de Sold & Weidmann (46x31.5 cm) et de Parra del RIo(46x3 1) semblent tirdes d'une reduction de la carte imprimde ; de même l'dchelle calculde par les pre-miers (1:560.000 environ) est semblable a celle de la carte imprimée. D'après Parra l'dchelle de la carte(manuscrite?) serait 1:461.905. Pour Bonacker 1973 (cite dans Klöti 1986) l'dchelle de la carte debase(celle de Heinzmann) serait 1:520.000 ; dans la fiche de la collection Ryhiner l'dchelle de cette carte est1:480.000 environ, ce qui coincide à-peu-près avec nos calculs. Les dchelles des profils calculdes parParra del Rio sont très dloigndes de nos rdsultats (Appendice I).

a) Frontispice imprimé (composition typographique) avec le texte : Pianos Geo-gnosticos que demuestran la estructura de los Alpes de Ia Suiza. Segán las observa-ciones de Carlos de Gimbernat [...]1806. (fig. 4)

b) Cinq profits geologiques sur feuiltes déptiantes imprimées en noir et cotoriéesa la main, avec une explication lithologique manuscrite (sauf un des exemplaires, quin'en porte pas). Sur chaque ptanche on a place une échetle graphique horizontate eniieues de 25 au degré, et une échetle verticale en pieds, ainsi qu'une rose des ventspour indiquer l'orientation du profit. Des titres détaillés informent de la situation géo-graphique de chaque profil

- Estructura del Monte San-Gothardo y de Ia parte de Ia Cordillera de los Alpescomprendida entre el Monte Betzberg a! forte de Urseren y el Monte Piatinaen el Valle Levantino.

- Estructura de la Cordillera de los Alpes desde el Monte Mahren-horn, situa-do en su parte Central, hasta el Monte Tschangnau, al Sud-Este de Berna.

- Estructura del lado septentrional de Ia Cordillera de los Alpes desde el Picode Finsteraarhorn en el pays de Oberland hasta el Lago de Thun en Ia Suizainferior

- Estructura de Ia Parte central de la Cordillera de los Alpes, comprendida entre elPico de Toui cerca del Monte Blanco, y las montañas al Nord-Oeste de Valorsine.

- Estructura del Pays situado entre el Pico del Mediodia al lado del MonteBlanco, en el centro de Ia Cordillera de los Alpes, y la pendiente de Alla-mogne, en la Cordillera del Jura.

c) Une carte geotogique sous le titre : Mapa geognostico de Ia Suiza segun lasobservaciones de Carlos de Gimbernat, Año de 1806, tracée sur une carte autre quecelte de Heinzmann, qui exprime le relief des montagnes par hachures et qui est très

semblable a celle publiée par Chrétien deMéchel a une échelle 1:520.000. Elle con-tient une legende lithologique qui se com-pose de 14 couleurs, avec les noms desroches en espagnol. Cette carte, d'aprèsles mesures que nous avons prises surl'exemplaire de Madrid, a une dimensionde 60,3 x 43,5 cm, et aurait été gravée surune planche de 67,1 x 51 cm, a uneéchette approximative comprise entre1:550.000 (calculée par rapport a ta car-tographie actuelle) et 1:572.000 (calculéesur ta bane d'échelle de t'exemptaire deMadrid).

PLANOS GEOGNOSTICOS

LA ESTRIJCTURA DE LOS ALPES

CARLOS GIMEEItNAT,

Fig. 4. Atlas imprimé Frontispice (1806)Fig. 4. Printed Atlas : Title page (1806)

Sur les quatre copies imprimées de cet ouvrage, on observe des differences impor-tantes par rapport a 1' original, mais aussi entre elles, bien que ces dernières soientmoindres:

Exemplaire de Madrid. Cette pièce accompagnait l'Atlas manuscrit lors de sonacquisition en 1842 par le Musée des Sciences Naturelles (signature 1/19 16). Il s'agitd'un volume 23,6x27,7 cm: un exemplaire complet, avec la carte géologique (unefeuille de 72,2x51,5 cm, pliée a 17,5x26,0), mais les planches sont inachevées : ilmanque l'explication lithologique. L'échelle horizontale se mesure toujours en Lieuescommunes d'Allemagne dont 15 font un Degré. Références : Sole & Weidmann 1983;Baneiro, 1992 (d'après cet auteur, c'était une premiere edition faite par le mêmeGimbernat).

Exemplaire de Barcelone. Un ancien catalogue (1917 environ) de la Bibliothèquedu Musée Géologique du Séminaire de Barcelone nous indique qu'il existait dans cemusée deux des profils imprimés par Gimbernat: ceux du Mont Blanc et du Pic duTour. Ce museum ayant été détruit lors de la guerre d'Espagne, ces matériaux ont dis-paru. Mais nous avons trouvé réceniment dans la bibliothèque du musée reconstruitun autre profil qui n'était pas sur le catalogue ancien: celui du Mährenhorn (fig. 5).Ii est, donc, bien possible qu'il existait a Barcelone un exemplaire de 1' Atlas impriméou bien les planches sans relier. Nous avons étudié cette planche, dont les dimensionssont 76,1x23,1 cm, dans une feuille de 81x32,5 cm ; et celles de la planche de cuivre:78,5x26,5 cm. Les couleurs lithologiques y sont en nombre d'onze. Les noms desroches y sont manuscrits en allemand, sous le titre : Nombres Alemanes. Références:Aragonès, sous presse.

Exemplaire de Bale. Cet exemplaire, un volume 40 sur le quel ii manque la cartegéologique, se trouve a la Bibliothèque de l'Université de Bale (Catálogo, Hv.1,7).L' explication lithologique des profils se fait en langue allemande. Une annotation surle frontispice paraIt témoigner une donation de 1' auteur. References : D' après Sole etWeidmann (1983), cet exemplaire a été citée en 1826 par Goldfuss et en 1907 par Rol-her ; le profil du Mont Blanc a été reproduit, très réduit et redessiné, en 1887 parFavre et en 1982 par Charollais. Dans Parra del RIo (1993) se trouvent des reproduc-tions fac-similés des cinq planches et du frontispice. La carte geologique existe dansla même bibliothèque, d'après Fehlmann (1992) ; ii s'agit sans doute de la carte citepar Klöti et fac-similé dans Parra del RIo sans indication de provenance.

Exemplaire de Munich. Sous la signature Bibl. Mont. 3736, il existe dans laBayerische Staatsbibliothek un autre exemplaire des << Planos >> qui contient lescinq planches des profils. Cette pièce provient de la bibliothèque du Premier mi-nistre de Bavière, le baron de Montgelas, protecteur de Gimbernat. N'étant paspublie, nous avons pu consulter une reproduction sur diapos que la bibliothèque deMunich nous a fourni sur demande. La carte existe aussi dans la même biblio-theque, collée sur toile (Signature XXIV, 112) ; voire reproduction fac-similé dansParra del RIo. Dans son cadre, elle porte deux barres d'échelles graphiques(Leguas españolas de 18 en un grado et Millas alemanas) ; les armes du roi del'Espagne et une dédicace au Premier ministre Godoy : Dedicado al SerenisimoSeñor Principe de la Paz, Grande de España de primera Clase, Caballero de laYnsigne orden del Toyson de Oro, Gene ralisimo de los Rs. Exercitos, y Armadasde S.M.C. Almirante General de España, e Yndias. &c. &c. &c. Por su atento yreconocido Servidor Carlos de Gimbernat.

EXTRACTODE IJNA CARTA DIRIGIDA

Cette étude ne serait pas achevée sans tenir compte d'autres documents trèsattaches a 1'Atlas, tels que cahiers de voyage, brouillons, Iettres, etc., qui peuventexpliquer la methode de réalisation de !'ouvrage:

Cahiers de voyage et extraits concernant les Alpes (1803). D'après les inven-taires réalisés avant 1936 sur les matériaux du leg Gimbernat existants a Ia Bi-bliothèque de l'Archevêché de Barcelone (Faura 1907, Medal! 1928), ii y avaitplusieurs antécédents manuscrits du mémoire de 1'Atlas

- Produits naturels du Regne mineral. Un cahier de 33 pp (Faura)- Mes voyages minéralogiques (plus de 30 pp, d'après Faura ; dans l'inventaire

de Medall ce cahier et l'antérieur figurent comme un seul objet), qui proba-blement contenait les observations géognostiques recueillies sur !e terrain parGimbernat pendant !e parcours a travers !a Prussie, Ia Bohème, la Saxe et IaSuisse. Les observations concernant !es Alpes furent extraites et rapportées surdeux mémoires, aujourd'hui disparus:

- Extracto de mis observaciones geológicas en los Alpes en el monte de SanGothardo en Agosto y Septiembre de 1803 (23 pages infolio, d'après Faura;cite aussi par Medall).

- Extra cto de mis observaciones geológicas en Ia Cordillera Central de los Alpesdurante los meses de Agosto, Septiembre y Octubre de 1803 (Sur l'inventairede Faura, mais pas sur celui de Medall). Un extrait de ce mémoire fut commu-niqué a Madrid dans une lettre adressée probablement au directeur du Cabi-net Royal et datée a Genève le 30/10/1803, et publiée séparément sous le titre

- Extracto de una carta dirigida porD. Cdrlos de Gimbernat 1...] a unamigo suyo sobre sus observacionesgeológicas, hechas por real órden enla cordillera central de los Alpes,durante los meses de Agosto, Setiembrey Octubre de 1803 (fig. 6). L'auteurnous donne ici un aperçu géologiquesur les roches primitives et lesminéraux qui contiennent, autant quesur la structure de la chaIne alpine ; iiresume ses principales observations etconclusions, autant sur la lithologiedes matériaux que sur le procès deformation et erosion de Ia chaIne.

P 0,R

D. CARLOS JJE GIMBERNAT,Vicedireetor del Real Gal,inete th HistoriaNatural sic Madrid, Socks sic Ia SociedadLinnea,sa sic Ldndres, de lade Naruralistas

sic Berlin , y ole In 1l'fiueraligicaole Jena , &c.

A UN AMIGO SUYO

SOB It II

Sua observaciones 8eoldgicas , heclias parreal drdesa en Ia cordullera central sic lotAlpas , dornase los meses sic Agosso, Sc

tienabre y Octosbrc d 1803.

M Al) It In

Con tircecin.

Fig. 6. Frontispice de Ia lettre datée le 30/10/1803 aGenève et publiée a Madrid (1803).Fig. 6. Title page of a Gimbernat's letter on Alpine geo-logy (Genève, 30/10/1803) printed in Madrid.

Relacion geognostica de los Alpes. Mémoire manuscrit (33 pages double fol.) quise trouvait dans 1' ancienne Bibliothèque Catalane, cite par Faura et Medal!. Autantpour le morceau initial que Faura transcrit de ce mémoire, et aussi pour le résuméfinal qui décrit cet auteur, il est clair que c'est le même texte contenu dans l'Atlasoriginal, mais sous un titre different ; ici ce texte n'dtait point relié aux << Planos >>, carau lieu des coupes et la carte, il n'y auvait qu'un seul dessin colorié << du mont cal-caire Schon >> (Salève?) fait de la main de Gimbernat, d' après la description de Faura.Sans doute ce mémoire a été le brouiilon de l'Atlas manuscrit. D'après Faura —quid'ailleurs ne paraIt pas connaItre les planches de l'Atias—, cet écrit était le chefd'ceuvre de Gimbernat, et il suffirait pour immortaliser son auteur.

Lettre datée 1808. Le 1808 parut dans un journal scientifique de Gotha un extraitd'une lettre de Gimbernat qui avait accompagné un exemplaire des <<Pianos >> envoyéa un destinataire inconnu. Cet écrit, dont nous avons consulté la traduction espagnoie deParra del RIo, nous pane d'un grand projet pour étudier toute la chalne des Alpes entrela France et l'Hongrie, et présente quelques-uns des résultats de ses recherches : l'ordreet la regularité de la structure, la validité des idées neptuniennes et de l'ordre wemerien;l'importance des formations calcaires, y compris la dolomie ; la position << interstratifié>> des gypses entre gneiss, le découverte des basaltes intrusifs entre des gneiss et des por-phyres. L'intenuption de la structure alpine dans ie Tyrol meridional serait la con-sequence d' une collision avec la chamne des montagnes de ia côte adriatique.

Carte géognostique anonyme. II existe a la Bibliotheque Universitaire de Berne unecarte géologique coloriée, sans titre, auteur et date, très semblabie a celle de l'Atlas ma-nuscrit, tracée cornme celle-ci sur la carte de Heinzmann. D'après Thomas Klöti(1986) ses dimensions sont de 61.5x47.5 cm, sur une feuille de 77x53.5 cm. II semble quela carte ne soit pas achevée, du fait qu'on a laissé deux carrés vides de la legende, et qu'ona additionné sur la carte des contacts non fermés avec des notes geoiogiques manuscritesau crayon: Gneiss (3 fois), Dolomie (2 fois), et Homblendeschiefe Glimmerschefei Cal-caire micacé, Calcaire grani et Serpentine (une fois chacune). On peut trouver des repro-ductions fac-similés de cette carte dans Klöti (1986) et Parra del RIo (1993).

Étude comparative

La comparaison des exemplaires imprimés avec le manuscrit montre des consi-dérables differences, tel qu'il l'avait déjà écrit l'anonyme rapporteur a l'occasion del'acquisition des exemplaires du Musée de Madrid:

Ce manuscrit 1...] est plus avantageux, car les plans y sont plus grands que ceuxpubliés par Gimbernat en 1806; il a un plan en plus, et surtout, il porte une copie del'original, que Gimbernat traitait d'augmenter dans lequel les Alpes y sont décrits,et des considerations geologiques y son faites (Barreiro, 1992, p. 179)

D'ailleurs, si l'on compare les exemplaires publiés entre eux, on se rend comptequ'ils son tous différents, bien que les differences soient petites : quelques details sur lesplanches des profils et de la carte additionnées sur les pianches, ce qui est très clair surles copies de la carte géognostique.

Les profils. Si l'on compare les profils manuscrits avec les profils imprimés onobserve les differences suivantes:

Echelle. La mesure des échelles donne des taxes de reduction diverses, comprisesentre 0.4 et 0.9, mais ça n'a pas abouti a l'unification des échelles entre les profilsimprimés, au contraire des unites de mesure sur les échelles graphiques, qui son réduitesa des lieues de 25 au degré sur l'horizontale et pieds sur la verticale. Nous avons traitéde calculer les échelles de ces profils (sauf les numéros 6, pas a échelle, et le n° 4, quin'a pas de repères topographiques ; voire sur Appendice 1), qui se trouvent entre1:30.000 et 1:60.000 environ. Les écarts entre les échelles indiquees et les réelles, et lesdistorsions horizontale/verticale nous indiquent probablement qu'on a commis deserreurs non négligeables dans la construction des profils, ainsi que pour l'hypsométriede quelques points (Andennatt par exemple), que pour les unites de mesure. 2

Toponymie. On a fourni les profils imprimés d'un titre qui precise leur situationgéographique. On observe quelques variations dans la toponymie, par exemple: surle profil n° 2, quelques-unes dans le bon sens : Hohgant au lieu d'Hoghant, Hash parHaslé d'autres au contraire (Guttaner au lieu de Guttanen). Un toponyme a été sup-prime (Triften-Gletscher)

Géologie. On a enrichi la representation de la géologie sur les profils impriméspar rapport a l'original, ce qui est evident dans le cas des coupes 3 (Finsteraarhorn) et2 (Mahrenhorn) : dans le premier, avec uniquement trois signes conventionnels), ona distingue le gneiss des hautes montagnes, qui dans la version précédente était co-lone comme le calcaire transitionnel ; tandis que dans le second on a séparé un grèsdiscordant au Hohgant et des conglomérats sur la Molasse.

Sur la legende géologique, on a additionné des nouveaux termes de roches(tableau I). L'explication de la legende, quand elle existe, a été écrite a la main en alle-mand sur les exemplaires impnimes.

Tableau I. Nombre des termes lithologiques représentés sur les profils

Profil Atlas manuscrit Atlas imprimé

1 Saint Gothard 9 122 Mährenhorn 9 123 Finsteraarhorn 3 64 Tramorcio 5 -5PicdeTour 9 96PicduMidi 16 16

2 Gimbernat paraIt avoir use les pieds de roi comme unite de mesure verticale sur tous les profils, telqu'il le dit dans le mémoire ; mais l'empioi de cette unite n'est raisonnabie que dans les modèles cons-truits en toises par Exchaquet (Chamonix et Gothard). Le pied de roi et la toise (des mesures francaises)étant liées par la relation: 1 toise = 6 pieds de roi ; compte tenue du valeur de la toise en metres (1.948,8),le pied de roi est equivalent a 324,8 mm, et une lieue de 2500 toises a 4.872 m. Par contre, pour les éche-lies horizontales en lieues de 25 au degré (10 7 I [90x25J = 4.444,4 rn) ii paraIt volontiers plus raisonna-bie utiliser le pied anglais de 305 mm sur les échelies verticales au lieu du pied de roi. D'aiileursquelques barres d'dchelles graphiques honzontales sur les planches semblent choisies arbitrairement,notamment celle du profil n° 6.

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Entre les profils imprimés, les differences portent exciusivement sur l'explicationgéologique. Les noms des unites lithologiques n'existent pas sur les profils del'exemplaire de Madrid ; mais us ont été manuscrits en allemand sur les autresexemplaires. Ceux de Bale et de Munich portent la même calligraphie que les titresgraves, et sans doute ont été faites par le même artiste ; us seraient les exemplaires lesplus soigneusement achevées. (tableau II, fig. 7).

Tableau 11. Evolution des légendes sur le profit du Mährenhorn(Les numéros entre parenthesè indiquent l'ordre sur Ia légende)

Profil manuscrit (1804)

Profils imprimés

Sans leg. Légende manuscrite (1808)

Madrid Barcelone Bale = Munich

Schisto steatitoso (2) (1) 1. Talkschiefer Talkschiefer (1)Gneis (3) (2) 2. Gneis Gneis (2)Schisto hornblendico (5) (3) 3. Horn blendschi efer Hornblendschiefer (3)Roca Feldspathica (4) (4) 4. Sienite Sienite (4)Calcareo de transision (6) (5) 5. Ubergangskalkstein Uebergangskalkstein (5)Schisto arcilloso primitivo (1) (6) 6. Thonschiefer Thonschiefer (6)Schisto micaceo (7) - 7. Schieferthon Schieferthon (7)Calcareo secundaria (8) (7) 8. Flötzkalkstein Floetzkalkstein (8)

- (8) 9. Sandstein Sandstein (9)- (10) 10. Konglomerat Nagelstein (11)

Piedra arenosa (molasse) (9) (9) 11. Mollafse Mollafse (10)

Fig. 7. Atlas imprimé. Profil du Mährenhorn. Comparaison entre les légendes manuscrites des exem-plaires de Barcelone (a gauche) et Bale (a droite).Fig. 7. Printed Atlas, Mahrenhorn's geological section, handwritten geological explanation. Comparisonbetween Barcelona (left) and Bale (right) copies.

Si 1' on considère les deux exemplaires << définitifs >> (Bale et Munich) on n' ob-serve aucune difference sur la légende des profils de l'Oberland ; mais des petitschangements dans les profils du Arve. Dans celui du pic de Tour le mot Granitique(ex. Bale) est change a Granit (Munich). Dans le profil de Genève on a corrigé aussiUebergangs-trap (Bale) en Uebergangstrap (Munich) ; on observe sur l'exemplairede Munich le remplacement du terme Uebergangskalkstein par Kalkschiefer, deGranitique par Granit et de Mollafse par Mollasse.

Sur le profil du Saint Gothard (tableau III), on remarque la correction dansl'exemplaire de Munich de quelques erreurs presents sur celui de Bale (Glimer-schiefer Thalkschiefer), ce qui nous indique que ceci lui était antérieur. Par contre lemot enoné Anfloessung (au lieu d'Auflosung, qui es le mot pour les éboulis) n'a pasété corrigé, ce qui, uni a des autres fautes dans la toponymie, nous fait soupconner que1' artiste calligraphe, peut-être le même graveur, ne possédait pas la langue allemandecomme langue-maternelle.

Tableau III. Evolution des légendes sur le profil du Saint Gothard

Profil manuscrit (1804)__________________________Proffi imprimé, noms manuscrits (1808)

Bale Munich

Gneis (2)Schisto micaceo (3)

-Schisto arcilloso prilnitivo (6)Hieso (4)Granito (1)Quartzo (10)Piedra Olar (5)Asbesto (9)Piedra cornea (Hornestein) (8)

-Schisto talcoso (7)

Gneis (1)Glimerschiefer (2)Hornblendschiefer (3)Hornschiefer (4)Gyps (5)Granit (6)Quarz (7)Olaire (8)Asbest (9)Hornstein (10)Anfloefsung (11)Thalkschiefer (12)

Gneis (1)Glimmerschiefer (2)Hornblendschiefer (3)Hornschiefer (4)Gyps (5)Granit (6)Quarz (7)Olaire (8)Asbest (9)Hornstein (10)Anfloefsung (12)Talkschiefer (11)

Les cartes géognostiques

Comparaison avec la carte anonyme de Berne. Si l'on compare la carte géognos-tique de l'Atlas manuscrit avec la carte anonyme de Berne, on n'y trouve que despetites differences : les contacts entre unites géologiques sont quasi identiques ; aussile morceau non colorié au NE; seulement les couleurs sont différentes, ainsi que lalegende et quelques-unes des additions au crayon qui portent le nom des unites, laplupart desquelles a été coloriée sur la carte de l'Atlas. Sole a observe que les deuxlégendes ne sont pas egales : celle de la carte de Berne n'est pas achevée et porte des

noms locaux (Nageiflue, par exemple) qui n'existent pas sur la carte de 1'Atlasmanuscrit. Dans une lettre citée par Klöti, Sole dit que la legende de la carte de Bemen' a pas été écrite par Gimbernat, ii la suppose plus tardive. D' après Klöti, elle paraItécrite par un géologue suisse.

