TMGB vol 11 (2002)

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

The mid-Tertiary Azuara and Rubielos de la Cérida paired impact structures (Spain)* Kord ERNSTSON**, Fernando CLAUDIN***, Ulrich SCHUSSLER**** and Klaudia HRADIL* * * *

RESUMEN

ERNSTSON, K., CLAUDIN, F., SCHUSSLER, U. and HRADIL, K. Las estructuras de 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 Rubielos de la Cérida, que con diámetros de aproximadamente 35-40 Km fueron generadas en un objetivo puramente sedimentario. Ambas constituyen la estructura terrestre de impacto doble de mayor tamano conocida hasta el momento. A partir de los datos estratigraficos y paleontológicos, su edad más probable es Eoceno sup. u Oligoceno.

La cartografia geologica realizada ha permitido localizar abundantes evidencias de impacto e incluso efectos del impacto en depósitos autóctonos distantes. La evidencia de impacto más importante para ambas estructuras viene dada por la presencia de un intenso metamorfismo de choque, incluyendo fundido y vidrio diapléctico, rasgos de deformación planar (PDFs), diferentes tipos de rocas de fundido de impacto (formadas a partir de fundido silicatado, de fundido carbonatado y fundido de carbonatofosfato) y brechas suevIticas. PartIculas de vidrio carbonoso amorfo sitas en un cornponente sOlido de C-O pueden estar relacionadas con fullerenos, y haberse formado a partir del enfriamiento de un fundido procedente o bien de carbon intensamente chocado o bien de calizas intensamente chocadas. Pensamos que el impacto tuvo una influencia considerable en el terciario medio de esta region del Sistema Ibérico, y sugerimos que aquellos modelos en los que no se ha tenido en cuenta este evento peculiar y de amplia repercusión necesitan una revision considerable.

Palabras dave: Estructura de impacto de Azuara, estructura de impacto de rubielos de Ia Cérida, Cadena Ibérica (España), metamorfIsmo de choque, rocas de fundido 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 and Rubielos de la Cérida structures as a doublet impact crater. Specifically, the analyses performed at centimeter to microscopic scales, reveal a body of evidence difficult to contradict. Any future research on this area will have to discuss necessarily the interpretations now offered by Ernstson et al. Lacking this discussion, 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.com Institut für Mineralogie der Universitat Würzburg, Am Hubland, D-97074 WUrzburg, Germany.

We report on the Azuara impact structure and its Rubielos de la Cérida companion crater, which establish the largest terrestrial doublet impact structure presently known. Both structures have diameters of roughly 35 - 40 km and they have been formed in a purely sedimentary target. From stratigraphic considerations and palaeontologic dating, an Upper Eocene or Oligocene age is very probable Geological mapping has established abundant geologic impact evidence in the form of monomictic and polymictic breccias and breccia dikes, megabreccias, dislocated megablocks, remarkable structural features, extensive impact ejecta and impact signatures even in distant autochthonous deposits. The most striking impact evidence for both structures is given by strong shock metamorphism, including melt and diaplectic glass, planar deformation features (PDFs), different kinds of impact melt rocks (from former silicate melt, carbonate melt, carbonate-phosphate melt) and suevite breccias. Glassy amorphous carbon particles in a solid C-O compound may be related with fullerenes and may originate from a quenched melt of extremely shocked coal or from extremely shocked limestones. It is assumed that the impact had considerable influence on the Mid-Tertiary regional geology of the Iberian System, and we suggest that respective geologic models which have so far not considered 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 Azuara structure some 50km south of Zaragoza (41°10'N, 0°55'W - Fig.1) in 1985. The Azuara impact structure was included in the Earth Impact Database, which was first assembled by researchers of the Geological Survey of Canada in the same year. The Crater 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 based mainly on the occurrence of shock metamorphism (French and Short, 1968; Stöffler, 1972; and others) in polymictic (mixed) breccias. Later, the case for an impact origin was strengthened by geophysical measurements (Ernstson et al., 1987; Ernstson and Fiebag, 1992) and by the detection of extended impact ejecta deposits (Ernstson and ClaudIn, 1990). Detailed mapping, extensive structural investigations, photogeology and 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 findings and observations. Despite the clear shock metamorphism, the impact evidence is questioned by some regional geologists (Aurell et al., 1993; Aurell, 1994; Cortés et al., 2002), who still claim an endogenetic origin for most of the impact features.