En cc qui concerne les legendes géologiques des deux cartes (tableau IV) ondoit conclure que la carte anonyme n'est pas dérivée de la carte de l'Atlas, maisplutôt au contraire, du fait que cette-ci est la plus complete (elle porte le basalteprès du lac Maggiore, trouvé par Gimbernat, et incorpore les notes manuscritessur la carte anonyme). D'ailleurs, quelques-uns des affleurements notes au crayonsur la carte de Berne n'existent pas sur la carte de Gimbernat, ce qui paraIt mdi-quer qu'ils ont été ajoutés plus tardivement. Donc la carte de Berne serait uneespèce de brouillon pour celle de l'Atlas, tel que l'a soupconné Mme. Parra delRIo ; mais die aurait été reprise a la suite. Celle de l'Atlas serait une version mo-difiée et actualisée, avec la légende augmentée et traduite en langue espagnole.

Comparaison entre la carte manuscrite et la carte imprimée des Atlas. Ii s'agit decartes très différentes, aussi par la topographic de base que par le trace des terrains,qui a été souvent modifié, et la legende géologique:

- Un changement de la base topographique. Tel que l'a démontré Klöti 1986,la nouvelle carte a été gravée sur une carte << topographique >> oü le relief estreprésenté par des hachures. Cette carte de base est très semblable a cellepubliée par Chrétien de Méchel en 1799 a 1:520.000, bien que présentequelques differences, notamment sur les limites N., E. et S. (peut-etre mo-difiées afin de couvrir la même aire que la carte de Heinzmann, utilisée pourle manuscrit).

- Modification de l'allure des affleurements, surtout dans la moitié orientale,aux environs du lac de Constanze et dans le Tirol, au SE. Par contre, dans lamoitié occidentale les changements n'y sont guère importants.

- Modification de la legende geologique: simplification des roches granitiquessous un seul symbole, et addition des roches d'intérêt économique : le charbonet le sd ; changements des noms des roches (pizarras au lieu des schistes,caliza conchil au lieu de caliza secundaria, etc) (tableau IV)

Comparaison entre les cartes imprimées. Les trois exemplaires imprimés quinous restent (Madrid, Bale et Munich) sont très semblables, mais ii y a quelques dif-férences entre eux, la carte de Madrid étant la plus incomplete, tandis que celle deMunich est la plus achevée. En effet, on y observe les differences suivantes

- Les cartes de Bale et Munich montrent par rapport a celle de Madrid deschangements sur 1' explication geologique (Calcareo granosa par Calcareogranulento, Calcareo folicular par Calcareo lamelar) et quelques modifica-tions des contacts géologiques.

- La carte de Munich contient les additions suivantes : quelques noms deschaInes de montagnes ; une dédicatoire au premier ministre espagnol ; uneéchelle graphique en Milles d'Allemagne qui déplace l'échelle originelleen Lieues espagnoles de 18 au degre (maiheureusement ces details ne sontpas observables sur la reproduction que nous avons consulté de la cartede Bale).

Tableau Iv. Evolution de la légende des Cartes Géognostiques(la numeration exprime l'ordre sur la légende)

Carte anonyme de Berne(Manuscrit, 1803?) Cartes des <<Pianos geognosticos>>

Légende

_________________

Additions surIa carte

_________________

Mapa geognoslicode la Suiza

(Manuscrit, 1804)

Mapa geognostico de la Suiza segtinlas observaciones de Carlos de

Gimbernat (Gravure, 1806)

Ex. Madrid Exs. Bale et Munich

Granit, Gneiss (1) Gneiss Granitico (12) Graniticas (1)

Granit (2) Granito (11)

Thon-, Talk-,GlimmerschiefeKalkschiefer (3)

__________________

Glimmerschiefer

Hornblendeschiefer

Schistos (5)

__________________

Pizarras (2)

Uebergangs-kalkstein (4)

Calcareo detransicion (10)

Calcareo-folicular (7)

Calcáreo-lamelar (7)

Secundarer-kalkstein (5) _________________

Calcareosecundario (9) Calcareo-conchil (8)

Grauwacke (6)_________________ _________________

Gre de transicion(grauwakes)_(1)

Grauvaka (5)

Korniger- kalkstein(7)

Calcaire greni__________________

Ca/ca reo-salino(Primitivo) (6)

___________________________________

Calcareo-granosa(9)

Calcareo-granulento (9)

Topfstein (8)

SerpentinePiedra 011ar (7) Magnesianas (3)

Gips (9) Hieso (2) Hiesso (13)

Nagelfluh (10)

__________________ __________________Guijarral (Pudinga)(4)

Conglomerado (14)

Sandstein (11)___________________ ___________________

Piedra arenosa(molasse)_(3)

_____________________________________

Piedra-arenosa (11)

_________________ Dolomie Dolomita (8)

________________________________________

Dolomitas (4)

_________________ Calcaire micacé Gre micacéo (13)

_________________ Basalto (14)

___________________________________

Trap - Basaitico (6)

_________________ _________________ _________________ Carbon de tierra (12)

_________________ _________________ Sal-gemma (10)

Les autorités cites dans l'Atias et les autres écrits de Gimbernat vont nous donnerune idée des sources utilisées pour la réalisation de 1' ouvrage. Les Voyages deSaussure et les idées de Werner sont sans doute les plus grandes influences sur 1' au-teur de l'Atlas, si l'on tient compte le nombre des cites. (tableau V)

Tableau V. Auteurs cites

Auteur Sujet MPianos geognosticos (1804)

G Total-I 1234567

SaussureWernerDolomieuGrunerN. de SaussureBuchDe LucReussHauyExchaquetTralles

Voyages dans lesAlpesPhilosophie géognostiqueDoiomie de CampolungoInformations oralesCabinet minéralogiqueAge du porphyre primitifSedimentation horizontaleHornblende schisteuseEpidoteModèle du Saint Gothard[Carte du Oberiandi

*(*)

*

*4)

*

*

*

*

*

*

****

**

**

*

**

*

13ii32

111i1

Notes : M Lettre pubiié a Madrid (Gimbernat, 1803) ; G : Lettre publid a Gotha (Gimbernat,1808). Mdmoire des Pianos Geognósticos I : Introduction, 1-6 explication des proflis ; 7explication de ia carte gdoiogique. * = cite expiicite ; ( K) cite indirecte

Autorités et maItres

Werner est souvent cite comrne théoricien de la géognosie et auteur d'un modèiestratigraphique a valider. Si l'on rappelle que Gimbernat et Werner avaient maintenucorrespondance et qu'ils se trouvèrent a Freiberg avant la tournée du premier enSuisse, on peut envisager comme très probable que le voyage de Gimbernat dans lesAlpes ait été inspire par le célèbre professeur.

Le nom de Dolomieu (Gimbernat avait été son élève a 1' école des mines de Paris)est rappele a l'occasion de ia visite a l'affleurement dolomitique de Campolungo,

Site consacré a Ia mémoire de Dolomieu, forme de la roche découverte par ce na-turaliste a laquelle Saussure a donné son nom pour 1 'immortaliser comme le monu-ment le plus grand et le plus durable de tous ce qu 'on ait érigé a 1 'honneur des grandshommes. (Gimbernat, 1804)

Le savant géologue Von Buch est cite a propos d'une observation qui lui auraitéchappé et qui confirmerait 1' opinion de Werner sur i' age du porphyre primitif(Gimbernat, 1808). Par rapport a De Luc, Gimbernat critique l'opinion de cet auteurdans les sens que les couches se trouvent en des positions obliques ou verticales pareffet des effondrements. L'auteur de l'Atlas critique l'affirmation de Reuss selonlaquelle l'hornblende schisteuse serait exclusive des roches de transition. Hauy estcite a propos d'un mineral auquel il a donné le nom: l'épidote o thallite.3

Bref rappel des personnages cites dans ce chapitreAbraham Gottlob Werner [1749-1817], fondateur de la géologie comme une science empirique (sous lenom de << géognosie >>), et du neptunisme une thdorie selon laquelle toutes les matières solides de l'd-corce auraient précipitd d'une dissolution primordiale. La gdognosie porte sur la constitution de l'dcorceterrestre, la disposition des fossiles (dans le sens d'Agricola, voire surtout niinéraux) dans les diffdrentescouches, et la correlation entre elles. Suivant Bergman, Werner proposa un scheme chronologique uni-versel des roches qui serait le résultat de l'évolution du globe au long de l'histoire: a) roches anciennes,b) roches de transition, c) secondaires ou fossilifères, d) tertiaires ou détritiques, e) volcaniques, trans-portées ou dérivées. En traitant de retrouver cette stratigraphie théorique dans divers regions et conti-nents, ses disciples (Humboldt, von Buch et d'autres) finirent par achever une échelle stratigraphique deréférence plus détaillée et surtout plus utile que celle de leur maître.Dieudonné de Gratet de Dolomieu [1750-1801], pétrographe, scientiste et voyageur, étudia la minéralo-gie des roches composées, afin de bâtir un système de classification rationnel. I! découvrit un nouveaumineral auquel Theodore de Saussure lui donna son nom en 1792. Ses idées étaient catastrophistes.Professeur a l'école des Mines de Paris, il fut maître de Gimbernat. Voyageur dans les Alpes, interprétales feuillets pyramidaux du Mont Blanc en termes dynamiques.Christian Leopold von Buch, [1774-1853], un des plus célèbres disciples de Werner, voyageur infatiga-ble et auteur d'une uvre géologique énorme. En Suisse, il fut commissionnd pour la recherche minièredans le canton de Neuchâtel sous le gouvernement prussien (1799). Après un voyage en Scandinavie, iiretouma aux Alpes le 1808. Il se convertit aux idées de James Hutton sur l'origine du basalte a la suited'un voyage par les regions volcaniques européennes. Avant 1803 il avait publié une carte gdologiquede la Silésie en 10 couleurs, avec 7 profils (1797), et le premier volume des GeognostischeBeobachtungen auf Reisen durch Deutschland und Italien (1802).Les deux frères Deliw, le plus fameux Jean André [1727-1817], et aussi Guillaume Antoine [1729-1812]ont formulé des theories de la Terre basées sur le mécanisme des effondrements, bien que celle du secondétait ddpourvue du contexte religieux. Jean André, neptunien convaincu, croyait en une creation echelon-née dans le temps des différents groupes de vivants. I! formula les principes de la stratigraphie paléon-tologique, en les associant a une vision transformiste. Dans Letters on some parts of Switzerland,adressées a la Reine Charlotte (1778), il proposa le terme << géologie >> comme le plus adéquat a l'etudescientifique de l'histoire de la terre. Ses idées sur l'origine ignée du basalte s'opposaient a celles de l'é-cole wernerienne ; il proposa une théorie des montagnes avec des montagnes primaires d' origine inconnuet secondaires stratifiées avec des fossiles, déposées dans les oceans ; les continents auraient paru dans lapremiere revolution, par des causes physiques, pas avant 4000 années. Ii écrit contre Hutton et Playfair.Franz Ambrosius Reuss, [1761-1830], médecin et mineralogiste disciple de Werner, fut un des plusimportants divulgateurs des idées de son maître. Probablement l'Atlas fait référence a son traité de géog-nosie : Neues mineralogisches Worterbuch oder Verzeichniss aller WOrter weiche auf Oryctognosie undGeognosie Bezug haben (1798). D'ailleurs, il avait publié un ouvrage sur les minéraux de la Bohème(Sammlung Naturhistorischer Aufsatze mit vorzüglicher Hinsicht auf die Mineral-Geschichte BOhmens,1796), et partiellement son Lehrbuch der mineralogie en 3 volumes (Leipzig 1801-1806).René-Just Hauy [1743-1822], minéralogiste, formula une théorie descriptive pour l'étude des cristaux(1781) ; professeur de minéralogie et cristallographie a l'école des mines jusqu'à sa cloture en 1802,avait compté probablement Gimbernat parmi ses élèves. Publia un Traité de Minéralogie en 1801,somme des connaissances de l'époque.

Sources alpines

Les activités des naturalistes, des cartographes et des amateurs pendant la sec-onde moitié du XVIIIème siècle avaient accumulé sous diverses formes (textes,cartes, modèles du terrain, collections) des tas d'information sur les Alpes suisses.Une grande partie de cette documentation était disponible pour le naturalistevoyageur en Suisse chez les libraires (guides, cartes et autres imprimés) et dans lescabinets privés (des collections d'histoire naturelle, des informations nonpubliées), surtout pour les voyageurs pourvus de recommandation, tel qu'il était lecas de Gimbernat.4

Géologie. Les Voyages dans les Alpes, publiées par Saussure entre 1779 et 1796,ont été la principale source pour la geologie régionale de la Suisse. Cet ouvrage, écritesous la forme itinéraire, rapporte les grands traits structurels de la chalne ainsi que desdetails tels que la petrologie et la minéralogie, bien que l'auteur n'acheva pas devraies cartes géologiques et non plus une chronologie, a cause de la complexité de lagéologie alpine. Ii étudia la pétrographie des roches et ses relations, ainsi que la struc-ture generale de la chaIne, la deformation différentielle (plus dans la chaIne centraleet moms dans les positions éloignées du noyau), la structure en éventail des schistesdans les Alpes centrales, et ii a démontré que les vallées longitudinales et les chaInesdes roches secondaires suivent la direction des couches, qui sont parallèles a la chaInecentrale. Ces points ont été repris par l'auteur de l'Atlas, mais il y a des autres aspectsdes écrits de Saussure qui ont été très critiques dans les <<Planos >>, notamment ceuxqui concernent la petrologie des roches anciennes:

Voici, par exemple, les matériaux que Maclure et Cabell ont utilisé dans son voyage aux Alpes en 1805.(Maclure [1805-18251)- Instructions pour un voyageur qui se propose de parcourir Ia Suisse, par J. G. Ebel (trad. de 1' allemand, 2 v.)- Itinéraire du St. Gothard et d'une partie du Valais, par Chr. de Méchel (Bale 1795)- Itinéraire de la Vallée de Chamonix, d'une partie du Bas-Valais et des montagnes avoisinantes, par J.P.

Berthoud van Berchem (Lausanne, 1790). Cette guide portait la carte d'Exchaquet, et ses dernières 40pages sont un catalogue ddtaillé d'espèces géoloqiques du Mont-Blanc d'après notes du professeur Struve.

- Descriptions abrégées des salines du ci-devant gouvernement d'Aigle, par Henri Struve (Lausanne 1804)- une carte génerale (Mallet 1798)- des cartes partielles (Gothard, Vallais, Piedmont, Bellinzona) du Atlas de Weiss, a l'échelle 1:120.000- Carte de la partie des Alpes qui voisine le Mont Blanc, par Pictet, représentée en perspective oblique

(qui se trouve dans le second volume des voyages de Saussure)- Traité élémentaire de minéralogie, suivant les principes du professeur Werner, par A.J. Brochant de

Villiers (Paris, 1801-1802, 2 vols).Ils visitèrent les cabinets et les naturalistes suivants- Génève : Kinloch, Galois, Bourritt, Pictet (qui accompagna les voyageurs a la mer de Glace) les ca-

binets de Jurine (fossiles et roches du St. Gothard, arrange selon Hauy), De Luc (ou son neveu),Necker de Saussure Bonhomme

- Chamonix : les guides J. Balmat, E. Carrier- Martigny, le prieur L.J. Murith, botanique, qui possédait aussi des collections de plantes et minéraux

du Grand St. Bernard.- Zermatt, J. Kronig, botanist- Simplon : l'ingénieur Polonceau, chargé par Napoleon de construire la nouvelle route- Berne : Mr. Vizard, commerçant de minéraux- Zurich : H. Lavater, médecin, et son oncle le minéralogiste H.C. Escher- Aarau, chez le conseiller majeur, le modèle en relief de la Suisse construit par Weiss a l'échelle

1:60.000, sur lequel il leva son Atlas

Quelques observations que je viens de cite et aussi quelques-unes de mes opinionsqui portent sur les mêmes objets observes par Saussure, sont dfférentes de celles de cegrand naturaliste 1...] niais ce n 'est pas pour accuser d'erreur ou d'inexactitude 1 'im-mortel auteur du Voyage dans les Alpes 1...] ses erreurs appartiennent a 1 'époque oà cegéologue dévoué commenca une wuvre des plus hardies sans avoir un modèle a suivre,dans une époque oIl la lumière de la philosophie de Werner commençait a évanouir leserreurs de 1 'oryctognosie, les soucis des theories prématurées et le chaos de la cos-mologie. Donc les dfférences entre mes observations et les siennes seront une con-sequence directe des progrès faits dans 1 'étude de la nature, et le résultat de quelqueslumières acquises grace a ma relation avec Werne, ce qui ne peut pas dégoIlter les librepenseurs, qui seflattent avec les progrès de l'esprit humain (Gimbernat 1803)

Dans le cabinet de ce maItre, dirigée alors par son fils Nicholas Theodore, Gimbernatexamina les collections pour se rassurer sur ses determinations, parfois différentes decelles de l'auteur des Voyages, et pour disposer d'information sur des sommets peu acces-sibles comme celui du Mont-Blanc. D'autres informations géologiques d'intérêt regionalont dté communiquées personnellement par Samuel Gruner, dont le nom est cite deux foisdans l'explication ala carte geologique l'une sur le granit qui se trouve a Laufenburg prèsdu Rhin ; l'autre sur les fossiles qui se trouvent au sommet de la Jungfrau.

Horace-Benedict de Saussure [1740-17991 célèbre naturaliste genevois, réussit dans son extraordinaireVoyages dans les Alpes (4 vols, 1779-1796) a expliquer ses observations sans entrer dans des spécula-tions théoriques : un des travaux les plus fiables et de référence pour les gdologues tout au long dudix-neuvième siècle. Ii décrit principalement le district du Mont Blanc et le Valais, mais aussi le St.Gothard, l'Oberland et les environs du lac Luzerne; la direction et l'inclination des couches, la compo-sition minéralogique des roches, ses relations d'alternance, succession et position. Ii distingua les rochessecondaires des primitives et il classa les dépôts du Piedmont comme tertiaires. Par rapport a la structu-re, ii suivit Pallas et démontra que les Alpes Occidentales ont un noyau de granit, gneiss et d'autresroches primitives. La connaissance des theses de Werner après la publication des deux premiers volumesde son travail fait que sur les deux volumes derniers certaines idées sur la structure et genèse des mon-tagnes paraient contraires a celles versées dans les premiers. Dans ses conceptions sur l'origine des gra-nites et des filons, ii suivit les doctrines neptuniennes ; après hesitation, il accepta que les series sddi-mentaires furent déposées dans la position horizontale, et postérieurement élevées et déformées.Nicholas-Theodore de Saussure [1767-1845], fils d'Horace-Bénedict, chimiste et physicien, professeur deminéralogie et géologie a l'académie genevoise (1802). D'après Maclure, ii does not appear to have anytaste for geology. On the contrary, he thinks it quite utopian, and that his father lost all the time he spenton it (Maclure, [1805-1825]) Sa collection de roches, aujourd'hui dans le Musée de Ia ville de Genève, étaitplus utile que spectaculaire ; voici l'impression de Maclure, qui la visita en 1811: 1 saw the cabinet of MiSaussure: his specimens are in general badly formed and of irregular sizes. There were some few largeones, but they were mostly small, unsightly specimens appearing as f taken at random. The minerals are acollection made up of all that he could find and are not particularly well-chosen. (Maclure, op. cit.).Le bernois Johann Samuel Gruner [?-1824], disciple de Werner, probable héritier des travaux du cClèbreGottlieb Simon [1717-1778] (un excellent observateur qui constata les effets de l'érosion et la deforma-tion postérieur des couches horizontales, et qui proposa l'existence d'un ancien mer helvétique dans leMittelland). Ii n'y a que peu de renseignements sur la vie et muvre de Samuel. Selon une informationque je dois a la gentillesse de M. Ueli Gruner : Johan Samuel Gruner a travaillé comme assistant chezES. Wild [1743-1802], avec lequel il a fait des cartes < géologiques en Suisse romande (1788). MaisGruner a fait, comme des lettres le montrent, depuis 1792, des travaux géognostiques en Suisse avec lesoutien d'un ingénieur (JR. Meyer). Je pense, qu 'a cette période, il a travaillé a sa carte géologique deIa Suisse (et elle a été publié après qu 'il aie quitté Ia Suisse) toutefois, en ce temps. Gruner afait beau-coup de voyages dans toute Ia Suisse; il a aussi collaboré a une carte topographique du pays pendantles années 1796-1801. En 1802 Gruner a été nommé comme Oberberghauptmann des mines helvé-tiques, mais en 1803 il a quitté le pays en direction de Bavière (oil il restaitjusqu'à sa mort en 1824),parce que Napoleon a dicté pour la République helvétique une nouvelle constitution ; c 'est c Bavièrequ 'il a fini ses tauvres commencées en Suisse, surtout les cartes géologiques. D 'après ce qu 'on sait deSamuel Gruner; ce serait tout de même possible qu 'il ait travaillé a Ia carte de Gimbernat, soit encoreen Suisse (1803), soit en Bavière (Munich) depuis 1803/1804.

Cartographie. Les cartes geographiques de base sont indispensables pour tracer lesgrands traits de la géologie ; a cette fin 1' auteur de 1' Atlas a utilisé deux documents car-tographiques différents, l'un pour la carte manuscrite et l'autre pour la carte imprimée:

a) La carte géognostique manuscrite (1804) a été tracée sur l'ddition 1803 de IaCarte des grandes Routes de la Suisse, de Heinzmann, tel qu'il l'a démontré Klöti.Cette carte n' a aucune indication du relief, mais seulement des routes et des distancesapproximatives entre les villes et cites.

b) Pour la carte imprimée on a utilisé une autre carte qui porte une certaineexpression du relief avec l'indication des chaInes de montagnes. Ii s'agit d'un docu-ment très semblable a la carte publié par Chrétien de Méchel (1799). 6

Topographie. Le tracée des profils n'aurait pas été possible sans l'existence préa-lable des documents contenant l'information hypsométrique, et cette informationn'dtait pas représentée sur les cartes conventionnelles a deux dimensions, mais sur descartes tridimensionnelles ou modèles en relief, une technique nouvelle a l'epoquemise au point et développée en Suisse par Pfyffer. D' après 1'Atlas, les profils sontbases sur deux modèles en relief faits par Exchaquet, ainsi que sur les mesurestrigonométriques faites par Tralles des sommets considérés inaccessibles tels que leFinsteraarhorn, le Fiescherhorner et l'Eiger

6 Voici les références completes des deux cartesa) Carte desprincipales routes de Ia Suisse oà l'on a marqud les distances d'un endroit a l'autre/SchweizerKarte der Haupt-Strassen und der Enfernungen von einem Ort zum andern /publiée par 1G. Heinzmann.I/A Berne, au.x dépens de l'éditeur: et se trouve chez Ia Société Typographique, 1795. Chalcographie, 48x62cm ; bchelle 1:480.000 environ. Voire dans la collection Ryhiner, Ryh 3204 :10. D'après Kloti, on a faitplusieurs editions de cette carte entre 1795 et 1803 ; quelques-unes ont été inclues dans divers editions d'uneguide de la Suisse du même auteur (Handbuch für reisende, 1796, et Avis aux voyageurs, 1796, 98, 99).

b) Carte générale de Suisse: suivant les nouvelles divisions, qui comprennent les ci-devant XIII cantons,leurs allies et sujets, et forment actuellement Ia Republique Helvétique une et indivisible / dressée surdes matériaux authentiques, puis revue et corrigée d'après des observations exactesfaites sur les lieux,et publiée en 1799 par Chretien de Mechel, graveur Imprimée a Bale, chalcographie, 46x64 cm, échelle1:520.000 environ. Voire dans la collection Ryhiner, Ryh 3204 : 32. Ii y a une seconde edition de cettecarte: Carte générale de Ia Suisse [1800]. Ryh 3204 :16.

On doit au lieutenant général Franz Ludwig Pf yffer von Wyher [1716-1802] la construction d'un spec-taculaire modèle de la Suisse Intérieur a 1: 11.500 environ, base sur ses propres mesures systématique-ment faites au long de 24 années entre 1762 et 1786, (une pièce de 3.9x6.6 m, aujourd'hui dans leGletschergarten de Lucerne). Ii représente une surface de 4100 km 2, avec le lac des Waldstettes, Lucerne,Unterwalden, Zug, et part des cantons environnants d'Uri, Schwyz et Berne.Charles-Francois Exchaguet [1746-1792] avait étudié l'art des mines, probablement a Freiberg ; il prospec-ta tout le massif du Mont Blanc pour la Société des Mines et fonderies du Haut-Faucigny. Après publierune Carte des montagnes du Faucigny (1785), realise des 1787 ses fameux reliefs en bois sculpté et peintdu Mont Blanc et du Saint-Gothard, commercialisés dans toute l'Europe accompagnés d'une collection deroches et d'une notice explicative. En 1788 II execute un grand relief en bois du gouvernement de l'Aigle.Ii fut membre fondateur des sociétés savantes de Berne, Genève et Lausanne.Johann Georg Tralles [1763-1822], scientifique allemand, professeur de math et géodesie dans l'InstitutBernois. Ses mesures des montagnes inaccessibles, publiees dans Bestimmung der Höhen der bekannternBerge des Canton Bern (Bern, 1790 avec une carte 1:200.000 : Plan der Dreyecke für die Bestimmungder Höhen einiger Berge des Canton Bern). Avec Ferdinand Rudolf Hassler, commença la triangulationdu canton en 1791, uvre qui resterait inachevée a cause des changements politiques de 1798 et 1804.

Les Contours de la premiere planche sont traCes d'après le modèle en relief duSaint Gothard, fait par Exchaquet; ceux des planches seconde et troisième d'aprèsun modelefait a Chamonix du pays situé entre le Mont Blanc et le Jura. Dufait queces modèles ont été construits au moyen d'observations trigonométriques 1...] nouspouvons considérer ces Planos comme assez exacts par rapport auxformes, distanceset proportions des montagnes qui représentent. (Gimbernat, 1804)

D'après une description de Saussure, Exchaquet aurait levé son modèle du SaintGothard a l'échelle 1:37.124, pas très différente de celle que nous avons calculé pource profil (1:30.000 environ). Les unites de mesure en toises et pieds de roi coincidentavec celles du profil.

C'est à-peu-près entre ces limites (montagnes de la Urseren au Nord, celles quidominent le Rhone après de la source au Ouest; au Sud-Ouest les vallées de Bedrettoet d'Ayrolo, au Midi le vallé de Pione & au Sud-Est par celle de Medel) que s 'était ren-ferme feu M. Exchaquet dans les reliefs du Saint Gothard qu 'il faisoit exécuter Lesreliefs ont 31 pouces de long sur 30 de large, & 6 ou 7 de hauteur Ils sont construitssur une échelle d 'une ligne pour 30 toises; & les rochers, les glaces, les neiges, les bois,les prairies, les villages y sont imités d'une manière très distincte. On y voit les sourcesdu Rhône, du Théssin, de la Reuss, & quelques-unes de celles du Rhin. Ces reliefs, demême que ceux du Mont-Blanc, sont également instructifs, agréables a 1 'oeil, & dignesd'occuper une place dans tout cabinet d'amateur (Saussure, Voyages, t. 4, p. 13)

C'est aussi Exchaquet qui avait construit le modèle de la vallée de Chamonix. Dece relief, dont l'originale était dans le musée cantonale du Vaud, on n'a fait de nom-breuses copies : ii n'y avait une dans le musée de Berne, d'après Ebel ; une autre dansle cabinet Saussure, et même Gimbernat n' acheta un exemplaire ; il aurait utilisé ce

8 Un Grand Relief du Mont Blanc, la plus grande des copies parvenues du relief fait par Exchaquet en1786-87, existe aujourd'hui le dans le Musée de la yule de Genève, peut être léguée par M. A. Pictetfaite en papier mâché a l'échelle 1:18.500, a unes dimensions de 1270x980 mm. Ii était possible, a l'é-poque, d' acheter des copies plus petites de ce modèle, a une échelle 1:104.000. Dans la Guide Itinérairede la vallée de Chamonix, d'une partie du Bas-Valais et des montagnes avoisinantes, de Berthout vanBerchem (Lausanne, 1790), se trouve une description de ce relief:N°. 5. Relief de la vallée de Chamonix et de chaInes de montagnes qui la bordent. II a un pied, 7 pouc.6 hg. de longueur sur 11 pouc. de largueur Le bas de la pièce est suppose le niveau de la ,ner et 1 'échelleest d'une ligne pour 34 toises. Ce relief est en bois d'arole et colorié. 11 représente les rochers, les gla-ciers et tous les chemins, sentiers, bois et hameaux der ces montagnes on a aussi indiqué les diversendroits oà se trouvent lesfossiles de la collection (sc. a vendre). Le prix est a huit louis et quart. (dansMaclure [1805-1825], note de l'éditeur).Gimbernat possédait une de ces copies, acquise sans doute en 1803, laquelle existait parmi les matériauxde son léguee a Barcelone avant 1936Un pequeno modelo delfamoso valle de Chamunl que representa con toda distinción y colorido el ele-vado monte Blanco, el estenso mar de hielo, las empinadas agujas, los profundos ventizqueros, y el rioque corre por el fondo y baña el pueblo de Chamuni (<< Biblioteca catalana >>, Diario de Barcelona,24/02/1836) ; d'après Bofili (1885), un exactefac simil en relleu, fet per eli, del macis del Montbianc absa famosa vahi de Chamonix y altres afluents, los glaciars en ellas encaixonats, los camins, viaranys yaltres datos topografics.Une autre copie de ce relief fut acquise par Maclure en 1805 au prix de 14 louis (Maclure [1805-1825]).Enfin, la copie existante dans la collection Saussure nous a parvenu et son image peut être contempléedans la web http//hypo.ge-dip.etat-ge.chlwww/saussure/html/J-{Bs/node4 1 html, contenuc dans unecaisse de bois.

modèle pour lever les profils du pic de Tour et du pic du Midi a une échelle double etdans le second cas en lui ajoutant des autres données sur la vallée du Rhône a uneéchelle différente.

Gimbernat ne nous indique pas la source de la topographie pour les deux profilsde 1' Oberland, mais la référence aux mesures trigonométriques de Tralles des picsinaccessibles porte sur le modèle de Pfyffer qu'on conservait a Luzerne, ou bien surune copie de ce modèle, ou sur un autre modèle de cette region que d' après Ebel iiexistait a la Bibliothèque bernoise.

C'est intéressant de constater l'existence de tous ces modèles dans laBibliothèque de Berne, la cite oü Gimbernat a signé son Atlas en 1804 : d' après laguide d' Ebel ii existait des plans en bas-relief représentant 1' Oberland, le districtd'Aigle et Bex et le Saint Gothard (Ebel [1795]).

LES METHODES GEOGNOSTIQUES

Observations sur le terrain

La principale source d'information était pour le géognoste, de même que pour lesgeologues d'aujourd'hui, l'observation des faits sur le terrain. La construction desprofils n'aurait pas été possible sans examiner la composition des couches, les rap-ports entre elles, la mesure des ses directions et pendages. C'est ce qui nous suggèreGimbernat en nous presenter son parcours dans les Alpes:

en parcourant les Alpes a pied, avec le marteau, le quadrant et la boussole aIa main, comme ii faut pour observer soigneusement la nature des substances quicomposent les montagnes et sa situation relative. (Gimbernat, 1804)

Des méthodes indirectes d'observation ont été aussi employees. Par exemple, ona inféré la composition des pics inaccessibles du Oberland au moyen de 1' observationde ses debris, afin de completer le profil du Finsteraarhorn:

C 'est par 1 'observation des fragments de ses parties accessibles, autant que desfragments tombés des pics supérieurs, que nous savons que cette chaIne est forméepar des pierres calcaires schisteuses en couches minces... (Gimbernat, 1804).

La guide d'Ebel porte la description de cette carte en relief: La célèbre carte topographique, en reliefd'une partie de Ia Suisse, levee d'après nature par M. Le général Pfyffer (mort en 1802, a l'âge de 85ans), dans Ia maison duquel on peut encore le voir Ce magnfique ouvrage, inventé et exécuté par cesavant militaire, représente une étendue de 180 lieues carrées savoir les cantons de Lucerne etd'Unterwald, ainsi que une grande partie de ceux d'Uri, de Schwitz et de Zoug, indépendamment descontrées limitrophes des cantons de Berne, de Zurich et d'Argovie. Les plus hautes montagnes de 9.700pieds ont, sur ce relief 10 pouces au-dessous de Ia swface du lac des Waldstettes. L'ensemble a 22 p1'2en longueur sur l2p. en largueur; ii est compose de 136 pièces carrées que 1 'on peut démonter etformeincontestablement la meilleure carte qui existe de ces contrées. MM. Dunker de Méchein et Klausueront publié des dessins et des cartes gravées d'après ce relief 1...] Tout voyageur avant son depart deLucerne, peut y étudier toute la route qu 'il se propose de faire dans les montagnes voisines [...] M. LegCnéral Pfyffer a le double mérite de Ia premiere idée de ce genre d'imitation 1...] On a exécuté desouvrages semblables, représentant Ia vallée de Chamouny, les montagnes du district de 1 'Aigle, cellesdu St. Gothard, le canton de Zurich, et même toute la Suisse. (Ebel, [1795]).

L' observation lointaine avec le telescope a été parfois utilisée, notamment sur lessoinmets du Oberland depuis Berne. Enfin, l'observation des roches déposées dansles cabinets scientifiques, tels que celui de Saussure ; c'est pourquoi Gimbernat s'estrassuré de ses opinions sur les roches que Saussure avait nommé granits schisteux, etqu'il a pu parler de la composition lithologique du sommet du Mont Blanc.

Hypsométrie. Quelques observations barométriques ont été faites. Gimbernat por-tait un baromètre afin de mesurer la hauteur des montagnes, mais ii ne donne qu'uneseule mesure, car cet appareil cassa au cours de la montde au mont Tramorcio,presque au debut du parcours.

Petrologic. La description des roches et son contenu << fossilifère >> (minéraux et<<pétrifications x') est essentiel pour la géognosie. L'auteur de l'Atlas y met un souci spd-cial, surtout en ce qui concerne les roches granitiques et schisteuses, ce qui l'amène adiscuter des determinations données par ses prédécesseurs, notamment Saussure : lesgranites veinés, les pierres de come et les poudingues de Vallorcine y sont discutés.Ainsi, c'est le gneiss qui forme le noyau du Saint Gothard, et pas le vrai granit:

La chaIne centrale des Alpes est formée pour la plupart de gneiss et pas de granit,tel que 1 'ont suppose les naturalistes 1...] sa disposition plus o moms schisteuse, la régu-larité et le parallélisme dufeldspath, et lafacilitepour n 'obtenir des pièces tabulaires nepermettent pas adopter cette denomination, et le posent dans 1 'espèce du gneiss. Je n 'aipas trouvé dans les Alpes le veritable granit primitif de la plus ancienne formation 1...]mais seulement a la base de ces montagnes en sites divers, tels qu 'en Baveno, près dulac Maggiore, eta la rive du Rhóne près de Pissevache dans le Valais. (Gimbernat, 1803)

Ii identifia aussi Ia syénite (roche composée de feldspath blanc compact, avechornblende, quelques grains de quartz et des écailles de mica), au-dessus des gneisset d'autres roches primitives. Pour les schistes cornéens avec des veines de quartz etde calcaire l'auteur nous propose un nouveau genre : le gneiss calcaire. Les rochescornéennes de Saussure ne seraient a son avis que des schistes argileux:

Presque toutes les roches citées par Saussure comme des pierres de come ne sonque schistes argileux primitfs, je m 'en suis rassuré dans sa propre collection, con-servée et augmentée par son fils a Genève. (Gimbernat, 1803)

Les poudingues de Vallorcine décrites par Saussure ne seraient pas de vraiespoudingues, mais schistes glanduleux, a cause da sa texture schisteuse; 10 ici par con-tre les galets

1...] se trouvent inclus dans un vrai schiste de texture unforme, et sesfeuillets sui-vent exactement le parallélisme avec la stratification des roches primitives, parmilesquelles les schistes de Valorsine se trouvent [ ... ](Gimbernat, 1804)

Oryctognosie. Les minéraux de certaines zones alpines avaient devenu un importantattrait touristique pour le voyageur naturaliste, notamment ceux du massif du SairLt

10 Pour Saussure, les poudingues de Vallorcine démontraient l'impossibilité de la sedimentation in situ descouches inclindes, ce qui était opposée a les idées neptuniennes acceptées par Werner : On rencontre degros blocs d'un schiste gris ou de couleur de lie de yin, 1...] qui renferment une grande quantité de cail-loux étrangers, les uns angulaires, les autres arrondis, & de différentes grosseurs, depuis celle d'un grainde sable jusqu 'a celle de la tête. Je fuis curieux de voir ces poudingues dans leur lieu natal . je montaitdroit en haut pour y arriver; mais là, quel nefutpas mon étonnement de trouver leurs couches dans unesituation verticale! On comprendra sans peine la raison de cet étonnement, si 1 'on considère qu 'il estimpossible que ces poudingues aient eteformes dans cette situation. (Saussure, Voyages, t. IV, chap. XX)

Gothard, décrits par Saussure, et ceux de la vallée de Chamonix, par Struve. 11 Dans l'ex-plication du premier profil, l'Atlas nous donne une liste des minéraux du Saint Gothard,parfois avec des mesures angulaires des cristaux: des grenats rhomboIdales, des tourma-lines noires, l'hornblende, l'adulaire, la vréhnite, l'épidote, rutile, anatase, staurolite, etc;avec parfois des mesures angulaires des cristaux ; aussi des disséminations de fer, titaneet wolfram. II cite aussi la zéolite, pas observée encore dans le massif. (tableau VI)

Le Saint Gothard n 'est pas moms intéressant pour 1 'Oryctognoste que pour leGeologue, car ii n 'y a pas un autre site dans les Alpes si abondant en minéraux rareset en des cristallisations si magnifiques. (Gimbernat, 1804)

Par contre, les fossiles ou <<pétrifications >> ne méritent guère 1' attention de 1' auteurde l'Atlas les seules citations se trouvent sur le profil du Rhône et dans l'explicationde la carte ; ii ne reporte qu'une observation propre, celle des huItres marines au MontBelpberg, et peut-être celle des mollusques au Mole ; ii cite très legerement des glos-sopetras dans la Molasse, et d'autres classes (coraux, madrépores, pectinites, strom-bites, testacds). 12 II fait aussi mention du fameux gisement d'cEningen.' 3 (tableau VII)

Saussure avait décrit les minéraux du Gothard dans: <<Notes pour servir ala minéralogie du St. Gothard>>(Voyages, t. 4, pp. 64-116), un catalogue de 27 espèces, les descriptions extemes desquelles, faites par M.Berthout van Berchem se publièrent séparément. Dans la guide d'Ebel on peut lire :11 n 'existe aucun lieu danstoute la chaIne des Alpes, et peut-être dans le reste du monde, oà l 'on trouve, dans un espace tellement res-serrée, un nombre aussi prodigieux desfossiles, que sur le St. Gothard. II est plus que vraisemblable que cestrésors soient loin d'être épuisés. Le naturaliste 1...] peut y recueillir [.1 lesfossiles les plus curieu.x, et enchoisir lui-même les échantillons les plus instructtfs. Les minéraux du Gothard étaient un fort attrait touristi-que pour les naturalistes voyageurs, et un ressource commercial important pour les gens des villages voisines.D'après la guide d'Ebel, une collection de 50 a 60 espèces de fossiles du St. Gothard, couite de deux a dixlouis, selon la grandeur et la beauté des échantillons. Au reste, quelques uns de cesfossiles sont si rares, qu 'iles très d?fficile les obtenir; c 'est ainsi que les tourmalines blanches et vertes coOtent d'un a trois louis la pièce.Ii n'y avait un magasin chez le conseiller J.A. Nager, qui en fournit les voyageurs. A Andermatt on trouve ades prix raisonnables tous les fossiles du St. Got/wrd chez Herménegilde Muiller 1...] les chasseurs de cha-mois ainsi que d'autres particularites font aussi ce genre de commerce (Ibid). Au village d'Airolo, on y trou-ye aussi presque en tout temps une quantité de cristaux et autres minéraux a ven4re, mais la plupart a des prixtrop élevés. M. Comossi, domicilié a Ia poste, est le principal de ceux qui en font commerce a Airolo. Ii posse-de une collection très complete desfossiles du Saint Gothard dont ii connalt tous les recoins, et il se plait aen garder les plus beaux échantillons pour le cabinet de son fils. (thid). Les espèces minéralogiques dii MontBlanc et des montagnes avoisinantes avaient été publiées dans la guide de Berthoud (Itinéraire de la vallée deChamonix, d'une partie du Bas Vallois, et des montagnes avoisinantes, Lausanne, 1790), dont les demières40 pages constituent un catalogue élaboré et détaillé par le prof. Struve, inspecteur des mines de sel de Bex.12 Saussure avait été plus explicite dans ses cites : au Salève, peignes, terebratules, griphites, entroques,corau.x et madrépores, dont M. De Luc le Cadet aformés une collection très intéressante ; il avait inséré dansles Voyages une description de deux bivalves singulières par Deluc ; ii cite des térébratules, comes d'ammon,turbinites et cames dans la description du Mole. Des huItres pétriflés citées a grande hauteur, sum le haut deVeron ou la Croix de Fer (Saussure, Voyages, t. 1, pp. 163-201 et 221-243). La guide d'Ebel cite aux alen-tours d'Arpénas une sorte de grandes comes d'Ammon et autres pétrifications. Sur le Veron, des ostracites.13 Par sa variétd et rareté les exemplaires du fameux gisement d'cEningen étaient objet de collection doncde commerce : On y a trouvé des quadrupèdes, entre autres un putois, un cerf des souris, etc, des par-ties d'oiseaus; des amphibies, par exemple, des tortues, des crapauds, des serpens, des orvets, et sur-tout une quantité prodigieuse de poissons qui sont si parfaitement conserves, qu 'on y ne connait lesnageoires et leurs rayons, les cartilages de la tête, les dents, le crystallin de 1 'mil, 1 'opercule des ovies,les écailles, et la chair desséchée qui recouvre le corps. On en trouve qu 'ont 16 pouces et même 2 piedsde long, sur 6 a 9 pouces de large. On y voit aussi des insectes de toute sorte, des écrevisses, et un can-crc de marais dont on n 'a point encore pu découvrir le type dans les environs; des vers, des coquilla-ges aquatiques et terrestres, et une quantité extraordinaire des pétrifications végétales 1...] On y a aussireconnu des fragments de poissons et de cancres marins, comme aussi des dents du mammouth del'Ohio. (Ebel [1795]). D'après cette guide, il en avait de belles collections chez le chanoine Gessner ; leDr. Lavater, et M. Raher, a Zurich, le baron de Devring, a Gottmatthingen, le Dr. Amman, a Schaffouse.