The idea that the impact event not only produced the Azuara structure but also the Rubielos 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 of strongly deformed Buntsandstein conglomerates peripheral to the Azuara structure (Ernstson et at., 2001a). Since 1994, field work, petrographic and geochemical analyses have shown (Hradil et at., 2001; Claudin et at., 2001; Ernstson et at., 2001b, c) that this Rubielos de la Cérida structure bears all evidence of an impact structure. Stratigraphic considerations suggest Rubielos de la Cérida to be a companion to Azuara and thus we have 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 structure. Most of the data for the Azuara structure have been published previously or can be found in the many diploma theses referred to above. Therefore, this report widely summarizes the comparative results of both the Rubielos de la Cérida and the Azuara structures, with some emphasis focused on new results for Rubielos de la Cérida and on the special situation of a paired impact.

AZUARA) I S MUN.

MONREAL DEL CAMPO U

I RUBIELOS DE LA CERIDA

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 morphology. Located at the margin between the Alpidic fold belt of the Iberian Chains and the Tertiary Ebro Basin, the structure is characterized by Mesozoic layers emerging 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 is estimated 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 is assumed to have been thick (1000 - 2000 m or even more) and predominantly unconsolidated molasse sediments overlaying the Palaeozoic and Mesozoic stable core (Ernstson and Fiebag, 1992). This sedimentary pile has a thickness of more than 10 km (Cans, 1983; Carls and Monninger, 1974) (Fig.3), which shows that despite the large diameter, the Azuara structure was imprinted on a purely sedimentary target (see Grieve and Robertson, 1979; Grieve, 1982), if we neglect a few igneous intercalations of very small dimensions. The dominantly soft target and the advanced erosion may be 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 abundant throughout the Azuara structure and have been mapped in detail mostly on 1: 10.000 and 1 20.000 scales (B채rle, 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 the Azuara structure taken from the digital map of Spain, 1: 250.000. The image has been performed by Manuel Cabedo.

Fig. 2. Imagen morfologica de Ia estructura de Azuara obtenida a partir del mapa digital de Espafla, 1: 250.000. La imagen fue elaborada por Manuel Cabedo

Basal breccia (suevite breccia)

The original name "basal breccia" (Ernstson and Fiebag, 1992) refers to the fact that this peculiar breccia is regularly found at the base of the post-impact (and postAlpidic), tectonically undisturbed Upper Tertiary. The up to 20 m thick horizontally bedded breccia layer is always unconformably overlying the folded rocks and at the contacts 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 carbonate matrix (P1. 1, Fig. 1) that often displays distinct flow texture. Clasts that are themselves breccias (breccias-within-breccias) are abundant. Frequently, limestone and dolomite clasts show a skeletal and vesicular texture, sometimes to the extent that only the rim of a clast remains and the hollow may contain a residual white powder. High-temperature decarbonization, the formation of carbonate melt and subsequent recombination are the probable causes (Mayer, 1991; Emstson and Fiebag, 1992; for a comprehensive discussion of the basal breccia and the related carbonate melt see Katschorek [19901).

UPPER TERTIARY —

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

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

From X-ray fluorescence and X-ray diffraction analyses and thin-section inspection, Mayer (1991) infers an Si0 2 amorphous phase (up to about 10%) contributing to the matrix. This phase is assumed to be finely dispersed glass. In a few cases, glass particles in the basal breccia can be observed by the optical microscope. Shock-metamorphic effects are frequently observed in minerals from silicate fragments. Most significant 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 of 15 GPa (= 150 kbar) (Bunch et al., 1968). Planar deformation features (PDFs) are rare, 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) and strong kinkbanding in mica (Hรถrz, 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 (JUGS Subcommission on the Systematics of Metamorphic Rocks, Study Group for Impactites), this polymictic basal breccia containing shocked clasts and melt, is termed a suevite or suevite breccia.

In Fig.4, basal breccia exposures so far mapped are plotted to show the general distribution, 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 breccia 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 that they form in the excavation stage of impact cratering (Melosh, 1989) by the injection of 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 in nearly all stratigraphical units, and they have formed independently of the host rock both in silicate and carbonate rocks (P1. 1, Fig. 2, 3). They are up to 2 m wide and may be traced over a distance of more than 200 m (Mayer, 1991). Whole systems or networks 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 characterized by a tying of vertical and horizontal dikes (P1. 1, Fig. 2). The system is suggested 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 breccia generations are frequent. Thereby, breccia dikes may run within or intersect another dike. Often, the breccias do not differ from the basal breccia, and they show the same composition and texture discussed before. Shock metamorphism in the dike breccias is abundant and especially strong in the dikes that have formed in the Palaeozoic target rocks (see below).

Fig.5 shows the locations where prominent breccia dikes and breccia-dike systems are exposed. Apart from the dikes in P1. 1, Fig. 2, 3, the UTM coordinates are given 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 of the structure (Fig. 4; UTM coordinates 6 84 300, 45 73 900) and is so far unique with respect to composition and texture (P1. 1, Fig. 4). Within a dense to porous and even foamy 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 sketch map 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 breccia near Almonacid de la Cuba.

Fig. 4. Mapa de situaci贸n de los afloramientos de brechas de impacto y diques de brecha en la estructura de Azuara. El mapa geol贸gico ha sido obtenido por simplificaci贸n y modificaci贸n de los mapas del IGME (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 Almonacid de 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 resulted from an expanded, turbulent, and dilute flow by inclusion of carbonate melt, similar to volcanic surges.

In the impact literature, extensive breccias consisting of very large components are generally termed megabreccias. Megabreccias have been reported for other impact 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 (megabreccias in the broader sense are discussed with the Rubielos de la C茅rida structure) is exposed near Belchite/Almonacid de la Cuba and Herrera de los Navarros in the outer ring (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 80 m, 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), dislocated megablocks (7), and the gravity profile in Fig. 6 (8). Geology same as in Fig. 4.

Fig. 5. Mapa de localizaci贸n de la megabrecha (5), brechas monomIcticas de movimiento (6), megabloques 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 Triassic and Liassic limestones (Rhaetian, Hettangian, Sinemurian), it is basically polymictic indicated by the intercalation of allochthonous blocks. Mortar texture and breccia generations (breccias-within-breccias) are abundant, and in thin section, cataclastic flow texture of the matrix is observed.

It is suggested that the megabreccia formed in the beginning modification stage of the impact cratering process by the simultaneous action of the yet ongoing excavation flow and the collapse/rebound of the transient crater (Fiebag, 1988; Katschorek, 1990; Ernstson and Fiebag, 1992). Although the megabreccia partly incorporates 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; CortĂŠs, 1994).

Monomictic movement breccias The term "monomict movement breccia" has been introduced by Reiff (1978) by discussing monomictic breccia complexes in the Steinheim, Ries, Sierra Madera, Flynn Creek, Decaturville and Wells Creek impact structures. In the Wells Creek impact structure, these breccias were called crackle breccias and homogeneous rubble breccias (Wilson and Stearns, 1968) and later considered variants of the same phenomenon (Reiff 1978). Related textures are grit brecciation and mortar texture (HĂźttner, 1969). In each case, a drastic brecciation of whole rock complexes with resulting grain sizes down to sand and silt fraction and frequently preserved fitting of the fragments is observed. This peculiar brecciation requires intense movement under very high confining pressure. In the impact structures referred to above, these movement breccias occur in excavated/ejected megablocks, in the crater floor, in inner rings and central uplifts. Reiff (1978) points to the fact that the typical texture of monomictic movement breccias is also observed in breccias from giant rock falls (for example the 1,500 m Flims, Switzerland, rock fall) and may in rare instances occur along tectonic fault zones. The occurrence of monomictic movement breccias in environments lacking tectonic fault zones and gradients sufficient for mass rock falls are strong 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 brecciated Muschelkalk limestone is shown in P1.1, Fig. 6. More outcrop locations of monomictic movement breccias are plotted in Fig. 5.

Impressive breccia exposures can be visited a few kilometres outside the northern ring 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 the post-impact Upper Tertiary Ebro basin sediments. Quarrying in these blocks has enabled insight into the enormous impact deformations experienced by very large rock volumes.

The limestones are drastically destroyed through and through to form a more or less continuous breccia displaying abundant grit brecciation and mortar texture. The uninterrupted brecciation over a distance of at least 300 m and the absence of topographic relief show 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 profile in Fig. 5.

Fig. 6. Perfil gravitatorio (anomalies residuals de Bouguer) a trav茅s de la estructura de Azuara. La situaci贸n del perfil puede verse en Ia Fig. 5.

Dislocated (allochthonous) megablocks Dislocated megablocks are characteristic of impact structures and are understood to be related to the different stages of impact cratering (excavation, ejection and modification of the transient crater; see Melosh [1989]). Thorough mapping within the Azuara structure (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 gliding can in most cases be excluded as an explanation, and the rootless layering of many megablocks has been shown by geophysical measurements (Bane, 1988, Konig, 1988).