Tableau VI. Minéraux cites

Espèce Localité-M

Pianos geognósticos -Gj

Adularie prismatigue, tabulaire Quartzite, Saint GothardAmiante Andermatt

____________________________Bienden

-** -

-Anatase (=Oisanite) octaédrigue_gnt sulfuré (Vitrée)Asbeste Andermatt Saint Gothard, Chamonix * *Axinite Mont Blanc, Chamonix *

-*

-

Blende Orsières- -

Calcaire spathigue Badus, Campolungo *Chlorite lamines hexaedres (=Mica? Saint Gothard

- ---

Clorite schisteuse Andermatt, Weiler-Staude * *Epidothe prisme hexaèdre(= Thallita)(=Beril du Saint Gothard)

Saint Gothard, Badus,Orsières, Mont Bianc

*

Feldspath Mont Bianc, Chamonix *Fer globuliforme Muhlital *Fer spatigue Saint Gothard *

-

Fer spéculaire Chamonix, Midi - * *-

Fluorine Orsières

--

-

Fluorine rosée Mont Blanc * *Galeine OrsièresGrenats dodecaèdres romboIdaies Saint Gothard, Badus, Campolung * * *

Homblende aciculaire Saint Gothard, Mont BlancTremola, Canaria *

- - - - -

Magnetite octaédrigue Saint Gothard * *Molibdenite Simplon, Chamonix, Talefre *

-* *

Muriacite (=halite?) Aigle- - - ---

- -*

-

Quartz hialin Saint Gothard-

Quartz prase (vert) Alpe Soreccia (Schipsius)Pirite cubigue Saint Gothard *Piombagine Simplon, Chamonix * *Rayonnante verte Mont Blanc *

-

Réalgar polungo Bienden

--

Rutile (=Titane oxide) Campolungo *Sappare, Prismes tetraèdres,stries Saint Gothard, Val Leventina * *Schorl sp. Schst. argileuxSchorl_trièdre_et_hexaèdre __________________________Spath brun (Braunspath) Saint GothardSpath magnésien Saint Gothard, Weiler-StaudeStaurolite (= Grenatite)

_pfsmes tetraèdres Saint Gothard, ChevonicoStéatite fibreuse Mont Blanc, Chamonix * *Talc vert Andermat Campolungo

-* --

*

--

**

-

-

--

Menako, ou titanite Saint GothardTourmaline noire Saint Gothard

CampolungoCampolungoBadusWeiler-StaudeSaint Gothard

Tourmaline verteTrémolite prismatigueVrenhite tabulaireWolframZéolite radiée

Tableau VII. Fossiles cites

Classes Sites MPianos geognosticos

G

Coraux * *

Glossopètres Molasse *

Feuilles cEningen *

Insectes iEningen *

Madrépores *

Mollusques Mole *

HuItres Mt. Belpberg *

Pectinites *

Poissons lEningen *

Strombites *

Testacés *

Turbinites *

Les etudes au laboratoire

Mesures des angles des cristaux

Des mesures des angles des cristaux de certains minéraux sont donnés dans 1'Atlas(tableau VIII), y compris celles d'un cristal d' adulaire de propriété de Gimbemat ; cequi indique qu' il s' agit des mesures originales et pas remaniées d' autres auteurs. DoncGimbemat aurait dispose d'un laboratoire a Berne avec, du moms, un goniomètre.

Tableau VIII. Mesures des angles des cristaux

MineralHabitus

Notes_________________Prisme Appointement

AdulaireQuadrilateresrhomboIdales

Pyramide obtuse 106°Inflexion: 145-159°

Incidence : 135°

Exemplaire propre,du Mont Fieudo

Tabulaire ____________________ ____________________

GrénatiteTétraèdres obliques

comprimés Pyramide dièdre___________________Appointement trièdre

(Van Berchem) oudièdre (Saussure)Hexaèdres 126°, 129° Tétraèdres

Fer spéculaire Prismes hexaèdres composes de lames 123°

Sappare Prismes tétraèdres striés Troncadures 123°

____________________

Prismes hexagonestronqués net (plansperpendiculaires),d'après Saussure

Tourmalines

Pnsmes trièdres Pyramide obtuse 3 faces Prismes hexagones ades angles différents

alternativement;terminaison en pyramidetrièdre obtuse (Saussure)

Prismes hexaèdres Pyramide tétraèdre____________________________________________

Prismes de 9 côtésPyramide trièdre

obtuse 138°

La phosphorescence des roches. Au laboratoire, on a observe une des propriétésdes roches : la phosphorescence qui fait suite a un chauffage artificiel. 14 Gimbernatsuggère la profiter pour determiner l'âge des matériaux:

En ce qui concerne a la qualite des types des roches, je me suis aperçu que pourla plupart elles deviennent phosphorescentes après les chauffer artificiellement, J'aitrouvé cette propriété chez tous types des roches si 1 'on exclue les stéatitiques, et jel'ai observe en des couleurs jaunes, verts et rouges. Peut- être on pourra appliquercette propriété pour distinguer les roches d 'age différente ; peut-être cette découvertenous portera a des nouvelles recherches chimiques sur la composition des rochesencore non décomposées, et a démontrer que les acides phosphorique et phospho-reux ont fait partie des elements qui ont forme les continents par dissolution etcristallisation. (Gimbernat, 1808)

Modélisation structurelle

La description de l'architecture de la chaIne est peut-être le résultat le plus impor-tant pour l'auteur des << Pianos >>. Cette description se fait au moyen de graphiques(carte géognostique horizontale et cartes verticales ou profits) et un mémoire expli-catif pour chacun d'eux.

Les profils ou plans verticaux. Fort utiles pour comprendre les relations entre lesunites lithologiques, s'obtiennent au moyen de porter les observations du terrain surdes profils topographiques, lesquels doivent être a peu près perpendicuiaires auxstructures alpines, afin de mieux les décrire:

Etant donné que les couches quiforment la chaIne des Alpes suivent généralement ladirection du Nord-Est au Sud-Ouest, la seule façon d'exposer ses successions est en lescoupant orthogonalement, et c 'est pour cela que les profils suivants ont etefaits en direc-tion du Sud-Est au Nord-Ouest, et c 'est grace a ce méthode que nous y avons les couchesavec la même ordre et situation depuis les plus hauts sommets jusqu 'a les va/lees.(Gimbernat, 1804)

En ce qui concerne la distribution des profils sur la chaIne, elle n'est pas régulière,car us se groupent : deux sur le massif du Saint Gothard ; deux sur ia vallée deChamonix, et encore deux sur 1' Oberland. D' ailleurs, ii s' agit generalement de profitspartiels et pas de sections qui montrent toute la structure de la chaIne. Ces contraintes,c'est a dire la partialité et la localisation en zones concretes peuvent s'expliquer pardes limitations dans l'information existante, notamment pour la topographie, qui sebornait aux modèles en relief.

Nous avons observe des défauts de construction sur quelques profits la situationd'Andermatt sur l'échelle verticale ne correspond pas a sa vraie hauteur ; le profil 4

14 Déjà Saussure avait observe cette propriété chez les trémolites : les trémolites sont remarquables parla lumière qu 'elles répandent quand on les frotte dans 1 'obscurité. La vivacité de cette lumière, dans lesdifférentes espèces de cette pierre & lafacilite avec laquelle on l'excite, semblent être en raison inversede leur durée 1...] La raison de cette phosphorescence n 'est point encore distinctement connue. Mon filsen a dit un mot dans son Mémoire sur la Dolomie [...1 mais ii n 'a point prétendu épuiser ce sujet quipeut être encore l'objet de recherches intéressantes pour les physiciens. (Saussure, Voyages, IV, p. 109)

n' a pas d' échelles graphiques ; le profil 6 n' est pas fait a échelle (1' auteur a utilisé pro-bablement plus d'une source). Ii n'y avait donc par une source unique pour latopographie, et cela se traduit par la divérsité d' échelles des profils (toises/pieds deroi, lieues de 25/pieds), et aussi par des erreurs dans l'emploi de ces mesures et dansle dessin des barres des échelles graphiques sur les planches.

Sur les profils on y représente les espèces de roches en couleurs et les couchesavec ses pendages ; la representation se borne aux parties les plus superficielles, afind'éviter l'extrapolation a une profondeur excessive:

Les espèces des roches qui se trouvent sur ces profils y sont représentées aumoyen de couleurs différentes, et les limites entre les couches par des lignes tracéesselon les angles de pendage véritables. Les zones ombres nous indiquent que 1 'in-térieur des Alpes nous est inconnu et que nous ne connaissons a peine que la surfacede la Terre. (Gimbemat, 1804)

Une telle representation, malgré qu'elle ne soit pas très precise, serait a son avissuffisante pour donner une idée de la structure de la chaIne, car le geologue ne doitpas se borner a découvrir des curiosités, d' après 1' auteur, mais a contempler lesgrandes masses naturelles.

Une autre difficulté sont les changements graduels entre formations, tel que lesschistes argileux primitifs passent au schistes calcaires de transition:

Ii n 'y a rien de plus difficile que tracer exactement les limites de chaque forma-tion, parce qu 'us passent par degres imperceptibles, donc on peu dire que les vraislimites n 'existent pas dans Ia nature. (Gimbernat, 1804)

La carte ou plan horizontal. La structure generale du massif est représentéesur la carte géologique. La levee de ce document aurait été une très lourde tâchequi aurait demandé beaucoup de courses pendant plusieurs années de travail.Mais Gimbernat n'a fait qu'une seule course en été 1803 ; done la seule facond'expliquer la levee de la carte de l'Atlas est que cette carte existait déjà aupara-vant, et que Gimbernat s'est borne a l'adapter en lui ajoutant quelques observa-tions personnelles (le basalte du lac Maggiore par exemple). Cette carte préexis-tante a été probablement la carte anonyme de Berne, tracée sur un exemplaire dela même edition de la Carte des Principales Routes de Heinzmann, ou plutôt unancêtre commun trace sur une edition plus ancienne de la cette carte routière, cequi nous paraIt le plus raisonnable.

Precipitation universelle. Pour 1' auteur de 1' Atlas, toutes les roches auraient étéformées par cristallisation ou precipitation chimique dans un milieu aqueux, autantles roches sédimentaires que les granitiques. Les calcaires qui precedent les pre-miers fossiles, par exemple, n'auraient pas dérivé de la decomposition des animauxmarins, tandis que l'oolithe du Jurassique ne serait que le produit d'une sorte de

cristallisation globuliforme. Les couches d'houille et de gypse se formeraient aussipar precipitation successive dans un fluide tranquille. Même la Molasse ne seraitpas un poudingue fin ni une espèce de grès, mais encore un autre produit de lacristallisation

Par rapport a sa formation, je crois qu 'on peut 1 'attribuer a une precipitationconfuse, faisant défaut laforce de cristallisation, laquelle etait forte pendant les pre-mières époques de la terre, tel que les granits le démontrent, et faible pendant lesdernières, a cause de la diminution du dissolvent. (Gimbernat, 1804)

Sedimentation des couches inclinées. L' origine des roches par precipitation oucristallisation permet imaginer la sedimentation des couches en position inclinde, cequi s 'oppose a un des principes fondamentaux de Steno (d' ailleurs presque uni-versellement admis), qui les veut originellement horizontales : une hypothèse queGimbernat qualifie d' << ancienne >> et de <<loin d'être démontrée>>

Généralement toutes les couches obliques de cette chaIne centrale se penchentvers les vallées prochaines; ça veut dire qu 'elles tombent du côté extérieur des mon-tagnes au lieu de s'y appuyer De cette disposition très singuliere et contraire al'opinion générale 1...] résulte que souventdans lesAlpes les schistes se trouvent par-dessous des gneiss, des roches magnésiennes et des calcaires. Je sais qu 'on va expli-quer cette observation par 1 'ancienne hypothèse de la disposition originelle descouches et sa dislocation accidentelle, mais quelques arguments ne me permettentpas adopter ce système si peu philosophique, car ii suppose que la nature n 'a pasformé que des couches horizontales, ce qui est loin d'être démontré. D 'ailleurs, n 'estpas moms curieuse la circonstance que les couches les plus hautes et plus centralesdes Alpes se trouvent dans la position verticale : un fait qui difficilement s 'accorde a1 'hypothese citée, même pour la plus exaltée des imaginations. (Gimbernat 1803)

Ce sont les lois chimiques naturelles qui ont Pu produire cet effet de la sédimen-tation inclinée ou verticale des couches:

Je me suis convaincu que les positions inclinées et perpendiculaires se sont for-mées tel que nous les voyons aujourd'hui, d'après les lois chimiques telles que lacristallisation ; et que les revolutions qu 'on suppose responsables de sa positionactuelle n 'existent que dans 1 'imagination des personnes très limitées, qui ont ungrand concept des sommets et une idée trop petite du diamètre terrestre et des loischimiques naturelles et de ses effets. (Gimbernat, 1808)

Et plus précisément les forces moléculaires, lesquelles auraient surpassé la forcegravitationnelle:

La nature aforme des couches en toutes directions possibles, pas comme un sédi-ment, mais par des cristallisations confuses qui sont le produit des précipitations, oà/ 'affinite chimique des molecules a été plus forte que la gravité, tel qu 'on peut / 'ob-server dans toutes dissolutions et cristallisations 1...] Cette conclusion va semblerune absurdité a ceux qui, très dévoués de la théorie de Ia primitive stratification ho-rizontale, n 'envisagent que le désordre dans les montagnes formees par des couchesobliques 1...] La parfaite coIncidence que j 'ai observe dans les Alpes entre les direc-tions des couches et celle de la chaIne (NE-SW) me paraIt démontrer qu 'el/es se sontformées dans la même situation dans laquelle el/es se trouvent (Gimbernat, 1804)

Les forces d'inertie y auraient joue un certain role, mais cette théorie manquaitencore de confinnation:

Si des nouvelles observations démontrent qu 'en des autres chaInes s 'y vérifie ceparallélisme entre la direction generate et les couches, nous aurions une donnée trèsimportante pour éclaircir la facon par laquelle les protubérances des continents sesont formées ; et s'il en résulte que 1 'ordre des directions est relatif 1 'altitude oilelles se situent, nous pourrions aventurer quelques hypotheses vraisemblables surl'influence que les forces inertes produites par Ia rotation ont exercé sur la disposi-tion des couches, en même temps que les précipités seformerent. (Gimbernat, 1804)

Un modèle a-tectonique et anti-catastrophiste

Origine des contournements . Cette théorie rendait donc pas ndcessaire la tec-tonique ou deformation des couches, qui n' auraient pas été déformés, mais déposéesen s' adaptant au relief sous-jacent:

Si 1 'on retourne a la partie inférieure de la formation primitive dans le district deGuttanen, on la trouvera couverte par le calcaire de transition, quiforme une étroitechalne et qui couvre le schiste primitif quiforme le vallée Im-Grund. De l'autre côtéde cette montagne schisteuse se trouve la même calcaire qui s 'incline au sens oppose,de la sorte que le schisteforme un noyau conique couvert sur les deux côtés par descalcaires [...] Cette observation nous démontre que les précipités de transition semoulèrent a les surfaces des terrains primitifs (Gimbernat, 1804)

Les pus a moyenne échelle - aussi nommés irregularités dans le texte - sont pasrares dans les terrains de transition, et surtout dans le Jura. Gimbernat les décrit, maisson interpretation se borne a rejeter les theories classiques des explosions souterrainesou de 1' affaissement des terrains:

Le Jura offre au géologue plusieurs sites intéressants, a cause des couchescurvilignes qui forment des sections coniques, desquelles la parabolique est celle quipeut s 'envisager comme 1 'expression la plus exacte de sa disposition génerale 1...]toute la chaIne du Jura est composée de couches courbes, lesquelles montent enoblique contre elle, se courbent près des sommets, oà elles forment un plan horizon-tal, et se penchent sur la versant opposée avec une inclination opposée 1...] Une obser-vation attentive de ces couches nous empêche d 'admettre 1 'hypothèse qu 'elles furentdéposées sur le plan horizontal; et qu 'elles auraient acquis sa position oblique ouverticale grace a des explosions souterraines ou a 1 'affaissement, tel qu 'il le veutDe Luc. (Gimbernat, 1804)

Genèse des montagnes et des continents. Les catastrophes ne seraient pas nécessairespour expliquer la fomation des montagnes et des continents, lesquels auraient été formésin situ par les seuls processus physiques et chimiques. Pour Gimbernat, la constante direc-tion des couches n'est pas accordable avec l'hypothèse des dislocations catastrophiques:

L'untfor,nité des directions de la plupart des couches qui composent la chaIne, duNord-Est au Sud-Ouest à-peu-près, est une autre circonstance qui n 'est pas concor-dante avec les supposées dislocations et catastrophes violentes auxquelles on attribueles protubérances des montagnes, donc dans ce cas hypothétique les directionsseraient infiniment variées. (Gimbernat, 1804)

Dans un écrit postérieur, il applique aux hypotheses catastrophistes le qualificatifde << ridicules >>

Après découvrir les lois generales deformation de la chaIne alpine par la voie del'observation, je me suis aperçu que quelques hypotheses existantes sont ridicules,surtout celles qui proposent que les couches seraient originellement horizontales etque la direction oblique actuelle serait consequence de grandes catastrophes, cequ 'on appelle les revolutions du globe. (Gimbernat, 1808)

Mais cette negation de la tectonique et des catastrophes n'empêche pas admettreque les chaInes de montagnes peuvent subir des collisions dans certaines aires ; leseffets d'une de ces collisions étant visibles, par exemple, dans le Tyrol meridional

Dans cette region nous trouvons une interruption des lois générales de laforma-tion des Alpes ; ici nous nous croyons situés dans un chaos, entourés de rochesplacées pour confondre nos idées systématiques. Et pourtant, outre des considerationssur son emplacement, un simple coup d'wil m'a suffitpoury retrouverl'ordre generalqui marque la théorie de Werner; et m 'a convaincu que cette exception n 'est qu 'unemodification reguliere due a la collision des Alpes avec une autre chaIne a laquelleappartient le granit anomale de Pergine. (Gimbemat, 1808).

Histoire de la Terre

Diminution de lii force de cristallisation. Les differences entre les roches anci-ennes et les modernes s'expliquent par diminution de la << force de cristallisation >>, aufur et a mesure que les précipités se multiplièrent.

Ii apparaIt que dans certaines ages de la terre, la cristallisation était laforce pré -dominante, et que cette force a diminué aufur et a mesure que la dissolution; de cefait l'intervention des lois chimiquesfut de plus en plus faible et l'importance de lagravité, par contre, aurait augmenté. (Gimbernat, 1808)

Un témoin de cette diminution se trouverait dans la succession des minérauxnon-metalliques dans les sommets, et par contre veines métallifères dans les vallées;la deposition de ces veines metallifères aurait lieu lorsque les parties les plus hautesde la chalne dtaient au dessus du niveau de la dissolution:

Cette dUférence des productions paraIt témoigner que le fluide qui couvrit lesAlpes a diminué graduellement, et qu 'a diverses époques il a contenu des dfférentessubstances en dissolution, lesquelles précipitè rent aufur et a mesure de la diminutionde son dissolvent; que les premiers précipitésfurentprincipalement ceux de la classedes terres, suivis par ceux de la classe des métaux. (Gimbernat, 1804)

Soubassement et disparition de la mer. Les cristallisations si parfaites des minérauxnon metalliques qui existent dans les sommets indiqueraient aussi que les fluides quijadis couvraient les Alpes s'abaissèrent graduellement. D'ailleurs, les reliques des ani-maux marins, les testacés et les Glossopètres qui se trouvent dans les couches du Flötz,témoignent d'après cette theorie que la dissolution mere des roches fut l'eau de la mer:

La rareté des pétrfications marines n 'est une qu 'une épreuve que dans ce districtil y avait des conditions contraires a sa multiplication 1...] et sa presence, malgréqu 'elle soit peu nombreuse, suffit pour démontrer que la mer avait couvert cette region(Gimbemat, 1804).