A location map for allochthonous megablocks is given in Fig. 5. UTM coordinates of typical locations are: 6 67 350, 45 47 79Q 6 70 140, 45 47 790; 6 70 390, 45 47 520; 6 77 660, 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 Alpidic tectonics and the impact cratering process. Investigations of the complete structural inventory, including folds, faults, jointing, tectonic (horizontal) stylolites, photolineations, satellite imagery, drainage pattern have been performed in detail and are discussed 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 possible to decide whether a distinct structural situation is related with tectonics, impact or 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; and many others), divergent and convergent mass transport is expected to dominate during the stages of excavation and modification, implying radial and tangential widening and shortening with respect to the crater centre. In agreement with this, these elements are frequently documented in the structural style of the Azuara structure (Fiebag, 1988, Konig, 1988, Katschorek, 1990, Ernstson and Fiebag, 1992) and may be related with impact rather than with tectonics. In a few cases, peculiar structural 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 map of the Azuara structure has been plotted (Ernstson and Fiebag, 1992). For selected profiles, Bouguer residual anomalies were computed with the aid of provisional regional-field data (IGCE 1976, and data kindly supplied by A. Casas, Barcelona). In Fig. 6, a north to south running profile (see Fig. 5) is shown to display an overall negative anomaly of about 10 mgal amplitude. A negative gravity anomaly conforms to most other impact structures for which gravity surveys exist. Relatively positive local anomalies superimposing the main anomaly may be related with an inner ring buried beneath the young post-impact sediments of the Ebro basin (Ernstson and Fiebag, 1992). Simple model calculations and a gravity-derived mass deficiency are compatible with results for other large impact structures (Pohl et al., 1978; Ernstson and Fiebag, 1992).

At each gravity station, the total intensity of the Earth's magnetic field was measured. The field contours show the central area of the Azuara structure to be practically void of anomalies. Surprisingly, short-wavelength anomalies in the periphery have considerable amplitudes exceeding 100 nT (Ernstson and Fiebag, 1992).

Susceptibility measurements of a wide variety of rocks (Palaeozoic, Mesozoic and Cenozoic sediments, igneous rocks) from the Azuara structure and its environs (compilation in Hammann and Ernstson, 1987) show that highest values ( kmax 0.0016 S.I.) are attained in samples from the basal (suevite) breccia. Although systematic rock-magnetic studies are outstanding, a strong remnant magnetization of some basal breccia samples is observed, which is possibly a thermal remnant magnetization.

Impact breccias showing stronger magnetization are known from many other impact structures. Shock pressure and post-shock temperatures are important factors that may lead to enhanced magnetization of impact breccias (Pohi 1994).

Shock metamorphism The find of strong shock-metamorphic effects in polymictic dike breccias intercalated in Palaeozoic rocks near Nogueras and Santa Cruz de Nogueras (Ernstson et al., 1985) established the impact origin for the Azuara structure. Here, we summarize new 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 in mica, and microtwinning in calcite. A discussion of moderate shatter coning in the Azuara structure is added. A general map for the occurrence of shock metamorphism is given in Fig. 7. UTM coordinates for definitive exposures are added below.

Melt glass in shocked breccias from the Azuara structure was first reported and described in detail by Fiebag (1988). In the polymictic dike breccias exposed near Nogueras 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 mineral splinters (P1. 2, Fig. 1). Partly recrystallized glass occurs as aggregates in the matrix (Fl. 2, Fig. 2) or may coat mineral fragments. Because of the occurrence together with strongly shocked quartz (see below), the glass itself was probably formed by shock. This assumed, parts of the breccia must have experienced shock peak pressures exceeding 500 kbar (50 GPa) (Engelhardt et al., 1969). Melt glass has been found also in breccia dikes exposed in the Mesozoic rim zone (Mayer, 1990) and in 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 situaci贸n de las rocas intensamente afectadas por choque (5), rocas moderadamente chocadas (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) is abundant in breccias from the Azuara structure. Diaplectic glass was first reported by Ernstson (1994) to occur in the polymictic dike breccias near Nogueras and Santa Cruz de Nogueras, which also contain melt glass and PDFs (P1. 2, Fig. 2). Diaplectic quartz crystals are abundant [also] in breccia dikes exposed in the Mesozoic rim zone and in the basal breccia (Mayer, 1990; and P1. 2, Fig. 3). The formation of the amorphous quartz phase by shock without melting requires pressures of more than 15 GPa (150 kbar) for partial isotropization and 25 - 40 GPa (250 - 400 kbar) for complete transformation to diaplectic glass (Engelhardt et al., 1969; Bunch et al., 1968; Stรถffler and Homemann, 1972; and others).

Planar deformation features (PDFs) Despite the clear PDFs documentation by photomicrographs and universal-stage measurements of crystallographic orientations in Ernstson et al. (1985), doubts about shock metamorphism in the Azuara structure were expressed by Langenhorst and Deutsch (1995). In their paper, however, all references to the shock metamorphism described in Ernstson et al. (1985) and in Ernstson and Fiebag (1992) are missing.

Therefore, two additional independent analyses of PDFs in shocked quartz from Azuara samples (P1. 2, Fig. 4) were performed in the Departamento de PetrologIa y GeoquImica, Universidad Complutense, Madrid, (by E. Guenero Serrano) and at the Geological Survey of Canada (by A. Therriault).