Le niveau des eaux n' aurait fait que s' abaisser, et cela aboutit a la disparition deseaux marines, tel que le temoignent les petrifications des testacés fluviatiles et palustres

qui se trouvent dans des couches marneuses au-dessus de la molasse ; et surtout le trèsconnu gisement d'(Eningen:

[...] les belles impressions de poissons, d'insectes d'eau douce et defeuilles d'ar-bres des carrières d '(Eningen [...11 'admirable perfection desquelles eloigne 1 'idée desupposer que les courants eussent apporté les corps qu'elles ne contiennentpas, bienau contraire ces corps-ci sont nés près des sites oà nous les trouvons ensevelis. II est,donc, vraisemblable qu 'ayant resté a sec les sommets et la plupart des versants desAlpes et du Jura, un petit Méditerranée ait demeuré entre elles, et c 'est dans son fondoIl la mollasse s 'aurait formée 1...] que les eaux de cette mer se sont abaissées lente-ment 1...] (Gimbernat, 1804)

Le role de l'érosion dans la formation du relief. Du sommet du Saint Gothard,Gimbernat a observe la correspondance des sommets et des structures pour se conva-incre que les vallées on été creusées par decomposition météorique le long du temps,donc que la hauteur des montagnes n' a fait que diminuer lentement mais progres-sivement. Les debris qu'il a observe sur les plus hauts sommets des Alpes démontrentque le relief d'aujourd'hui n'est que le résultat des actions de l'érosion sur un uniquemassif plus élevé:

Les nombreux fragments des roches qui se trouvent accumulés sur les sommets duSaint Gothard et du Brévent; ceux suspendus sur les rampes a la base des aiguilles deChamonix, et ceux qui se trouvent roulés dans toutes les vallées des Alpes, démontrentque cette chaIne était beaucoup plus haute avant les hommes 1...] donc son aspect fleret altier apparemment Si solide et éternel, n 'est pour le philosophe qu 'une épreuve de sacaducité et de sa future ruine. J'aifait cette reflexion au sommet du Saint Gothard 1...]ayant observe la correspondance des montagnes séparées par des gorges profondes; etcette observation, unie a 1 'unfonne direction et nature des couches qui les composent,m 'a démontré que toute la chaIne fut une seule masse auparavant. (Gimbemat, 1803)

La météorisation agissant au long du temps serait donc un important agent pourla formation du relief:

La coIncidence en direction et ordre de toutes ces montagnes fendues par unequantité extraordinaire de vallées est si parfaite qu 'on doit se convaincre qu 'elles sesontformees en même temps, que la chaIne était une seule montagne et que la sépa-ration de ces incroyables masses déchirées qu 'aujourd 'hui nous impressionnent, c 'estle résultat de la decomposition, le produit du vieillissement de la terre, et 1 'influencedes forces meteorologiques qui détruissent les roches les plus dures en les pulvérisant.(Gimbernat, 1808)

Les processus érosifs ont été favorisés par des lithologies schisteuses, moms résis-tantes, et cette erosion aurait donné les vallées alpins longitudinales

Une autre observation intéressante c 'est que laformation schisteuse se trouve surles versants des grandes vallées longitudinales, ce qui fait vraisemblable qu 'ellesfussent excavées sur place, du fait que les schistes sont peu résistants a la décompo-sition. (Gimbernat, 1804)

Répétition des processus géologiques et role du temps. La répétition des couchesde gneiss sur les profils du Tramorcio et du Midi suggère la répétition des précipitésde la même espèce a différentes époques. De même la situation des roches schisteusesde transition entre les gneiss du Brévent et du Mont Blanc:

La hornblende schisteuse se trouve sur les parties les plus inferieures de cesroches [primitives], et aussi sur les plus hautes, ce qui est un exemple de la répétitiondes précipités de la même nature, formes dans des époques très eloignees dans letemps. (Gimbernat, 1804)

Dans ce scheme, le temps a joué un role très-important : c'est la répétition desprocessus le long du temps géologique ce qui a donné au globe son aspect actuel,donc le monde est considérablement ancien:

1...] la nature afait des operations identiques a plusieurs reprises [...]faites endes époques successives, avec ordre et régularite; le désordre n 'est qu 'apparent, etses inégalites ne sont [...] que des monuments de l'ancienneté du monde et deschangements qui la main irresistible du temps y a produit. (Gimbernat, 1804)

Le constat du caractère simple et primitif des premiers organismes fossilisés audebut des couches secondaires, si différents des actuels, est qualifié d'intéressante,mais sans en tirer de conclusions sur le role du temps géologique:

Les premieres pétrifications qui se trouvent au debut du terrain secondaire sontinformes, de la sorte qu 'il n 'estpas possible dire si elles appartiennent a la classe destestacés ou a celle des mollusques. Si 1 'on tient compte de sa simplicité et de sa rareté,ils paraient des organismes très primitifs, et voilà une des observations les plusintéressantes qui offrent les premieres couches secondaires, la formation desquellesfut contemporaine de la creation des premiers animaux marins dans cette partie duglobe. (Gimbernat, 1804)

La succession litho-stratigraphique

Un des piliers du système géognostique wernerien fut l'établissement d'une pre-mière succession litho-stratigraphique, voire chronologique, accordée aux principesde superposition de Steno. Cette succession, très simple (cinq termes roches primi-tives, de transition, secondaires, tertiaires et volcaniques) étant ddfinie dans le Saxe,devait avoir une validité universelle, et c'est pour cela que les disciples de Wernertraitèrent de la valider dans des autres regions. Gimbemat nous dit que cette valida-tion fut un de ses principaux objectifs, et il trouva ce scheme valable dans ses lignesgdnerales, sur la carte geologique, par exemple ; mais dans le detail et a une dchellemoyenne (celle des profils, par exemple), la succession des roches était très corn-pliquee parce qu'il y a une grande diversité de lithologies qui se succèdent et se répè-tent dans la même unite et qui se trouvent aussi sur différentes unites. Ce qui fut unconstat pour tous les géognostes, Ct aussi pour l'auteur de l'Atlas.

a) Terrains anciens (Urgebirge). Le terme plus ancien était celui des roches ancien-nes, produit de la cristallisation des fluides primitifs, présentant des lithologies très van-ées dans une succession peu ddfinie mais alternante a plusieurs reprises roches grani-tiques (granites, gneiss, syénite), qui alternent avec schistes (argileux, micacés, stéati-tiques), quartz, asbeste, le topfstein ou pierre olaire ; le hornstein, le gypse <<primitif>>de Val Canania ; la hornblende schisteuse, la dolomie, les schistes grenus de Vallorcine.La formation schisteuse forme une bande parallele a celle des roches granitiques.

Le gypse de Val Canaria encaissée entre gneiss, serait une des roches primitives,contrairement a ce que Saussure avait dit: 15

Un examen attentf de ce vallée m 'a convaincu que cette opinion [sa position parmiles roches secondaires] est erroné : ici le gypse constitue des couches considérablesentre deux autres couches de gneiss qui traversent la vallée Leventina par-dessous duTessin, dans une direction concordante avec celle du Saint Gothard (Gimbernat, 1804).

b) Terrains de transition (Uebergangsgebirge). Les précipités de transition quisuivent, antérieurs aussi aux êtres organisés, s' auraient moulé aux surfaces des ter-rains primitifs. Cette unite présente aussi une grande variabilité lithologique : lagrauwacke et le trap alternent parfois avec des schistes argileux-calcaires sans fos-sues qui passent graduellement aux schistes primitifs. Si cette limite inférieure n'étaitpas bien définie, non plus la limite supérieure, oü les schistes cornéens sont couvertspar des schistes calcaires laminés qui alternent avec des schistes argileux, surtout danssa partie inférieure (Uebergangskalkstein):

C'est la man que de pétrifications dans tous ces schistes et dans les calcaires ce quicaractérise dans cette chaIne lesforinations de transition, c 'est a dire, celles quifurentformées peu après des roches primitives, et avant les secondaires, lorsqu'iln 'existaitpas encore des êtres organisés dans cette partie du globe. (Gimbernat, 1804).

c) Formation secondaire fossilifère (Flötzkalkstein), formée par des grossescouches de calcaire compact, est contemporaine des animaux marins ; elle renfermeles formations de l'houille (exploitée au Mt. Beatenberg) et du sel mann. Le gypse,le sel (avec des sources salées) et une couche de grès micacé concordant forment lesocle de ces calcaires secondaires:

Entre elle et le calcaire on y trouve des couches considérables de marnesargileuses, et aussi un schiste argileux secondaire qui alterne avec le calcaire, telqu 'on 1 'observe dans les excavations du sel de Bex, oà quelques observations me por-tent a croire que le gypse se trouve au-dessus de la grauwacke ou très proche a cetteroche, donc saformation est presque contemporaine a celle des roches de transition.(Gimbernat, 1804)

d) Formation tertiaire, presque horizontale, est compose de cailloutis et Molasses(gres friable en couches puissantes et horizontales) avec du gypse et du charbon, quirenferment des pétrifications non marines ; des couches palustres superposées, tellesque des marnes bitumineuses avec des testacés non marins, des poissons, des insecteset des feuilles. Un alluvion quaternaire discordant, 50 m au-dessus du niveau duRhône, couronne ces sediments.

e) Roches volcaniques. Sans se prononcer sur leur genèse, Gimbernat se borne anornmer quelques roches qui, d' après quelques auteurs, seraient d' origine volcanique,telles que les basaltes, les zéolites, le feldspath et l'idocrase ou vésuvienne.

15 Et pourtant, la raison était du coté de Saussure: Quant au gypse, on le trouve au St. Gothard, soit au-dessus d'Ayrol 1...] soit dans la Val Canaria. On le voit en masse, a grains fins & brillants, ne faisantaucune effrrvescence avec les acides 1...] Mais ce qui est moms commun c 'est trouver le gypse sous uneforme schisteuse, & mêlé de couches minces de mica; celui-ci contient quelques particles calcaires: iifit un peu d 'effervescence. Je ne pense pas, que ce schiste gypseux soit comme le schiste calcaire mica-cé une roche primitive, je le crois d'origine moderne & formé par depot dans des bassins après lafor-mation des montagnes secondaires, les échantillons que je possède sont de nature a en donner cette idée

(Saussure, Voyages, IV, p. 113).

La structure des Alpes

Les grands traits. L' Atlas nous donne une description des grands traits structurelsdu massif alpin, tel qu'on les imaginait au debut du siècle XIX, en s'appuyant sur lacarte géologique, dans laquelle apparaIt clairement la disposition concentrique deschalnes alpines autour d'un noyau granitique, tel qu'il l'avait propose généralementPallas pour les chaines de montagnes, et tel que Saussure l'avait appliqué aux Alpes.Les différentes unites, plutôt lithologiques et géomorphologiques que structurelles,portent une direction prédominante NE-SW et un pendage variable. Les chaInes sesuccèdent vers le NW:

a) Le noyau se compose des roches granitiques (Gimbernat precise qu'il s'agit desgneiss, et pas du vrai granit), des schistes micacés et d'autres roches primairescomprend nos zones sud-alpine, interne ou pénnique et les massifs anciens subalpins.On avait décrit sur ces derniers la fameuse structure en éventail en prenant la schis-tosité au lieu de la vraie stratification:

J'ai trouvé la plupart des positions perpendiculaires et divergentes dans les for-mations granitiques, surtout dans les sommets les plus hauts du Saint Gothard; lesdirections obliques aux environs des formations les plus jeunes, et les dispositionscourbées dans les formations moyennes ou de transition, et aussi dans les formationsanciennes avec des filons 1...] Un caractère très remarquable des Alpes c 'est que lescouches quiforment les bordures extérieures des deuxflancs Net S, ne s 'appuientpassur le noyau de la chaIne, comme 1 'on pourrait imaginer mais qu 'elles s 'inclinent endes directions opposées, c 'est-à-dire que sa partie inferieure est orientée vers lachaIne centrale, tandis que sur les sommets elles s 'orientent vers les plateauxlatéraux en Allemagne et 1 'Italie. Par exemple, les couches calcaires du Salève selèvent contre le Jura, tandis que au sommet sont dirigees vers le lac de Genève, etpasvers le Mont Blanc (Gimbernat, 1908)

La description de cette structure se trouve déjà dans Saussure, de même que l'idéeque les vallées longitudinales et les chaInes secondaires suivent la direction descouches et la continuation de la grande ride, qui est parallèle a la chaIne centrale.

b) Le calcaire de transition constitue une seconde chaIne. Cette unite comprend laplupart des matériaux mésozoIques infra-crétacés. Elle se penche sur les terrainsprimitifs (700 dans I'Eiger) tandis que, au fur et a mesure que l'on se n'éloigne sonobliquite diminue, et a deux ou trois lieues elle est presque horizontale ; plus loin ellese trouve plissee et plus au Nord le sens du plongement est change:

Les couches de cette formation (Ubergangskalkstein) sont remarquables par lavariété et 1 'irrégularité de ses inflexions, dont nous avons beaucoup d 'exemples dansIa vallée de l'Arve, entre Salanche et Cluses, et particulièrement a côté de la bellecascade d'Arpénas (Gimbernat, 1804)

c) Les couches secondaires avec des fossiles (Floetzkalkstein) forment latroisième chaIne.

d) La chaIne du Nageiflue et la depression de la Mollasse. D'après Gimbernat,l'allure des couches des deux massifs du Jura et des Alpes rend inconcevable unsynclinal entre eux, tel que Saussure l'avait propose. Le Jura ne serait qu'une partieexterne des Alpes, il y aurait continuité des couches, et la molasse ne ferait quefossiliser un paléo-relief.

Les descriptions locales. Les profils ou pianos verticaux, vrai noyau de l'Atlas,nous montrent avec detail la structure géologique locale.

Le profil du Saint Gothard présente les matériaux anciens du Urgebirge (granites,gneiss et schistes) disposes en éventail (ou pour mieux dire en deux structures mono-clinales de pendage oppose), se penchant au sud les <<couches>> situées au Nord dumassif, et au contraire celles situées au Sud. 16 Cette structure était déjà connue et ceprofil ne fait que confirmer les observations de Scheuzcher, Saussure et Escher.

De l'autre côté de la vallée Leventina, le profil du Tramorcio montre une sériemonoclinale et très inclinée des terrains anciens, entre le Tessin et le col, avec uneimportante couche de dolomie intercalée entre les gneiss et les schistes. De bas enhaut on y voit le calcaire primitif, le schiste micacé avec des gneiss alternants, et puisla dolomie en grosses couches parallèles et obliques, parsemées de trémolite prisma-tique et d' autres minéraux comme des rutiles et des tourmalines.'7

Sur le profil du Mahrenhron on y voit des terrains anciens en série monoclinale trèsinclinée au S.E. ; le calcaire de transition discordant entre Im-Grund et Brienz ; le cal-caire mésozoIque qui forme le Hohgant et le Tannhorn, et la Molasse en contactapparemment cassant. Dans 1' explication a ce profil, 1' auteur remarque la variété desroches primitives (gneiss, granit, syénite), leur << stratification>> et les transitions entreelles ; aussi pour la formation schisteuse. La structure anticlinale des calcaires de tran-sition (Jura) démontre pour Gimbernat que ces roches ont été déposées par précipita-tion en s' adaptant au relief des terrains primitifs. La suite est formée par des schistesargileux-calcaires sans pétrifications (Trias ?) avec une bande plissée dans le Haslital.Le profil imprimée a subi des variations on y distingue une couche de grès sur le Flötzdu Hohgant (flysch), et les contacts cassants sont devenus discordants.

Le troisième profil est pour la plupart occupé par le calcaire de transition en sériemonoclinale qui plonge au N.E., y compris les sommets du Eiger et duFinsteraarhom18 ; après la zone plissée de Darligen, ii vient le calcaire mésozoIque(Crétacé) øü se trouve le lac de Thun. Dans l'explication l'auteur expose que la com-position géologique des sommets inaccessibles a été déduite a partir des éboulis exis-tants dans les vallées. Le contact entre le calcaire de transition et le calcaire secondaireavec des pétrifications est graduel. Ii remarque le gypse entre Krattigen et Faulensee,analogue a celui de Bex, ce qui paraIt indiquer la presence du sel. Le terrain salifère setrouverait dans la limite entre les formations de transition et les secondaires.

16 Voyez la description de Saussure : Au-dessus d'Ayrol, les couches de la montagne du St. Gothard pro-prement dit, surplombent au-dessus de la vallée, ou contre le dehors de Ia montagne. Plus haut, & surtoute la crete, cues sont verticales ; mais en descendant au Nord, on rencontre, au-dessus de la valléed'Urseren des couches, qui, de même que sur le bas de lapente méridionales, surplombent vers le dehorsde la montagne. Mais depuis la vallée d' Urseren jusques an pied septentrional, elles sont généralementverticales (Saussure, Voyages, t. 4, p. 61).17 On voit, dans le voisinage de Dazio, des bancs de sappares, de dolomies et de trémolites si étendus, quejusqu 'ici on n 'en connaIt nulle part d'aussi considérables dans les Alpes. Dans le lontain s 'elevent les mon-tagnes de Campo Longo. Le chemin qui mène a ce lieu est pénible, on y arrive au bout de 2h ? de marche.Au-dessus de la cascade, a main droite, est situé le banc de sappare, et sur le Campo-Longo, c 'est a dire a6000 p de hauteur une couche énorme de dolomies grise et blanche, mêlée de magnques trémolites, etrenfermé entre des schistes micacés: cette couche, fort étendue, a 50 p d'épaisseur (Ebel, guide).18 Ce montagne c'est une des plus hautes pyramides de granit et de gneiss qu'il y ait dans toute Ia chal -ne des Alpes. Selon M. Tralles, sa hauteur absolue est de 13.224 p. au dessus de la mer (Ebel, guide).

Sur le cinquième profil, celui du col de Balme, une série monoclinale presque ver-ticale se montre entre la chaIne du Brévent et l'Aiguille de Tour. Ce profil expliqueraitla formation de la vallée par erosion inégale sur des matériaux schisteux moms résis-tants. Dans l'explication, Gimbernat corrige la denomination des Poudingues deValorsine donnée par Saussure par schistes glanduleux ou amygdaloIdes : il les situeparrni les roches de transition, tandis que les granites (Saussure) des aiguilles deChardonnet ne seraient a son avis que des syénites.'9

Le sixième profil, entre le Jura et l'Aiguille du Midi, montre la série ancienne duUrgebirge qui forme les sommets du Brévent et du Midi, le calcaire de transition plis-sé en synclinallanticlinal, le calcaire secondaire en série monoclinale qui forme leMole et le Jura, et la depression de la molasse qui s'y encaisse. La série des aiguillesse compose de syénite, gneiss et schistes en descendant, et se penche vers la vallée ; ily a une couche de gypse avant les schistes calcaires qui composent le fond, et de l'autrecôté les gneiss du Brévent. Au pied septentrional de cette montagne commence leschiste primitif, et la limite avec le terrain de transition se trouve entre le Brévent et leBuet ; le calcaire se trouve plissé près de la cascade d'Arpénas. Dans le sommet duMole se trouve le contact avec le calcaire secondaire (avec des pétrifications marines).Cette formation se termine au Salève, oü le grès tertiaire ou Molasse commence, uneroche décrite por Saussure. 20 Des terrasses fluviatiles se trouvent a 60 pieds sur le coursactuel. Au-dessous de ce alluvion on trouve représentée la série suivante:

- 20 pieds d'argile sans cailloux- plusieurs lits de marnes argileuses, parmi lesquelles une de 6 pouces de marne fétide- des couches de gypse compactAux carrières d'Allamogne, sur la chalne du Jura, le calcaire secondaire a une

disposition pareille a celle du Salève, ce qui porte l'auteur a envisager une sériemonoclinale, plutôt qu'un ph synchinale, tel qu'il l'avait interpreté Saussure.

Le corollaire : validité des principes de Werner

Les observations géognostiques faites tout au long de la chalne des Alpes confir-ment, d'après Gimbernat, l'ordre général indique par Werner:

Parmi le désordre apparent qui s 'étend sur un pays de montagnes creusé de val-lees profondes comme ce qui s 'étend des rives méditerranéennes a Nice jusqu 'a cellesdu Danube a Presburg, j 'ai reconnu un ordre général, une admirable régularité danstoute la structure de la chaIne alpine. (Gimbernat, 1808)

19 En effet, Saussure avait dédié un chapitre aux << aiguilles ou pyramides de granit qui sont au sud-estde Ia vallée de Chamonix >> (Saussure, Voyages vol. 2, 1786).20 Saussure avait décrit cette roche dans l'essai sur l'histoire naturelle des environs de Genève : Cettepierre, quand est réellement dure, porte dans le pays le nom de Grès, mais lorsqu 'elle est tendre, on Ianomme Molasse. Cette difference de dureté vient, a ce que je crois, de la plus ou moms grande pureté,tant du sable que du gluten qui unit ses parties.[...J On a trouvé dans cette pierre peu de corps étrangers;les seuls qui soient parvenus a ma connaissance sont deux os de 4 a 5 pouces de Ion gueur sur un pouceou nfl pouce & demi d 'épaisseur 1...] [Un desquels] est actuellement dans le cabinet de M. Struve.(Saussure, Voyages, vol. 1; 1779).

Et cela malgré des bouleversements locaux qui effacent l'ordre gdnéral, mais ledésordre de la nature ne serait qu'apparent ; 21 les processus géologiques se succèdentavec régularité le long des temps et suivant des lois constantes et universelles, c'estl'accumulation des effets ce qui leur donne un aspect desorganisé et pas uniforme:

Parmi les irregularites et le désordre apparent qui présentent les montagnes et lesvallées, la structure de la terre n 'est aux yeux du geologue que le résultat des opéra-tions naturelles faites avec une regularité admirable, moyennant des lois constanteset universelles. (Gimbernat, 1804)

Voyages de Gimbernat (1801-1803)

Gimbernat, attaché a 1' ambassade espagnole en Angleterre, se trouvait déplacéa Paris a la suite de la guerre anglo-espagnole commencée en 1796. Après êtrechargé par le gouvernement espagnol de quelques commissions (notamment de for-mer une collection de minéraux), il fut nommé second directeur du Cabinet Royalde Madrid (1798) et on lui ordonna de voyager en Allemagne, mais ii a du postposerce voyage a cause de la guerre (seconde expedition de Moreau) et de ses problèmesde sante. En janvier de 1801 ii se trouve a Aix-la-Chapelle d'oü il rapporte avoircommence la collection des minéraux ayant visité les mines de charbon de laBelgique.

Voyages en Allemagne. En 1802 ii visita les hams de Aix, Wiesbaden, etRehbourg (près d'Hannover), et cet hiver ii s'est rendu a Berlin, oii ii fut introduitdans les socidtés savantes de la cite grace a une recommandation de Werner a sonancien élève Karsten et au célèbre chimiste Klaproth.22 En effet, il fut recu membrehonoraire étranger au sein de la berlinoise << Gesellschaft Naturforschender Freunde >>,et aussi dans la << Mineralogische Societät >> de Jena. Une lettre de Gimbernat a

21 Une afirmation pareille peut se lire dans Ebel, 1808 : Nichts in den Natur ist ohne Ordnung und Gesetz.22 Ces deux savants étaient membres très actifs des sociétés scientifiques berlinoisesMartin Heinrich Kiaproth [1743-18171, pharmacien et chimiste, découvrit l'uranium (1789), le zirconi-um (1789) et le cerium (1803), vdrifia la ddcouverte du titane et étudia le tellure. Sans doute Gimbernatécouta la lecture de son travail << Chemiste Untersuchung des Natrolith >> dans la << GesellschaftNaturforschender Freunde >> (voir dans Neue Schriften, IV 1803, P. 243-248), cite dans sa lettre a Werner.D'ailleurs, ce chimiste faisait des recherches sur les météorites et sur l'origine du basalte, tel qu'il leddmontrent ses rnémoires lus dans 1'Académie Royale des Sciences et Belles-Lettres berlinoise : <<Desmasses pierreuses métalliques tombées de 1'atmosphère >> (janvier, 27 et mars, 10), et un papier sur lebasalte (juin, 25) øü, suivant la théorie neptunienne, ii refuse l'origine volcanique du basalte (Autrefoisle basalte passoit pour lave, & ses colonnes prismatiques pour des cristallisations produites par la voiesèche; aujourd'huy des observations plus précises nous ont appris que c'est le contraire qui a lieu &que c 'est le basalte qui conjointement avec les autres fossiles de 1 'ordre des trapps, fournit la ,natièrequi par 1 'action des volcans se transforme en lave).Dietrich Ludwig Gustav Karsten [1768-1810], mindralogiste et cristallographe, ancien élève de Wernera la Bergakademie de Freiberg.