Universal-stage measurements in the Madrid institution were performed on quartz of sandstone clasts from the polymictic dike breccia exposed near Santa Cruz de Nogueras (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 pressures exceeding 10 GPa (= 100 kbar) (Stรถffler and Langenhorst 1994). A. Theniault investigated quartz of sandstone and quartzite clasts also from the polymictic dike breccia and also from the Pelarda Fm. ejecta. She analyzed the crystallographic orientation of PDFs and other parameters such as their density, sharpness, spacing, and spreading over the grain. Up to five sets of PDFs per grain were observed. The spacing is 1 tm or 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 of 0.004 - 0.008. A frequency diagram for the PDF crystallographic orientation is shown in Fig. 8. Compared with the frequency diagram in Ernstson et al. (1985, Fig. 7), the general correspondence is obvious. Quartz grains displaying PDFs in the manner as described here, are generally considered (Stรถffler 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 and PDFs can form only by strong impact shock, there are mineral deformations which have been reported from both impact shock metamorphism and endogenetic processes.

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

Both PFs in quartz and strong kink banding in mica are abundant in rocks from the Azuara structure (Fig.7). They occur in polymictic allochthonous breccias, but also in autochthonous rocks. Waasmaier (1988) analysed 9 thin sections from Cretaceous Utrillas sandstones exposed west of Blesa and found that an average of 70 % of the micas show kink banding. In all thin sections, she observed PFs in quartz. Regularly, 2 - 3 sets occur, 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 and no regional metamorphism at all, a formation of the kinkbands and the PFs other than by shock can be excluded. The assumed shock pressures range between roughly 5 and 10 GPa (50 and 100 kbar) for the formation of PFs in quartz (Engelhardt et al., 1969) and are more than 1 GPa (10 kbar) for the formation of kink bands in mica (H枚rz, 1970).

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

24 22 20 18

z 16 14 C 12 0

Li

8 {1OiO} {511}

{1121}

30

60

75

900

Angle between c-axis and poles to PDF Fig. 8. Frequency diagram of crystallographic orientation of planar deformation features (PDFs) in quartz from Azuara mixed-breccia near Santa Cruz de Nogueras and from Pelarda Fm. ejecta. The diagram has been compiled from data put at our disposal by A. Therriault.

Fig. 8. Diagrama de frecuencias de la orientaci贸n cristalogr谩fica de los rasgos de deformaci贸n planar (PDF5) presentes en cuarzos procedentes de las brechas cercanas a Santa Cruz de Nogueras y de los eyecta de la Fm. Pelarda (estructura de impacto de Azuara). El diagrama ha sido realizado a partir de los datos 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 in calcite from Azuara rocks are common (P1. 2, Fig. 6) and have been reported by Fiebag (1988), Hunoltstein-Bunjevac (1989) and Mayer (1990).

It is generally accepted that shatter cones form by shock waves (Roddy and Davis, 1977, Saggy et al., 2002) in a pressure range between about 2 and 25 GPa (20 and 250 kbar) (Grieve, 1987). Because of thick post-impact sediments in the inner part of the Azuara structure, the finding of shatter cones is restricted to the sediments of the rim zone. In this zone, the shock wave was already weakened to the lower pressure limit of shatter-cone formation. Consequently, it is not surprising that shatter cones are rarely found and that the fracture cones often display only diffuse markings. 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 UTM coordinates of the three places are 6 84 440, 45 49 550; 6 84 700, 45 55 150; 6 83 100, 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 the Azuara structure (Fig. 1), is defined by an approximately circular uplift of Mesozoic rocks (in the middle of Fig. 1), surrounded by a semi-circular to elliptical depression of Quaternary and post-impact Neogene deposits (Fig.9; simplified and modified from the geological maps 1: 200.000; ITGE, 1991; IGME, 1986). As will be discussed later (see Impact melt rocks, Puerto MInguez ejecta, Age of the impact event), the Neogene age of some units may be disputed. The diameter of the uplift is roughly 15 km and the west-east diameter of the depression amounts to 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 the western and northern part of the structure, its rim is made up of Mesozoic and Palaeozoic rocks belonging to the Western Iberian Chain (for the stratigraphy of the target see Fig.3). A number of hills of Mesozoic rocks emerge from the Quaternary in the western part of the depression. In the south and east, the Rubielos de la Cérida structure is less well defined. In the literature on the regional geology (ITGE, 1991; IGME, 1986; and references therein), no special account is given of the Rubielos de la Cérida structure.

In contrast with the Azuara structure, a systematic mapping of the Rubielos de la Cérida structure on 1 : 10.000 and 1 : 20.000 scales is so far lacking. A general overview 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 the impact-related features. The new data presented here result from our discontinuous geologic 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 corresponding 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 Cretaceous and 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 modified from ITGE (1991) and IGME (1986). 1 = Palaeozoicum, Mesozoicum and Lower Tertiary, 2 = Upper Tertiary 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 modificado a partir del ITGE (1991) e IGME (1986). 1 = Paleozoico, Mesozoico y Terciario inferior, 2 = Terciario superior 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 stratigraphical uplift. The divergence could possibly be related with the enormous thickness of the soft molasse top target layers (perhaps more than 2 km; see above for the data for the Azuara structure). Besides the soft argillaceous Keuper layers and a few Keuper and Cretaceous sandstones, carbonate rocks, mainly limestones, dominate.

The most significant structural feature in the central uplift is the enormous compressive signature. Strong deformation up to continuous megabrecciation is evident nearly everywhere and can best be observed in various road cuts (P1. 3, Fig. 1). In the southern continuation of the uplift at Buena village, deformation in the form of crisscross layering is especially impressive (P1. 3, Fig. 2). Quarrying near the road junction CN 211 - Rubielos de la Cérida village (UTM coordinates 6 45 000, 45 20 800) reveals voluminous strong deformation (grit brecciation, mortar texture) typical of monomictic movement breccias (see the respective descriptions for the Azuara structure). 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, adjacent carbonate rocks have changed to whitish porous masses possibly as the result of decarbonization or/and melting and as such representing a variety of pseudotachylite.

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

Crater depression Going outwards from the uplift, the remarkable deformation continues. In the Mesozoic hills emerging from the Quaternary, a number of quarries enable insight into drastic and voluminous brecciation of the limestones. In the extended quarry near Villafranca del Campo (UTM coordinates 639200; 4505200), large complexes are intensely crushed and ground to display grit brecciation and mortar texture typical of

RUBIELOS DE LA CERIDA CENTRAL UPLIFT

Fig. 10. Generalized geological W-E section across the Rubielos de la Cérida structure. Stratigraphical units 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 means they must have experienced pressures clearly exceeding these values, not only locally 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 frequently show a megabrecciation of the mostly carbonate rocks. Very often within the megabreccias, 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 the Rubielos de la Cdrida structure (and the Azuara structure) and is unknown from other regions 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 Rubielos de la Cérida. La geologia es la misma que la de la Fig. 9. PF = Eyecta de la Fm. Pelarda, PM = Eyecta de 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 central uplift, and the voluminous monomictic movement breccias in the rim zone, breccias and breccia dikes, as described for the Azuara structure, also occur in the Rubielos de la Cdrida structure. The basal (suevite) breccia is again found in immediate contact with folded Mesozoic rocks and, therefore, at the base of the post-impact (or postAlpidic) Upper Tertiary. UTM coordinates for exposures (Fig. 11) are 6 65 650, 45 02 988; 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 is part of an extended dike system cutting through competent Muschelkalk limestones, the dike in P1. 3, Fig. 4 cutting through steeply dipping Jurassic limestones actually is not a breccia dike. The white filling of the dike is more or less homogeneously composed of highly porous, partly vesicular carbonate material without any clasts. The sharp cut and the sharp-edged fragments of the limestone, without any dissolution features exclude any karstification. Instead, the white material is suggested to be relics of crystallized carbonate melt injected into the crater wall during the excavation stage of impact cratering. The locations for breccia dikes in the Rubielos de la CĂŠrida structure are plotted on Fig. 11. UTM coordinates for a location of breccia dikes cutting 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 the Rubielos de la Cdrida structure. As already suggested for the Azuara structure, abundant relics of former carbonate melt are proposed to also occur here in its companion crater. A carbonate melt cannot be chilled to form glass, but rapidly crystallizes to carbonate again. Therefore, the origin from a melt can only indirectly be suggested by the occunence of skeletal, dendritic crystallites, vesicular texture and related features (see the discussion on Azuara carbOnate melts by Katschorek [19901). The melts described below are characterized by amorphous glass phases.

The melt-bearing rocks are exposed north of the central uplift in the valley of the Pancrudo brook roughly 10 km east of the town of Calamocha (M in Fig. 11). Between the junction of the road to Cutanda101alla and the Barrachina village, the impactrelated rocks are exposed as a megabreccia over roughly five kilometres. A further outcrop is located along the steep banks of the Pancrudo brook. On both sides of the road between the junction and Banachina, temporary outcrops exist or have existed and 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 overall thickness, which may reach up to 50 m. Within the megabreccia, we distinguish for the present: - a massive diamictic material which is not consolidated and has characteristics very 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 deformed components 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 multicoloured gypsum marls, claystones, limestones and pure gypsum (P1. 3, Fig. 6). The multicoloured material shows a complex interlayering with the diamictic material.