Werner signée a Berlin le février, 26, 1803 (Sole, 1983) donne des details de sonséjour a Berlin et témoigne le dévouement du catalan vers le maître et aussi l'exis-tence d'une amitié entre eux. Quelques jours après, Gimbernat se mit en route vers lesMontagnes Métallifères ; il visita le fameux stockwerk de Geyer et les exploitations deGreiffenstein et Meringen, et aussi l'école des mines de Freiberg, oü ii rencontra lecélèbre maître,

La meilleure école minéralogique de 1 'Europe, dans ses environs on exploite lesmines les plus notables de l'Allemagne, non seulement par la richesse de ses produc-tions, mais aussi par la perfection de ses machines hydrauliques. (Gimbernat, cite dansParra del RIo, 1993)

Parcours dans les Alpes. Après sa visite a Freiberg, Gimbernat arrive en Suissele 2 d'aoflt, d'après les annales consulaires (Sole 1982). Il suggère dans ses écrits unecharge officielle pour ce voyage, afin de réaliser son étude géologique, mais ii paraItplus raisonnable de penser a un conseil de Werner afin de démontrer dans les Alpesla validité de sa succession type, un des objectifs déclarés par Gimbernat. 23

Jusqu'en octobre 30 (date d'une lettre signée a Genève contenant ses observationsgeologiques) ii parcourut les Alpes. Cela fait a peine trois mois, un laps de tempsrecommandé par les guides pour faire une tournée par le pays. Ii est clair que danscette breve période de temps il n'a Pu que parcourir les plus intéressanteslocalités comme lui-même 1' avoue:

C'est a cause du peu de temps dontj'ai dispose queje n'ai Pu parcourir que lesprincipaux sites des Alpes, puisque étudier la chaIne en un seul été est absolumentimpossible, mais les observations que j 'aifaites dans les montagnes du Grindelwald,du Grimsel, du Saint Gothard, de Baveno et du Simplon, du Grand St Bernard, etentre les aiguilles de Chamonix et le Jura, m 'ont donné une idée assez différente desa structure. (Gimbernat, 1804)

La liste des localités citées par Gimbernat dans ses textes (voir Appendice 2) nouspermet avoir une idée assez claire de son parcours. Sur la carte géographique (fig. 8),les points paraient se ligner le long des itinéraires partiels bien identifiables

- La route du Saint Gothard (Altdorf-Saint Gothard-Bellinzona)- Celle du Simplon (Intra-Domodossola-Simplon-Brigg)- Un parcours par les environs des lacs de Brienz et de Thoun (Pas du Grimsel-

Guttanen-Meiringen-Grindelwa1d-Lutschental-SpiezThunFrutjgenGemnj)- La route du Bas Valais (Sion-Martigny-Bex) et celle de Haute Savoie (Col de

Balme-Chamonix-Sallanches-Cluses-Bonnevjlle-Genève).Quelques-uns de ces morceaux avaient étd décrits par Saussure dans ses Voyages

et devenus classiques pour le voyageur naturaliste. La coincidence de ces morceauxavec le premier itinéraire décrit par Ebel dans son Manuel du voyageur en La Suisse

23 D'après des documents cites dans Parra del Rio (1993), Gimbernat était chargé de faire une collectionde << fossiles>> pour le Cabinet Royal (ordre royal 05/18/1796, ratifld le 08/08/1798), de voyager en Pariset en l'Allemagne, afin de se perfectionner en les sciences naturelles (05/18/1796, 0lI?/1800) et de visi-ter les usines de canons de la Belgique (4?/?/1802?). Ii reçut du gouvernement une pension de 24.000reals (03/02/1797) et la poste honorifique de second directeur du Cabinet Royal (ordre royal04/12/1798). Ii n'existe pas une ordre spécifique pour voyager en Suisse ; on peut envisager ce parcourscomme une extension de ses voyages minéralogiques en Allemagne.

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est presque totale (si l'on fait exception du tour du Grindeiwald, qui fait partie d'unautre itinéraire). C'est probable que Gimbernat ait enchaIné tous ces morceaux dansun seul itinéraire, le sens duquel est donné par ses écrits, qui portent sur les HautsAlpes en aoüt et septembre avant passer en Valais et Savoie en octobre ; donc le sensserait oppose aux voyages de Saussure 24 Et aussi qu'il décida abréger la premierepartie de la tournée recommandée par Ebel pour aller d' abord aux montagnes.

La route traversait des cols ou pas, considérés a l'epoque comme des montagnesceux du Saint Gothard (2109 m), Campolungo (2318 m), Simplon (2006 m), Grimsel(2165 m), Grindelwald (1962 m), Genmii (2314 m), Grand St Bernard (2469 m), col deBalme (2204 m) ; ils se trouvent tous cites sur les écrits de Gimbernat. Mais aussi ii s'estécarté de la route pour visiter ou se rapprocher aux sommets, comme le SaintGothard (2.999 m), le Tramorcio (2.7 14 m), le Märenhorn (2.923 m), le Grand Saint-Bernard (2.950 m), les Diablerets (3.2 10 m) et la Dent de Morcies (2.969 m), le Brévent(2.524 m), dont ii escala les cheminées, le Buet (3.099 m), la base des Aiguilles du Tour(3540 m), de Chardonnet (3.824 m), de Talèfre (3.730 m) et du Midi (3.842 m), et leglacier des Boissons.

Dans le mémoire de l'Atlas, Gimbernat nous raconte parfois ses excursions aquelques points, par exemple au mont Schipsius:

j'ai monte au sommet par le ruisseau d'Oberalpe, etj'y arrivait après six heuresde grimper sur des rochers très escarpés a côté des précipices; le plaisir d'observerdes couches de divers espèces a diminué la fatigue d'une escalade si épuissante.Quandj'arrivait au sommet de 9293 pieds (d'après mon baromètre), le plus grand etplus admirable spectacle s'ouvrit devant mes yeux. (Gimbernat, 1804)

et aussi les cheminées du Brévent (L'accès y eSt très difficile, mais j 'ai grimpéjusqu 'a la plus grande hauteur possible afin d'examiner si elles étaientformes du vraigranit comme ii le croyait Saussure, etje n 'ai trouvé qu 'un gneiss bien caractérisé);et les rochers près du glacier des Boissons (oa j'ai vu dufer spéculaire).

Dans la lettre de 30/10/1803 Gimbernat nous pane d'un seul voyage (le seulobjet de cet extrait des notes de mon voyage...) ; mais celle de 1808 semble mdi-quer qu'il réalisa un autre voyage en Suisse, au cours duquel ii visita encore lesglacières du Mont Blanc, peut être en été 1804 ou bien en été 1807 ; en tout casaprès avoir fini l'Atlas manuscrit et avant l'achèvement manuel des planchesimprimées de son ouvrage.

A Genève, ayant fini ses observations sur le terrain, Gimbernat visita le cabinetde Saussure:

24 Voici les itinéraires décrits par Saussure qui Gimbernat aurait parcouru au sens enversa) Genève-Bonnevil1e-C1use-Sallanche-ServozChamonjxVallorcineBuetTa1èfreBréventBoissonsCol de Balme (Voyages, I-IT)b) Spiez-Guttanen-Grimsel-Lauteraar-Obergestelen (Voyages, III)c) Locarno-Airolo-Schipsius-Saint Gothard-Urseren-Andermatt-Altdorf (Voyages, IV).D'ailleurs, la guide d'Ebel recommande aux voyageurs qui veulent faire le tour de la Suisse en prove-nance de l'Allemagne (un parcours très semblable a ce qui Gimbernat parait avoir suivi pour la plupart),qui passe par le Saint Gothard, la vallée Leventina, le lac Maggiore, le Simplon, la vallée de Chamonixet celle du Arve jusqu'à Genève. C'était un parcours de 400 lieues, a faire en minimum deux mois etdouze journées ; mais Ebel recommande y mettre quatre mois afin de voyager plus a l'aise, outre le corn-mencer a la fin d'Avril.

Airolo.

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Fig. 9. Massif du St. Gothard : situation du profil manuscrit et localités citées dans l'Atlas. Toponymied'après la << Carte Pétrographique du St. Gothard >>, de MM. Exchaquet et van Berchem (1791).Fig. 9. Saint Gothard massif : situation of original section and cited localities in the Atlas. Site namesafter the << Carte Pétrographique du St. Gothard >>, de MM. Exchaquet and van Berchem (1791).

Presque toutes les roches qu 'ii [H.B. de Saussure] nomme pierres de comeappartiennent aux schistes argileux primittfs, et je m 'en suis rassuré dans sa proprecollection, conservée et augmentee par son fl/s a Génève. (Gimbemat, 1803)

Cette visite peut expliquer quelques-unes des citations des minéraux et desroches, et surtout elle explique les références a la composition lithologique du som-met du Mont-Blanc, auquel Gimbernat dédie une part de sa premiere note de 1803.

Réalisation de 1'Atlas (Berne, novembre 1803 - mars 1804)

Pendant d'hiver 1803-1804, Gimbernat aurait dessiné et redige son Atlas (leveedes coupes, dessin de la carte et redaction du mémoire), qu'il finira le premier d'avril.Ii paralt que la levee des profils se fait en trois étapes:

1) L'introduction du Mémoire ne nous présente que trois des profils : n° 1 (SaintGothard), n° 2 et n° 3 (Aiguille de la Tour et du Pic du Midi), ce qui ne coIncide pasavec sa numeration dans l'Atlas ; aucune mention a la carte géologique. Ces trois pro-fils, accompagnés d'un bref mémoire, pourraient être le noyau initial de l'Atlas.

2) Le reste, c'est a dire, les profils de 1'Oberland, moms élaborés que les autres(très modifies lors du gravure sur la planche de cuivre), la carte geologique et peut-être le profit du Tramorcio auraient été ajoutés pendant une seconde phase, et lamémoire amplifié a la suite.

3) La forme definitive du manuscrit fut confiée a des artistes les planches manu-scrites (sauf la carte geognostique) sont signées par J. Bsar. Pichot, un artiste espagnol oufrançais pour lequel nous avons cherché des renseignements sans obtenir des résultats.

4) Le texte définitif du mémoire a été confié a un spécialiste calligraphe, qui 1' a copiéeen une belle lettre manuscrite, avec des ornementations sur le frontispice du manuscrit. Or,cette calligraphie si special ne diffère point de celle qui a été trace sur les planches decuivre gravées entre 1806 et 1807, et sur les gravures imprimés en 1808 ; d' oü résulte quela copie definitive du mémoire peut être postérieure a la date de l'Atlas manuscrit.

Voyage et séjour en Bavière (1804-1809?)

Au printemps 1804 Gimbernat se rend a Munich. Après les invasions des arméesde Moreau, le ducat de Bavière se trouve sous l'influence de 1'Empire francais. QuandGimbernat y arrive, ce ducat était en train d' évoluer vers un Etat moderne sous 1' ad-ministration du baron de Montgelas ; le 1805 recut le Tyrol et autres territoires gracea son appui a l'Empereur contre la cour autrichienne ; peu après se transforme en ro-yaume, le duc Maximilian IV Josef sera couronné roi en 1806 et Montgelas seranommé son ministre. A Munich, Gimbernat reprend ses rapports au gouvernementespagnol : sur les établissements de charité publique (lettre de juillet, 20, 1804), surdes pièces d' artillerie (1805), sur la nouvelle technique lithographique - qu' ii nommepolyanthographique - mise au point par Senefelder (1806), sur l'usine d'armesd' Amberg (1807); ii contribue d' ailleurs a un envoi de mérinos de Godoy au nouveauRoi Maximilien, a 1' expedition militaire du Marquis de la Romana (1807) en appui deNapoleon (avec la publication d'un guide d'Allemagne et d'un dictionnaire

allemandlespagnol. D' ailleurs, pendant les belles saisons, il poursuit ses voyagesd' exploration dans les Aipes, avec des expeditions aux Carpathes (1805) et au Tyrol(1806), oü il a fait une nouvelie carte minéralogique. 25

Un ancien inventaire du Cabinet Royal (Garcia, 1820) rapporte des roches et desmindraux envoyés par Gimbernat, quelques-unes ont été recues en juillet 1804.Malgré les locaiités de provenance des échantilions y sont très rares, ii paraIt que lestiroirs notes 39 et 41 contenaient des roches et minéraux de la Suisse (Appendice, 3)

Edition des << Pianos geognósticos >> (Munich? 1805?-1808)

C'est a Munich que Gimbernat commence la gravure de ses <<Pianos >>, un travail longet coüteux pour lequel ii dépensa une forte somme d'argent (pius de 12.000 francs, Faura1907). Bien sur, ii a du combiner ce procès de gravure avec ses multiples activités et cecipeut être ia cause que le procès fut relativement long et qu'ii restait a la fin inachevé.

Face au procès editorial, les pianches ont été dessinées a nouveau, a des écheiiesiegerement plus petites. La géologie a été enrichie sur les plans verticaux, avec des nou-veaux termes iithoiogiques et aussi des nouveaux traces sur les deux profils du Oberland(sur ce du Finsteraarhorn, oü le gneiss avait été colorié comme schiste de transition surl'originel ; sur ce du Mährenhom on distingue des grès inexistents sur le manuscrit). Lacarte géognostique a été transportée sur une base topographique différente qui exprimeie relief des montagnes de la Suisse, très voisine de la carte de Chrétien de Méchel (leslimites ne sont pas coilicidentes, mais l'allure de la topographie est assez pareiie).

La gravure commenca par la carte topographique et géognostique, la seule desplanches qui est achevée. Le 1806 (date qui figure sur ia carte) cette pianche étaita-peu-près terminée, mais encore on y ajoutera quelque petit detail : le nom deschaInes et une dédicace au ministre Godoy. Ce dernier detail est datable entre laconcession du titre de supreme amiral a l'homme fort de la monarchie espagnole(au debut 1807) et sa chute en mars 1808. La gravure des profils fut presque ter-minée, a défaut seulement des noms des termes géologiques. Le procès fut proba-blement interrompu a la suite de la chute de la monarchie espagnole de Carlos IVen printemps 1808. Nous ne connaissons pas le nom du artiste graveur, qui nefigure pas sur les pianches ; mais soulignons-nous que la calligraphie est très voi-sine a celle du mémoire de l'Atlas manuscrit, qui semble faite de la même main.

25 De ce voyage nous a resté une carte géologique et un profil manuscnt. Maiheureusement ont disparude la Bibliothèque catalane les manuscrits : Observaciones geológicas sobre Ia extremidad oriental de IaCordillera de los Alpes un cahier avec les observations baromdtriques prises dans le voyage, et: Voyagepar le Tyrol en 1806 par Mm Charles de Gimbernat et Antoine Baum gartner (un document... escrit enforma de dietari, donant compte de lo quefeyen en cadajornada, per Ia que resulta una obra important,y de les més importants per 1 'excursionista que hagi d 'anar per aquells indrets ja que ell narra [no] tansols lo referent a les ciencies sino fins a les costums dels pobles qu 'encontraren (Faura, 1907). La cartegéologique fut prdsentée au Roi (Lettre a Montgelas, 15/5/08) et a 1'Académie des Sciences de Bavière23/5/09) : Este trabajo fruto de mis observaciones durante dos viajes al Tirol, aunque no perfecto, es lobastante exacto yjusto como parafacilitar las investigaciones mineralógicas dtiles para el estado que sepueden hacer en estas montahas. Debo añadir sin ser vanidoso, que para hacer una obra parecida, harIafalta mucho tiempo, y gastos, a cualquier otro que no tuviera el conocimiento general de Ia Formaciónde los Alpes, que yo he adquirido durante mis viajes a todo lo largo de esta cadena. (voire reproductiondans Parra del RIo). Le profil (aussi dans Parra del RIo) est fait a travers la Bavière.

Arrêt de l'edition et reliure des exemplaires (printemps 1808)

En mars 1808 une révolte populaire au sein d'une Espagne occupé par 1' arméenapoléonienne fait tomber le ministre Godoy et a la suite le roi Charles le IV renonçale trône en faveur de Bonaparte. A la suite le gouvernement ordonna Gimbernat deretourner en Espagne. Apparemment, Gimbernat recut avec joie cette ordre, d' aprèsun écrit du Mai, 10 au nouveau Premier ministre Ceballos:

Rien pourrait me plaire aussi que retourner en patrie, ce que mes commissionsroyales que le Prince de la Paix m 'avait confle m 'empêchaient 1...] étant mon devoir lesexécutei j 'ai procure lefaire avec le zèle et lafidelite qui sont prop res a tout bon servantdu Roi (Gimbernat, 10/05/1808 : lettre a M. Cevallos, citée dans Parra del RIo, 1993).

Mais, malgré cette bonne disposition, le retour en patrie n' aura lieu jamaisGimbernat restait pendant un temps a Munich, avant passer a Paris. Dans cette nou-velle situation c'est très vraisemblable que la fin des commandes royales ait entraInépour Gimbernat 1' arrêt de ses retributions, et cela pourrait expliquer et cela pouraitexpliquer que l'ouvrage du Atlas restait inachevé, en lui manquant seulement degraver les noms des unites sur les profils et d'imprimer le mémoire.

L'auteur décida alors ajouter a la main en langue allemande l'inscription desnoms des unites sur trois des profils. Un des exemplaires (Barcelone) a été utilisécomme brouillon pour réaliser les exemplaires définitifs ; et seulement sont bienachevées ceux de Bale et Munich, ce dernier avec quelques corrections sur le précé-dent. L' introduction pour la premiere fois de la langue allemande dans 1' uvre peuts' interpreter comme un indice de la perte de protection espagnole suivant les événe-ments d'avril-mai 1808. A noter que la calligraphie definitive des deux derniersexemplaires est faite du même spécialiste qui a grave les planches et qui a écrit letexte manuscrit de l'Atlas (date a Berne le 1804) ; cet artiste, qui ne possédait pas lalangue allemande comme le démontrent quelques erreurs orthographiques (anfloes-sung au lieu d'aufloessung, p.e.) était peut-être un compatriote de Gimbernat (ledessinateur Pichot ?). D' ailleurs, le mémoire ne serait jamais imprimée.

Un des exemplaires achevés de l'Atlas fut envoyé en 1808 a un personnageinconnu. La lettre qui 1' accompagnait, oü 1' auteur paraIt faire quelque mention a uneAcadémie de sciences naturelles (Wissenchaften), se publia dans un périodiquescientifique a Gotha, en Allemagne (Gimbernat, 1808) 26 Dans cette lettreGimbernat nous parle d'un grand projet d'étude integral des Alpes (il avait déjà par-couru le Tyrol et 1'Autriche).

26 C'est bien possible que le destinataire était l'éditeur de cette publication, Franz Xaver, Freiherr von Zach[1754-1832], astronome allemand, nommé le premier directeur du Gothaer Sternwarte, observatoire astro-nomique bâti sur le Kleine Seeberg entre 1788 et 1791 par Ernest II de Saxe-Gotha (1786). Ii fut membredes Academies de Bavière et de Berlin Ct l'écliteur scientifique du journal Monatliche Correspondenz zurBeforderung der Erd- un Himmeiskunde entre 1798 et 1807, oü la lettre de Gimbernat a été publiée.L'année 1808, sous la présidence de Fnedrich Heinrich von Jacobi [1807-1812] l'Académie des Sciencesde Bavière a reçu nombreux scientifiques, tels que Gillet de Laumont, Pictet, von Buch, Goethe,Blumenbach, Humboldt, Faujas, von Zach. Cette même année Gimbernat fut reçu correspondant de laseconde classe mathématique-physique au sein du groupe de minéralogistes (Actes n° 9, p. 65) dans lareunion génerale de l'Académie du 28 mars. D'après Parra del RIo, Gimbernat y aurait été introduit parle prince du royaume, mais a notre avis est plus vraisemblable que fur le ministre Montgelas le protec-teur de Gimbernat a cette époque.

Reprise et final (1823-1833)

Ii existe une histoire de l'Atlas postérieur a 1808 d'après des documents publiéspar Faura (1907), Sole (1982) et Parra del RIo (1993), que nous allons résumer ici. En1822, a la suite de quelques travaux géologiques sur le Piémont et la Savoie,Gimbernat se trouve aux thermes d'Aix, oü ii intente rétablir sa sante ; en novembreii se rend a Chamonix pour le plaisir de voir le Mont Blanc en hiver. Au debut de1823 ii se trouve a Genève. En été ii retourne dans les Alpes afin d'actualiser lacarte géologique, et c'est pour cela qu'il demande un passeport pour terminer sa Cartede la jonction des Alpes avec le Jura (15/07/23). Du Saint Gothard, oü il arrive enprovenance de Bellinzona, il écrit a son ami Dumont pour lui exprimer sa satisfactionpour avoir constaté que sa carte geologique était mieux qu'il ne l'avait pensé (!), etmieux aussi que toutes autres cartes connues ; 27 il envisageait alors sa publication aLondres.

Dans une lettre a l'ambassadeur Chevalier (Bex, 25/08/23) ii dit qu'il a con-tinué son étude geologique des Alpes et du Jura, mais a cette époque la geologien'était pas son activité principale : manqué des ressources économiques,Gimbernat se mit a travailler par les établissements thermaux. En 1825 ii dit qu'ila fini une carte géognostique locale a Wulperlsberg ; il a fait aussi la descriptiongéognostique du profil du Jura le long des fleuves Reuss et Aar, oü il découvritdes couches de gypse riches en sulfate de soda cristallisé. Mais la mort du roiMaximilien en octobre 1825 signifie la fin de ses relations avec la Bavière, et biensur des subventions royales.