The deposits may overlie the diamictites, thereby tunnelling them and forming apophyses within them. Frequently, bodies of the multicoloured material are even found floating within the diamictic material. In other places, the marly material may underlie the diamictic unit. In this case, we may observe a fluidal megatexture in the diamictite obviously corresponding to a fluidal megatexture in the underlying marly unit. Very often, the impact melt rocks are embedded within this zone. Both the multicoloured composition of the megabreccia and its strange texture have much in common with the Bunte breccia ejecta of the Ries impact crater (HĂźttner, 1969; Pohl et al., 1977; HĂśrz, 1982). strongly brecciated limestone megablocks (P1. 3, Fig. 7) showing a megatexture which strongly resembles grit breccias described for part of the Ries crater ejecta (HĂźttner, 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 variable size in a range of decimetres up to 1 - 2 metres, intermixed in the polymictic megabreccia described above (P1. 4, Figs. 1, 2). Two of these blocks have been investigated in detail. The rocks mainly consist of a milky white glass which forms tiny spheroids and lens-shaped bodies. Their diameters are roughly 0.5 mm (P1. 4, Fig. 3). A second, subordinate glass phase is translucent greyish and occurs interstitial within the white glass particles (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", occurring in x-ray powder diffractograms (Fig. 12). Some relics of plagioclase and, to a minor extent, of quartz and mica within the glass masses are indicated by respective reflection peaks. Grains of quartz, twinned plagioclase and occasional mica are also found in thin sections of the glass matrix. In rare cases, the quartz fragments show planar deformation features (PDFs) and, more frequently, multiple sets of planar fractures (PFs). Feldspar grains show isotropization in the form of multiple sets of isotropic twinning lamellae and isotropic spots (diaplectic crystals, P1. 2, Fig. 7), and they have

sometimes become almost completely isotropic (diaplectic glass), indicating shock peak 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, and separated particles of the white and the greyish glass were measured using a CAMECA SX50 electron microprobe with wavelength dispersive spectrometers at operating conditions of 15 kV accelerating voltage, 15 nA beam current and a defocussed beam size. The results are given in Table 1. Contents of Mn, Cr, Sc, Co, Ni, Mo and S are below the detection limit of the respective instrument. The poor totals of the microprobe analyses are most probably due to the presence of H 2 0 which entered the glass by alteration. If corrected by LOl-determination, the totals are close to 100 % as shown for the bulk analyses.

The compositions of the milky white glass spheroids and the interstitial greyish glass particles do not differ significantly. The same holds true if microprobe analyses and 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 between the microprobe and the bulk analyses may be ascribed to secondary pore fillings or the mineral content.

Fig. 12. X-ray powder diffractogram of the silicate melt rock shown in P1. 4, Fig. 3. Beside the sharp diffraction peaks belonging to the feldspar phase (f), strongly broadened mica peaks (m) can be observed. The broadening reflects the low crystallinity of this phase. In the 2Q-range between 200 and 30°, 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 lado de los picos de difracción abruptos pertenecientes a la fase feldespática (f), pueden observarse amplios picos correspondientes a las micas (m). Esta amplitud refleja la baja cristalinidad de esta fase. En el intervalo 2Q comprendido entre 200 y 30°, puede observarse un "abultamiento" tIpico del vidrio, con picos superimpuestos de fases de feldespato y mica.

Silicate melt was also found in a polymictic breccia quarried out as large blocks in a temporary outcrop at the northeastern roadside in the Pancrudo valley (UTM coordinates 6 55 400, 45 29 600). Apart from the melt, the breccia is composed of matrix-supported subrounded to angular limestone, sandstone and quartzite clasts having various grain sizes. The dominantly carbonate matrix is peppered with fragmented, predominantly quartz and calcite grains, and shows flow texture with the larger clasts preferentially adjusted to the flow (P1. 4, Fig. 4). In some cases, clasts are themselves brecciated (breccia-within-breccia). In thin sections, shock metamorphism in the form of quartz grains with multiple sets of PDFs and diaplectic quartz is observed. The melt occurs in elliptic whitish clasts with diameters between several millimetres and 2-3 cm. The soft clasts are extremely fine-grained and can easily be carved by a small spatula to get material for analysis. From x-ray powder diffraction analysis, these clasts are not pure melt, but consist of a mixture of amorphous material (typical glass hump) together with dolomite, calcite and minor amounts of quartz, muscovite and gypsum. This mixture is also reflected by the chemical bulk composition (bulk-5 analysis in Table 1). High contents of MgO and CaO and the distinct LOl values reflect dominating carbonates, mainly dolomite and subordinate calcite. The bulk-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 dominant amount of carbonates and a subordinate portion of melt is also estimated from the x-ray diffractogram. According to the current classification and nomenclature of impact rocks (JUGS Subcommission on the Systematics of Metamorphic Rocks, Study Group for Impactites), this polymictic impact breccia composed of shocked and melt clasts is termed a suevite or suevite breccia.