Quelques années plus tard (février 1829), Gimbernat traite de récupérer les plan-ches de cuivre gravées qu'il avait déposé a l'Académie de Munich, car ii desire faireun nouveau tirage de ses cartes, peut être pour obtenir des ressources économiqueson lui répond alors qu'elles ont été égarées (Sole & Weidmann, 1982).

Le 23 septembre 1829 il écrit au comte Hertling, chargé des affaires de Bavière aBerne, pour réclamer les deux cartes originelles du Tyrol et de la Suisse, qui se trou-vaient dans la bibliotheque privée du Roi Maximilien, afin de pouvoir n' obtenir descopies, car il ne disposait pas d'autres exemplaires et les planches de cuivre n'exis-taient plus.

Une lettre datée 14/04/1833 28 resume ses projets pour améliorer les << Planos >>,l'impossibilité de les continuer a cause des problèmes de sante et la manque desmoyens pour les publier ; on peut soupconner d'ailleurs que c'est a cause des diffi-cultés économiques qu'il a besoin de vendre un des exemplaires de son ouvrage.

Pensez-vous, Monsieur qu 'on puisse trouver un Libraire a Londres qui voulutacheter mes Cartes Géologiques de la Suisse, a savoir une qui est le plan general de

27 Ces cartes publides dtant : celle de S. Gruner dans la revue Isis (1805) en 5 couleurs (Rutsch, 1951),celle d'Ebel (1808) en neuf couleurs, et une autre par Bernoulli (1811) qui n'est qu'une reduction de laprécddente. (Franks et at, 2000)28 D'après Sold, le destinataire de cette lettre serait l'ingdnieur Ignace Venetz 1...] mais ce point n'est pasclair sur le rddigd de Faura: se trovan borradors de papers dirigits at 1828 a Mr. Venets pera I 'Asambleade Naturalistas de S. Bernardo ; després quantfou a Plombieres at 1831 feu una porció d'análisis d'a-queues aigües 1...], y per áltim n 'hi ha una altrafeta at 14 d'abril de 1833 en que s 'trova to segOent[...]Ii paralt done probable que le destinataire de cette lettre se trouvait a Londres.

sa suiface, et cinq autres de profils ou Sections ? J'ai dépensé plus de 12.000 francspour ce travail qui n 'est pas publié parce que j 'ai fait Naufrage avec la glorieuseEspagne, et les moyens me man quent pour 1 'impression. Je crois vous avoir montré aNaples une épreuve de la Carte ou plan de la Suisse et une autre du Tyrol. Dans mesvoyages en Suisse depuis notre separation j 'ai peifectionné la premiere. Le grand mal-heur d'une maladie douloureuse qui depuis trois ans m 'a rendu incapable d'autanttravail de tête m 'a empêché de finir la redaction de mes observations. (Faura, 1907)

Le problème de la carte géologique

La carte géognostique de l'Atlas a été toujours envisagde comme l'objectif princi-pal et le plus important résultat des recherches de Gimbernat dans les Alpes, et aussicornme la plus ancienne des cartes gdologiques de la Suisse pour la plupart des auteurs

ce qui poserait son auteur au niveau des premiers cartographes de la géologie:Avant Gimbernat, autres excellents naturalistes avaient étudié et publié les

grands traits géognostiques [des Alpes], même des glacieres, mais personne d'entreeux n 'avait osé lever une carte géologique et tracer des profils si exacts et si biendessinés, qui rep résentent avec soin les plus importants traits de la structuregéologique, soit de ce pays là, soit d'autres pays. (Vilanova, 1874)

Pour Sole SabarIs la carte de Gimbernat, dtant antdrieure a celle publiee parGruner en 1805, seIait la premiere carte géologique de la Suisse. Seulement Klöti, quil'a compare avec la carte anonyme de Berne, a exprimd quelque reserve sur cetteopinion : a son avis, la premiere carte de la Suisse resterait encore inconnue. PourWeidmann et Sold l'auteur de l'Atlas était

Un excellent observateur et un remarquable cartographe, dans une époque oà Iacartographie géologique commençait a être utilisée. Par contre, c 'est admirable quependant le peu de temps qu 'il avait reside en Suisse, entre aoi2t 2 et le debut de décem-bre 1803, il ait réussi a lever la carte des traits généraux de la chaIne alpine dans sonsecteur suisse (Weidmann & Sole, 1983)

Ce qui étonne ces auteurs c'estjustement ce qui nous empêche d'accepter que lacarte geologique de l'Atlas ait été faite de la main de Gimbernat. En effet, l'idde queGimbernat aurait pu lever la carte en seul trois mois, pendant le cours de son voyageest fort opposée a la raison : comme lui-même avoue dans le mdmoire, il n'a faitqu'un seul voyage, au cours duquel il parcourut a peine le massif du Saint Gothard,le Grindelwald et le Bas Valais. Nous venons de démontrer que dans cc bref périodeGimbernat n'a fait qu'un itinéraire classique, recommandd par la guide d'Ebel pourles voyageurs naturalistes en provenance d'Allemagne, et pour la plupart ddcrit parSaussure dans ses Voyages. Et pourtant, la carte comprend presque tout le pays et con-tient des petits affleurements en dehors des grandes unites gdologiques, la leveedesquels aurait demandé l'exploration de tout le pays, pas possible sans disposer debeaucoup de temps, voire plusieurs anndes, de campagne. D'ailleurs, il y a des indicesqui vont dans le même sens ii paralt que Gimbernat ne connaissait pas la valeur dela carte (il avoue plusieurs ans plus tard qu' die dtait plus exacte qu' ii ne 1' avait

imagine) ; aucune référence a la carte dans 1' introduction au mdmoire, ce qui nous faitsoupçonner qu'elle lui aurait été additionnée tardivement ; ii manque la prdtentiond'auteur sur la carte, qui n'apparaIt que sur la gravure de 1806.

C'est clair que pour Gimbernat, la Carte petrographique ou Piano externo geog-nostico de la Suiza n' avait une importance pareille a nos cartes geologiques ; n' étantpour lui qu'une dbauche complémentaire, incomplete et seulement approximative:

Cette carte doit être envisagée piutôt comme un Essai que comme une descriptiongéognostique complete et exacte, ce travail demandant pius de temps et d'observa-tions que celles quej'ai pufaire. Mon objectif a été seulement de tracer app roxima-tivement la situation relative des Formations qui se présentent dans Ia superficie desAlpes, de la Suisse inferieure et du Jura, afln de démontrer l'ordre et les lois que laNature a suivi dans ces pays, etje meflatte que les Géognostes qui l'examinent atten-tivement et avec impartialité, us vont trouver cette carte assez exacte en general, etqu'ils passeront sur les defauts qu'y puissent trouver dans ies details, et ils vont laconsidérer comme le debut d'une description plus exacte des Alpes et de la Suisse.(Gimbernat, 1804)

Done ii aurait ajouté aux profils une carte préexistante pour les encadrer dans leschema general alpin afin d'aider a la comprehension de la structure, l'objectif prin-cipal de son travail etant les plans verticaux, beaucoup plus precis aussi pour latopographie (echelle plus grande) que pour la geologie (representation structurelle).

Nous avons vu que la carte de 1'Atlas derive de la carte anonyme de Berne, laque-ile n' a pas été faite par Gimbernat. Mais cette carte a été tracee aussi sur la mêmeedition de la carte de Heinzmann (1803), ce qui nous oblige a admettre l'existenced'une autre carte plus ancienne (par l'impossibilité de lever la carte geologique de laSuisse en un seul hiver) tracée sur une edition antérieure de la carte de Heinzmann.L' auteur de la carte originelle serait probablement un geologue du pays ayant dddiéplusieurs decades a l'exploration systématique.

Un ouvrage unipersonnel?

Si, comme nous venons de voir, l'Atlas incorpore des elements qui ne sont pasfaits de la main de son auteur, c' est raisonnable 1' envisager comme un ouvrage col-lectif plutôt qu'unipersonnel.

On peut se demander d'ailleurs si la réalisation de 1'Atlas a été possible sans laparticipation directe de quelqu'un des naturalistes autochtones. A notre avis unetelle collaboration expliquerait le caractère unique de l'Atlas dans la production sci-entifique de Gimbernat, qui est pour le reste très peu géologique, mais plutôthygieniste et chimique. A la recherche de cet collaborateur hypothétique, nousavons cherché de trouver quelque relation entre Gimbernat et Eseher, maiS, malgréles deux naturalistes ont voyage en été 1803 par les pays de l'Aigle et leGrindeiwald, le nom de premier n'est pas cite dans les journaux de voyage du second, ce qui paralt indiquer qu'ils ne se trouvèrent pas sur le terrain. On peutsoupconner la collaboration de Saussure fils, qui Gimbernat visita a Genève dansson cabinet ; mais d'après Maclure ii paraIt que ce chimiste n'était vraimentintéressé a la geologie. Peut-être l'option la plus probable c'est celle de Johann

Samuel Gruner (qui peu après publia sa carte en cinq couleurs) ancien élève deWerner resident a Berne (oü Gimbernat acheva son manuscrit), Gruner est cite dans1'Atlas comme source d'information orale, et peut être significatif que cet auteur aitpris le chemin de l'exile en même temps Ct dans la même direction que Gimbernat

Munich. Cette hypothétique intervention de Gruner comme collaborateur dansl'Atlas (aussi dans l'élaboration a Berne que dans l'édition a Munich) peut expli-quer en plus l'origine des cartes utilisées, aussi géographiques que géologiques, etla coherence avec laquelle les idées de Werner y sont exposées, si l'on tient compteque Gimbernat n'avait pas été un des disciples du maître.

La formation géologique de l'auteur de I'Atlas

Le mémoire de l'Atlas et les autres écrits de Gimbernat nous apportent des don-flees intéressantes sur la formation géologique de son auteur (ou auteurs, si 1' on admetla collaboration hypothétique d' autreS naturalistes).

Sole (1983) nous propose pour Gimbernat une formation éclectique dans lesécoles de Freiberg, Edinburgh, Londres et Paris. Mais 1' analyse détaillée nous demon-tre que 1' auteur de 1' Atlas a été un vrai géognoste, de formation entièrement werne-rienne : il applique a son étude la méthode d' observation de Werner (étude du sous-so! a toutes échelles), son schema litho-stratigraphique, et aussi les idées neptuni -ennes si chères a i' école de Freiberg. Et pourtant, Gimbernat n' avait j amais étudiédans cette école, laquel!e visita pendant un bref période en 1803 au cours de sonvoyage de Berlin a la Suisse. Au cours de cette visite il se réunit sans doute avec lecélèbre professeur, auquel il connaissait auparavant, comme l'épreuve une lettreécrite a Berlin et publiée par Sole. Cette breve relation avec le maître suffiraitapparemment pour lui convaincre de l'utilité des méthodes géognostiques, qui per-mettaient obtenir des résultats supérieurs a ceux du premier Saussure. N'ayant étéélève direct du professeur de Freiberg, Gimbernat (dans le cas qu'il ait été effective-ment l'auteur de l'Atlas) aurait du puiser ses connaissances géognostiques dans lestextes pub!ies par Werner mais surtout par ses disciples Reuss et L. von Buch, et aussiceux du wernerien De Luc, auxquels il cite (y compris un résumé de ses idées insérépar Delamétherie dans le Journal de Physique de 1802).

Chez les géognostes, !a connaissance des substances << fossiles >> du sous-sol avaitune grande importance dans la caractérisation des unites lithologiques déjàDolomieu avait dit que le géologue doit être d' abord un minéralogiste. Les collectionset 1' analyse chimique avaient conduit a mieux connaItre les minéraux et popula-risèrent son étude. Gimbernat blame les erreurs de l'oryctognosie, a son avis bannispar Werner, mais il décrit avec detail la minéralogie du Saint Gothard —ce quiSaussure avait fait déjà- y compris la description des cristaux avec parfois des angles.Weidmann et Sole ont souligné l'intérêt de ses observations minéralogiques:

Les observations minéralogiques et pétrographiques dans le texte sont très pro-lixes et souvent exactes 1...] ses observations, absolument intuitives, sur la diageneseet le métamorphisme, s 'attachent aux travaux récents sur les roches de la region.

Sans mépriser quelques connaissances minéralogiques préliminaires, probable-ment apprises en Ecosse, il parait raisonnable que Gimbernat ait acquis une bonne

formation minéralogique et petrographique a Paris entre 1797 et 1900 (HaUy etDolomieu, professeurs a l'époque, sont cites dans l'Atlas). On peu supposer que cedernier a joué un role pas negligeable, autant pour la petrographie que pour la géolo-gie alpine, qu'il avait si bien connu ; ce qui permit Gimbernat de rectifier quelques-unes des classifications de Saussure, autant pour les roches granitiques que pour lessédimentaires.

Sole suppose aussi - sans autre épreuve que l'assistance de Gimbernat en 1792 aun cours d'histoire naturelle a Edinburgh - quelque influence des grands géologuesanglais et écossais

C'est très possible que Gimbernat ait eu quelque relation avec Smith a traversTownsend, peut-être aussi avec les geologues d'Edinburgh, volontiers avec Hutton,chef de l'école plutonienne. Soulignons-nous que 1...] Carlos assistait au coursd'histoire naturelle et de géologie du professeur John Walker en mai 1792, a côté desgeologues John MacCuloch, Robert Jameson et James Pinkerton; dans son inscrip-tion il figure comme provenant de Barcelone et < entered to the Mineralogy >.(Weidmann & Sole, 1983).

Ii faut dire d' abord qu' ii n' y a pas la moindre trace des idées plutoniennes deHutton, si opposées a celles neptuniennes de Werner, dans les écrits de Gimbernat:pas de roches fondues, pas de sediments métamorphisés ; sur ce sujet ii se borne aconsigner que quelques-uns des naturalistes ont envisage comme des produits du feule basalte, la zéolithe et la vésuvienne. Non plus, les idées diluviennes de Townsendn'ont pas eu aucune influence sur Gimbernat, qui ignore le récit mosaIque et qui semontre comme un anti-catastrophiste convaincu.

Ii en est de même en ce qui concerne la stratigraphie paléontologique de Smith.Les fossiles ne jouent pas aucun role stratigraphique dans l'Atlas, tel qu'il le veut lagéognosie : sont les etages ceux qui datent les <<pétrifications >>, et pas a l'inverse.Pour Parra del RIo 1' épreuve des influences de Smith serait dans la collection de << fos-sues >> proposée par Gimbernat pour le Cabinet Royal de Madrid:

Un fait nous rassure que Gimbernat avait une connaissance directe du travailde Smith ou bien ii n 'était prochain : quelque ressemblance entre les méthodesemployees pour la levee cartographique 1...] Sous 1 'influx de la nouvelle techniqued'appliquer lesfossiles a la stratigraphie, il propose au Cabinet Royal laformationd'une collection de fossiles [...] Le contact avec cette courante pratique a fait queGimbernat ait compris l'importance de la stratigraphie et cela a été deciszf pour sonwuvre cartographique postérieure. (Parra del Rio, 1993)

Certes, au cours de sa residence en Angleterre, Gimbernat proposa au gouverne-ment espagnol (1796) de faire une collection de << fossiles >>, ce qui fut approuvé:

Une collection defossiles qui, ordonnés tel qu 'on les trouve dans les couches dansles travaux souterrains, démontre la structure interne de la terre et soit utile pour l'é-tude et l'observation des couches superficielles afin d'y reconnaItre les matièresqu 'on trouve dans le sous-sol. (Gimbernat, cite dans Parra del RIo)

Mais nous ne pouvons pas accepter les conclusions de Mme. Parra, pour qui leterme << fossile >> aurait a l'epoque le même signifie qu'aujourd'hui. Les werne-riens utilisaient ce terme au sens d'Agricole, comprenant aussi les minéraux queles <<pétrifications >>, qui ne sont autre chose que des reliques organiques fossiles(pour nous, des fossiles tout court). La collection proposée par Gimbernat étaitconcue surtout comme une collection de minéraux et roches d'intérêt economique.

Or, la << stratigraphie > de Gimbernat n'a rien a voir avec la stratigraphie paléon-tologique de Smith, mais uniquement avec les cinq formations de Werner, tel queSole et Weidmann l'ont reconnu. L'idée que Gimbernat a des fossiles est entière-ment wernerienne : son absence indique que les roches primitives sont plus anci-ennes que la vie ; les <<petrifications >> étant très peu fréquentes dans les roches detransition, et très abondantes dans le floetz en plus, les fossiles sont plussemblables aux animaux actuels au fur et a mesure qu'on monte dans la tablestratigraphique.

Géologie ou géognosie?

Nous venons de démontrer que l'auteur de l'Atlas a été un vrai géognoste de l'éco-le wernerienne. Mais, dans les écrits de Gimbernat, au côté des termes géognosie, géog-noste et l'adjectif géognostique qui s'applique a des sujets comme des principes,considerations, relation, conformation, carte, plans (17 cites), ii apparait le terme géo-logue et l'adjectif geologique appliqué aux districts et observations (11 cites), et c'estpour la premiere fois que ces termes-ci ont été adaptés en langue espagnole. Si l'oncompare la fréquence des termes géologue et geognoste, la preference du premier sur lesecond est claire (9 et 2 fois, respectivement); surtout dans les textes espagnols. Ii paraitque Gimbernat les utilisait comme des termes synonymes, parce qu'il nous dit que

le géologue ne doit pas se homer a recuillir et découvrir des curiosités, mais iidoit elargir sa vue sur les grandes masses, et c 'est la connaissance de la nature cequi doit être l'objectf principal de ses observations. (Gimbernat 1804)

Ce qui dtait aussi l'objectif du géognoste. Sans doute Gimbernat a emprunté leterme géologue de Saussure, qui a étd le premier a l'utiliser dans un sens concret (lesinstruments nécessaires au geologue voyageur). Aussi Dolomieu, pour qui le géolo-gue est un naturaliste, ii doit être minéralogiste, et ii es essentiellement un Lithoclas-te, ou rompeur de pierre (cites d'Ellenberger 1994)

Quelques auteurs faisaient la difference entre géologie et géognosie. De Luc etSaussure avaient lance le premier vocable comme equivalent possible de la cosmolo-gie terrestre. Pour Werner les deux termes sont différents et complémentaires : lagéognosie était une discipline ou méthode d'observation, ce qui serait equivalentd'une sorte de géologie structurelle descriptive (les géognostes décrivent la confor-mation geognostique des terrains a travers des relations, considerations, cartes etplans geognostiques), tandis que la géologie était réservée aux speculations théori-ques sur 1' origine de la terre.

Mais pour quelqu'uns, tels que Maclure, la géologie et la géognosie étaient destermes synonymes qui portent:

Sur la disposition et la structure des roches qui forment la surface de la terre,ampliflé par quelques uns a un système ou science qu 'us appellent Géologie ou Géo-gnosie, mais qui dans son present état a peine mérite ce titre. (Maclure, [1805-1825])

Ii faut tenir compte que l'utilisation du terme gdologie au sens moderne est pos-térieure aux écrits de Gimbernat. De ce fait, c ' est seulement au très large sens qu' onpeut dire qu' il fait de la geologie ; si 1' on veut parler strictement, ii doit être attachéa la géognosie, qui n'était, tout a fait, que la géologie de son temps.

L'Atlas, un affaire d'Etat?

C'est Gimbemat même qui paraIt attribuer dans ses écrits son voyage a une corn-mande royale. Cette affirmation a porte aux auteurs espagnols a croire que fut le RoiCharles le IV qui marqua a Gimbemat ses objectifs géologiques ainsi Vilanova(1874) et Faura (1907). Barreiro (1992) profite pour louer le Roi Charles par son zèlescientifique, et par extension, tout le pays par son effort en faveur d'une si hauteentreprise:

Malgré qu 'il n 'y a pas des épreuves sur les documents que nous avons examine,c 'est très remarquable que le Roi et ses ministres s 'avancèrent a tous les étatseuropéens, et ce constitue un volet de gloire pour eux et pour notre patrie. Les Alpesavaient été visitées auparavant par plusieurs naturalistes, mais toujours de leurpropre initiative, sans aucun caractère officiel. Gimbernat a fait la même chose parordre de son Gouvernement et aux dépenses de 1 'Etat espagnol, pour lequel ce voyagefut un veritable sacrifice, compte tenu de la disette qu' ii éprouvait; et voilà unecirconstance très remarquable. (Barreiro, 1992, annex 14)

Dans ce même sens, Mme Parra , del RIo (1993) a fait aussi de la cartographiegéologique de la Suisse un affaire d'Etat:

A i'origine du texte se trouve l'autorité souveraine de Charles le IV 1...] LesPianos 1...] pourraient être en relation avec ce projet [l'Atlas Español d'Antillón,commence 1802 par ordre du Roil. Ii n'estpas difficile de supposer quefuisse ordon-né la levee des territoires alpins pour faire a la suite la même chose en Espagne.

Mais, si c'est indiscutable que les Pianos auraient été adressés a Godoy - voire ladédicatoire de la carte de Munich -, ce n'est pas vrai qu'ils étaient information réservée,comme ii le croit Parra, car Gimbernat essaya de les publier a diverses reprises.

On peut interpreter les faits de manière bien différente. D'abord, on constate qu'iln'y a aucun document que dérnontre l'intérêt royal par la géologie de la Suisse ; maisun tel intérêt nous apparaIt comme fort improbable, compte tenu que l'Espagnen'avait aucune prétention sur le pays helvetique (et ceci marque la difference avec levoyage de son contemporain Ali-Bey au Maroc, aussi fait par ordre de Godoy).

Si l'on examine la documentation existante on se rend compte que les cornmissions de Gimbernat étaient, d'un côté, la formation d'une collection de<<fossiles iatu senso et de 1' autre, voyager en Allemagne pour se perfectionner ensciences naturelles (rappelons-nous que l'auteur de l'Atlas nous dit qu'il voyageaitpar ordre du Roi, et cela c'est exact). Mais ii rendit autres services a la couronne, enlui rapporter des informations utiles sur les rdcentes découvertes technologiquesd'application directe a l'industrie et le commerce (la fabrication des canons, les

exploitations minières, la lithographic par exemple) ; et c' est pour cela que la missionde Gimbernat avait un vrai intérêt public. On ne peut pas douter que Gimbernat avaitdes objectifs personnels, parmi lesquels l'intérêt pour des questions scientifiques, parexemple les sources thermales - avant se rendre en la Suisse, il avait étudié les gazesdes eaux thermales dans les bains d'Aix-la-Chapelle -, cc qui démontre qu'il allaitplus au-delà des commissions royales ; or, 1' étude géologique des Alpes bien pourraitêtre un des travaux effectués de sa propre initiative, sans doute suggéré ou motive parle propre Werner au cours de sa visite a Freiberg.

Dans sa lettre 30/10/1803 (Gimbernat, 1803) il n'y a rien qui nous parle d'unecommission royale, et non plus d'un développement ultérieur des travaux ; mais

seulement du projet d'exposer le compte rendu de son voyage. C'est dans l'introduc-tion a l'Atlas qu'il declare que son objectif principal était de démontrer la validité desprincipes werneriens, ce qui a son avis se montrait de manière satisfaisante:

L'objet du voyage que j'aifait dans les Alpes en 1803 d'ordre du Roi, fut deter-miner la structure physique de cette chaIne là, au moyen des lumières de la Geognosieperfectionné par les découvertes de Werner très-peu connues lorsque Saussure écritses Voyages. Après parcourir les montagnes de la Saxe et la Bohème, oà Werner afaitles observations sur lesquelles ii a fonde sa Philosophie Géognostique, 1 'étude de lastructure alpine a été pour moi une entreprise très importante afin d'éprouver si ladoctrine du professeur de Freiberg est conforme a nature ou seulement adaptée acelle dupays d'origine 1...] les observations quej'y aifait 1...] m'ont donné une idéeassez dfférente de sa structure, et m 'ont démontré que les principes géognostiques deWerner se sont vérfiés dans les Alpes aussi qu 'en Saxe, donc us sont conformes a lanature. (Gimbernat, 1804)

Queiques auteurs ont soupconné que la cartographie de la Suisse était le principalobjectif de Gimbernat. Ii faut rejeter cette idée : nous venons de voire que la cartegéologique n'est qu'un annexe des proflis ; moms encore la cartographie géo-graphique serait le principal objectif de 1'Atlas : ii existait déjà a i'époque— au momspartiellement pubiié - un Atlas cartographique de la Suisse a l'échelie 1:120.000, trèssupérieur a les cartes utiiisées par Gimbemat.

Enfin, la dédicatoire a Godoy contenue dans la carte imprimée nous indique lavolonté indiscutable de dédier cet Atlas au ministre, et peut être ceci fut l'objectifprincipal de Gimbernat : faire un don exquis a son protecteur et lui démontrer êtredigne de sa confiance comme second directeur du Cabinet des Sciences Naturelles.Maiheureusement, la chute de Godoy et de la monarchie de Carios IV arrêta brusque-ment la suite des travaux, qui restèrent de ce fait inachevés.

Les <<Pianos geognosticos de los Alpes y de la Suiza >>, un ouvrage essentielle-ment graphique, est sans doute ie pius ancien Atlas géologique de ce pays.L'exempiaire le pius complet c'est le manuscrit date 04/01/1804 a Berne, aujourd'huidans le Musée des Sciences Naturelies de Madrid, qui contient sept planches (six pro-fils et une carte géognostique) et un mémoire expiicatif.

La découverte a Barcelone d'un reste d'un des exemplaires des <<Pianos >> portea 4 le nombre des exemplaires imprimés de cet ouvrage connus jusqu'ici. Etant touseux différents, donc ii s' agit des vraies épreuves d' artiste, ia comparaison entre cesexempiaires nous permet les ordonner an sens de son majeur achévement, c'est asavoir: Madrid, Barcelone, Bale et Munich.

L'édition de l'ouvrage fut arrêtée a la suite de la chute de la monarchie espagnoleen mars 1808. En ce moment-là uniquement la gravure de la carte était entièrementachevée, tandis que sur les planches des profils on n'arriva pas a y graver les nomsdes unites géoiogiques. Lesqueis y furent ajoutés manuscrits en langue allemande surtrois des quatre copies d'artiste (exemplaires de Barcelone, Bale et Munich). Le textedu mémoire ne fut jamais imprimé.

L'auteur du Atlas décrit avec souci la petrologie des roches et son contenuminéralogique (notamment dans le massif du Saint Gothard), mais a peine fait men-tion des < pétrifications >> ou fossiles organiques. Ii s'aperçut des répétitions desroches dans les sequences.

La disposition structurelle des terrains se montre sur les profils géologiques,traces pour la plupart a des échelles voisines au 1:60.000 a l'aide des modèles enrelief. Ces profils coupent les structures perpendiculairement et ils n'ont pas été dis-tribués de façon reguliere sur le territoire, mais us se groupent deux a deux : sur lemassif du Saint Gothard, la vallée de Chamonix, et 1' Oberland bernois. La diversitélithologique et la structure en éventail des terrains primaires y sont représentées, ainsique la diminution du pendage au fur et a mesure qu' on s' éloigne de la chalne centrale.

La structure genérale se montre a 1' aide de la carte géognostique : un noyau gra-nitique et des chaInes concentriques constituées par le calcaire de transition, le flotz,le nageiflue et le Jura, tel qu'il le veut la théorie de Pallas adaptée par Saussure, avecla precision que le noyau n'était pas formé du vrai granit, mais plutôt des gneiss.

Le mémoire declare comrne objectif la validation du système wernerien, et consi-dère vérifiée la succession lithostratigraphique et chronologique universelle proposéepar Werner: terrains anciens (Urgebirge), de transition (Uebergangsgebirge), terrainsecondaire fossilifère (Flotzgebirge), formation tertiaire et alluvions ; et roches qu'onles suppose volcaniques. La diversité lithologique au sein des unites, la répétition descouches, le gypse qui existe parmi les matériaux anciens ne posent pas en question cetschema simplifié, d' après 1' auteur.

La tectonique est absolument ignorée : on parle de << contournements > des couches,et on les figure parfois sur les profils ; mais on ne les interprète pas ; on affirme queles couches inclinées auraient précipité originellement dans cette position, en s'adap-tant aux reliefs sous-jacents.

L'histoire de la terre est interprétée tel qu'il le veut l'idéologie neptunienne : for-mation in situ des roches et des montagnes dans un ocean primordial qui montre uneevolution décroissante par rapport a son niveau et aussi a la << force de cristallisation>>des précipités. Après avoir resté a sec, 1' erosion aurait modelé le relief alpin. C' est unmodèle anticatastrophiste dans lequel le Deluge n' aurait pas joué aucun role.

L' auteur de 1' Atlas en somme, est fort attaché a 1' école géognostique de Werner,ainsi pour les observations essentiellement descriptives que pour la stratigraphie uni-verselle et les interpretations absolument neptuniennes. C'est dans ce schema que cer-tains aspects du Saussure pré-wernerien sont critiques dans le mémoire. Malgré tout,le mot << géologue >> au sens de Saussure est préféré au tenne << géognoste >>.

Gimbemat ne peut être considéré comme l'unique auteur de l'Atlas. Si l'on tientcompte a l'impossibilité de lever la carte geologique de tout le pays au cours d'un seul par-cours d'à peine trois mois de durée, on doit admettre que la carte de l'Atlas n'est pas faitde sa main. Ce qui découvre la possibilité que Gimbemat avait un collaborateur, peut-êtreun géognoste de l'école wernerienne ; cela expliquerait d'un côté l'orthodoxie aussiméthodique qu'idéologique de l'ouvrage (n'étant Gimbernat un disciple de Werner), et de1' autre son caractère unique dans la production scientifique du naturaliste catalan.

Donc, les conclusions sur la formation de l'auteur de l'Atlas ne seraient pas exclu-sivement attribuables a Gimbernat, si l'on admet la participation d'un collaborateurgéognoste. En tout cas, ii faut rejeter pour Gimbernat une formation dans les écolesanglaises de Smith et de Hutton, parce qu'il n'y a aucun indice dans l'Atlas.

L'intérêt du gouvernement espagnol dans la géologie des Alpes, jamais démontré,nous apparalt comn-ie fort improbable. Ii semble plus vraisemblable que Gimbernat aitdécidé démontrer ses connaissances et son adéquation au poste de second directeur duCabinet Royal pour lequel ii fut nomme cinq ans auparavant. Ses propres observationssur le tenain faites au cours d'un itinéraire (peut-être suggéré par Werner), l'existencepréalable d'une masse de connaissances sur Ia géologie des Alpes (parmi lesquelles unecarte géologique pas encore publiée), et peut-être la collaboration d'un géognoste local,l'auraient fait possible, bien entendu avec les apports économiques qu'il recut par raisonde sa poste. Mais la défaite de la couronne espagnole en mars 1808 laissa a jamaisinachevée ce magnifique et rare ouvrage lorsque son edition se trouvait fort avancée.

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APPENDICE

1. Calcul des échelles des profits

Proffi du Saint Gothard

Echelle horizontale hEchelle verticale vDistorsionv/h

Original_(1804) Gravure (1806) Reduction

Indiquéea

Réelleb

Ecartc=bla

Indiquéed

Réellee

Ecartf=eld

Indiquéed/a

RéelleeTh

1:45.0001:30.000

1.5

1:30.0001:24.000

1:25

1.51.25-

1:80.0001:60.000

1.33

1:71.0001:59.000

1.2

1.121.01-

0.560.50-

0.420.40-

Profil du Märenhorn

Echelle horizontale hEchelle verticale vDistorsion v/h

Original_(1804) Gravure (1806) Reduction

Indiquéea

Réelleb

Ecartc=bla

Indiquéed

Réellee

Ecartf=eld

Indiquéed/a

Réellee/b

1:55.0001:35.000

1.57

1:50.0001:35.000

1.42

1.11.0-

1:60.0001:57.000

1.05

1:60.0001:45.000

1.33

1.01.26-

1.090.61-

0.830.77-

Profil du Finsteraarhorn

Echelle horizontale hEchelle verticale vDistorsion v/h

Original_(1804) Gravure (1806) Reduction

Indiquéea

RéeIleb

Ecartc=bla

Indiquéed

Réellee

Ecartf=e/d

Indiquéed/a

RéelleeTh

1:50.0001:37.000

1.35

1:47.0001:38.000

1.24

1.060.97-

1:80.0001:60.000

1.33

1:75.0001:58.000

1.29

1.061.03-

0.620.62-

0.620.63-

Profil du pic de Tour

Echelle horizontale hEchelle verticale vDistorsion v/h

Original_(1804) Gravure (1806) Reduction

Indiquéea

Réelleb

Ecartc=b/a

Indiquéed

Réellee

Ecartf=eld

Indiquéed/a

RéelleeTh

1:45.0001:50.000

0.90

1:57.0001:50.000

1.14

0.791.00-

1:44.0001:57.000

0.77

1:62.0001:57.000

1.09

0.711.00-

1.020.88-

0.910.88-

2. Localités citées dans les Textes (X) et figurées sur les proffis (Y = manuscrit;Z = imprimé)

Toponyme Sujet MMémoire 1804

G- 7 7 -

Aben-Berg, mont Form. sécondaire XAigle, pays X XAirolo,vallée

_______________Gypse X

Allagne Mines Cu XAllamogne (Jura) Carrières calcaire XAlpe Soreccia Veine minéralisée XAndermatt Serpentines X YAnniviers, vallée Mines Co XArve. vallée XArpénas, cascade

_________________lissements X

Baden (Autriche) Calcaires XBadus (mont) Vrehnite, epidote X XBallenberg Plissements XYZBalme (Col) Schistes argileux X X XYZ X

ale Repére Xaveno(mont) Granit X X Xeatenberg, mont Mines charbon X X Xellinzona Granit schisteux X X

B1pberg, mont Huitres marines X'tzberg, mont XYZem

________________Observatoire X X X

ex alines, gypse Minéraux

XX

X ienden, valléeoltigen, mines Minesonneville Grés micacé Xorgo di Val Sogana tructure Xornes, vallée Mines houille X Xeitenbrunn (S axe Vrehnite X

révent, mont panorama X XYZrévent, chaIne '3neiss, schistes X XY Xrévent, chéminéesrienz, lac

___________________Second. horizontal XYZ X

oissons, glacière Xuet, pic

Campolungo, col

_________________9168 p.Schistes argileuxDolomie

XX X

X

Canaria, vallée Gypse X XCasselruch Porphyire rémanié XCasteihorn _______________ YZChamonix XChamonix, vallée

_______________Erosion des schister X XYZ

Chamonix, aiguilles Granit schisteuxPlombagine X X X______________

Cpp,jui]Je Schistes,gneiss XYZChevonico [Chironico) ctaurolithe, Sappare XChillon, Aigle Grauwacke X -Cluse Plis XY XColombier, mont. Plis calc. transition XConfignon, torr. Tertiaire X

Toponyme Sujet MMémoire 1804

G-b- __ -- -- --

--

Coire ________________ XConstanze Repère XDazio 3035 pieds XYDarlingen _______________ YDent de Morcies 8951 pieds XDent du Midi _______________ XDerbignon Grauwacke XDiablerets Pie 9600 pieds XEiger Cale. transition X YZ XFalkenalpi XYZFascia, vallée

_______________Structure X

Faucigny, mines Mines houille XFaulensee Gypse XFieudo, mont Cristal adulaire XFinsteraarhorn, pie 13234 p. X XYZ XFormazza, vallée XFribourg, canton Mines gypse XFrutigen, mines Mines houille XFurka, pas ________________Gemmi, pas Transition XGenève Conglomérats, tertiaire XYZ X XGenève, lac Calcaires sécondaires X X XGenève, vallée Couches vérticales XGessenay, mont Terrain salifere XGlans Calcaire transition XGletscherberg Repère

Mines X XX

XGrand St BernardGrand Salève Calcaires verticales XGnimsel, pas Schistes, syénites X X XGrindeiwald, montagnes Calcaire transition X X XGrund Roches primitives XGuttanen, vallée Roches primitives XYZHabsburg, château Gypse tertiaire XHall (Tyrol) Muriacite XHash, vallée Schistes calcaires XYZ XHohgant, pie Form. Sécondaire XYZHogstethen Gypse XHorgen Charbon tertiaire XIm-Grund, vallée Schistes XYZHorndel (Tyrol) Schistes XIntra Trap, basalt X XJungfrau, pie ________________ XJura, massif Calc. sécondaire X X XYZ XJustis-Thall Form. Tertiaire XKaserthall Mineraux X

Gypse XZLaufenburg Granit (Inf. Gruner) XLauterbrunnen Mines Pb X XLeventina, vallée Granit schisteux X XZ X

Toponyme Sujet MMémoire 1804

-- -- G-i-- - -- j - -i-

Lötschental Schistes, Mines Pb X XLonwerz, lac Mines charbon, Fe XLucendro, lac Granit schisteux X XMacugnaga, mines Mines Au XMaggiore, lac Granit X XMahrenhorn, pie Syénite XYZMartigny _______________ XMeiringen Calcaire transition XMeran (Tyrol mend) Porphyres XMergozzo Trap XMettenberg Calcaire transition XMidi,aig. 12054p;GneissFe X XYZ XMole, mont 5788 p Calcaine transition XYZMont Blanc 2450 tois. Repère X X X X XMonte Piatina ______________ XMonte Rosa Gneiss, granites X XMormé Grés micacé XMoutiers Salines XMuhlithal, vallée Minerai Fe XMusocco, vallée _________________ XNeuchatel Repère XNeumark Porphyres XNiessen, mont Form. Tertiaire X XOberland, massif ___________ X X X XOberalpe, ton. Minéraux XOdenburg (Hung) Granites, gneis XOeninguen (Schaff.) Pétrifications XOrsières Petrosilex XOrteler (Tyrol) Dolomies XParassi Mines Fe XPergine (Tyrol mend) Basalte, granit XPetit Salève Grès de verrier X

Piatina, mont ______________ XYPissevache, cascad Granit X XPlowen-Grund (Saxe Syénite XPoleggio Granit schisteux XPormenaz Mines XYPrato Repère XReuss, source Granit schisteux XRhin, fleuve ______________ XRhone, fleuve Gypse X XYZ XRidda Gypse XRitom, lac YSaint Brancher

_______________Mines Pb, Co X

Saint Gothard, massif Gneiss, Granit schist. X X X X X X XSaint Maurice Grauwacke XSalève, mont Tertiaire XYZ xSallanche Pus, caic. transition X XSalle, mont Calcaire transition XZ XSalzburg (Autriche Salines XSchipsius 9293p. Panorama XYZSchwyz Calcaire transition X

Toponyme Sujet MMémoire 1804

—i--—i-- G—i-- —i--- —a—

Scopel Mines Cu XSella XYSchafthausen

_______________

Servoz________________Mines X

Servoz, fleuve Trap transition XSimmenthal Terrain salifère XSimplon, pas Caic. saline ; veine X X X XSion Gypse XSoleure Repère XSpietz Gypse XTalefre, aiguille Dissemination Mo XTannenhorn Form. Sécondaire XYZTauresthall, vallée Granit schisteux XTessino, sources XTessino, fleuve. X X XYThun

______________Repère XYZ X

Thun, lac Plis XYZ XTirol Schistes XTour, aiguille Gneiss, caic transit. XYZ XTour, hameau Gypse XTramorcio, pas XYTremola, vallée

_______________X X

Trient_______________Grauwacke X

Triften, glacier XYTroud'Uri

________________Y

Tschangnau____________

XYZTschuggei, mont

________________z

Unterwalden_______________Calcaire transition X

Urseren, vallée Schistes XZ X XVadeaux Charbon tertiaire XValengin Repère XVallais, vallée X X X X XVallorcine, vallée

___________Poudingues, trap XYZ

Varens, aiguilles Calcaires transiton XVaud, canton XVeduse, pas XVernier, nv.

________________Tertiaire X

Viescher-Horner Inaccessible X YZWalliser Schistes XWeiler-Staude Minéraux XWinterthur, canton XYverdon

_______________Repére X

Zillertal Schistes XZum Dorif Pierre olaire XZurich Repère XZurich, canton Mines gypse XZweiluschinen Z

3. Roches et minéraux de Gimbernat dans le Musée d'Histoire Naturelle deMadrid, d'après un inventaire fait par Donato Garcia en 1820

A. Cadre synoptique des envois de Gimbernat au Cabinet Royal

Identification ________ Caractéristiques

N°Référenceancienne Origine

Datereception

Exem-plaires

___________

Types desroches Localités citées

______Date

récolteprobable

18 CG n° 1_________

Gimbernat________

23/07/04________

54 VolcaniquesMunich, Caach ? Lago de

Lochesmar, Andernach, MonteCich, Vesubio, Rhin

[18021

19 BD n° 2_______________

Bruxelles - 121

__________

Minérauxutiles Aix la Chapelle, Meisser, Lieja [18011

20 CG n° 3 Bruxelles - 47 Divers Bruxelles, Aix la Chapelle [18011

21 BC n° 4 Gimbernat 1 23/07/041 10 Lignite Leipzig [1803]

22 CG n° 4_________

Gimbernat' 23/07/04' 107 Divers Monte Meissen, Maguncia,Monte Tauno, Main

[1802]

30 - Gimbernat2 - 6 Charbon Buxton [1796]

31 - Gimbernat2 - 18 Charbon Derby [1796]

33 - Gimbernat2 - 7 Charbon Buxton [1796]

39 - Gimbemat - 63 Divers Freyberg [18031

41 - Gimbernat - 49 Divers Berlin [1803]

1. Sur la copie de l'inventaire (1824).2. Contienen ... muestras de carbon de piedra de la mina de ... con una placa de

mármol negro que representa la disposición de sus capas.

B. Liste des roches et minéraux des tiroirs 39 et 41 qui vraisemblablement contien-nent des échantillons des Alpes

Diez egemplares de carbon de piedra.Siete id. de basalto.Veinticinco exemplares de porfidos.Dos egemplares de la mina de Galena argentifera de Freberg.Pizarra primitiva.Espato calizo cristalizado.Pizarra carbonosa.Gneis con piritas ; dos egemplares.Hierro arcilloso.Arenisca dos egemplares.

Quarzo comunRoca caliza, dos egemplaresFeispato en masaTierra alumbrosaTrap, cinco egemplaresPizarra arcillosa.Porfidos, siete egemplares separadosPizarra primitiva, 3 id. id.Tufo calcareo, un egemplar id.Baca ? un egemplar id.Granito de grueso grano, id. id.Piedra calcarea, id. id.Basalto, id. id.Trap cloritico, id. id.Prisma ( ?) arcillosa, id. id.Pizarra, id. id.Gres 6 Arenisca micacea, id. id.Roca granitica, id. id.Granito aporfida, id. id.Otro tufo calcareo, id. id.

Note : Lo contenido en este cajón son minerales del Sr Gimbernat que contienenrocas de gres, porfido y basalto, átiles para colecciones particulares.

Sienita un ejemplar.Granito id.Gneis dos ejemplares.Feldspato un ejemplarArenisca Id.Porfido Id.Blenda pizarra id.Trapp Id.Gneis, uno id.Trapp, otro id.Porfido id.Porfido id otro.36 ejemplares de Gneis, Poijido y otras rocas remitidas por Gimbernat.

Note Las rocas contenidas en este cajon son utiles para colecciones particu-lares. Nota de este cajon se ha sacado otro pequeño que contiene muestras de her-raduras remitidas de Berlin.