Suevite-like breccia Along the road between Barrachina and Tone Los Negros, exposed limestones are strongly deformed and frequently show allochthonous material intercalated in the form of megablocks and dikes composed of multicoloured marls and shales and Palaeozoic Pelarda Fm. facies (Ernstson and Claudin, 1990; also see 4.1). At UTM 6 57 900, 45 28 300, black shales have been injected into the bedded limestones exposing a peculiar macroscopic breccia zone (P1. 4, Fig. 5). On a smaller scale, fragmented black shales are intensively mixed with a white material to form a fine-grained breccia. In thin section, flow texture can be observed within the dark brownish to black, extremely fine-grained matrix. This matrix contains clasts of quartz and subordinate feldspar, and sometimes very fine-grained aggregates of light minerals. From x-ray powder diffraction analysis, the rock consists of quartz, kaolinite and illite, carbonate and an amorphous phase, the latter defined and documented by a typical "glass hump" (Fig. 13).

Backscattered electron images of electron microprobe investigations show an extremely fine-grained mixture of medium greyish and darker greyish components on a scale of few microns. The analysis of the medium greyish parts reproducibly yields illite mixed with other clay minerals and a composition of about 53 wt.% Si0 2 , 25% Al203,

5% FeO, 3% K 2 0 and, 2.5% each, CaO and MgO. The darker greyish parts are rich in Si02 and contain variable, but subordinate Al 203 content. Most probably, this finegrained mixture reflects strongly alterated relics of the amorphous (glass) phase which in an uncorroded state could not be detected by microprobe analysis. By corrosion, a glass may be transformed to clay minerals passing through an intermediate gel stage with typically enhanced Si-contents (Rösch et al., 1997). No clear shock-metamorphic features 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 northeastern roadside outcrops at UTM coordinates 6 51 800, 45 31 400. The whitish melt rocks (P1. 4, Fig. 6) are composed of irregular spheroids up to 4 mm in size, which are embedded within an extremely fine-grained matrix. Under the microscope, the spheroids

10

20

30

50 40 29 (deg.)

Fig. 13. X-ray powder diffractogram of the suevite-like breccia. Next to the sharp diffraction peaks of low quartz (q) and calcite (c), more or less broadened peaks of mica phases (kaolinite, illite, montmorillonite) are observed. In comparison to the silicate melt rock, a less pronounced glass "hump" is displayed due to the superimposed strong and sharp quartz and calcite peaks. The enlarged part of the diffractogram with 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 abruptos picos de difracción del cuarzo (q) y de la calcita (c), pueden observarse picos más o menos amplios de fases 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 y abrupta superimposición de picos de cuarzo y calcita. La parte aumentada del difractograma con una escala logarItmica para la intensidad, revela de manera clara el abultamiento.

turn out to be globular to amoeba-like calcite particles. They are coarse-grained in their centres and display decreasing grain size towards the rims. Regularly, a perpendicular grain orientation towards the rims is observed. The contact with the matrix is extremely fine-grained (P1. 4, Fig. 7). The isotropic glass matrix in part is intensively pervaded by tiny, elongated, sometimes flaser-like microcrystals, often orientated tangentially to the rim of the calcite particles (P1. 4, Fig. 7). The whole rock composition yields 52.7 wt.% CaO, 8.3 wt.% P205 and 1.5 wt.% BaO (RFA, bulk in Table 2). From microprobe investigations, the ctrbonate of the particles is pure calcite. The glassy matrix mainly consists of CaO and P 205 (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.%). The poor totals of the analyses point to high amounts of light components within the Ca-Pglass, presumably H 2 0 which may have entered the glass during corrosion. The existence of considerable amounts of C or CO 2 , however, must also be taken into account.

Locally, a strong enrichment of Ba and S at the expense of the CaO and P 205 —content is observed, which is lowered to the range of trace elements or below the detection limit, whereas Al203 is present in minor concentrations of about 1 wt.%. In part, the Ca-P-glass is recrystallized to form apatite, as verified by x-ray powder diffraction

30

40

b 29 (deg.) lb C

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 distinct due to a subordinate content of phosphate glass in the melt.

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

analysis. The diffraction peaks of this apatite, however, are broadened compared to those 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 locations in the Ca-P-matrix, detected by microprobe analysis.

Amorphous carbon In the Banachina megabreccia described above, blocks of a fine-grained microbreccia are locally intercalated. The microbreccia consists of loosely cemented carbonate and, subordinate, quartz particles. Small black clasts measuring between 0.5 and 2 nmi are widespread and striking. To separate these particles from the sediment, the carbonate was dissolved in HC1 and then the particles were removed from the remaining mineral fraction by hand-picking. Two kinds of black components can be distinguished.

The first kind is ordinary charcoal which under the microscope shows the typical charcoal structure. Because of the weakness, the charcoal can easily be destroyed with a preparation tool, and actually, it is not of further interest for the present paper. The second kind of black particles is very hard, occurs in very irregular forms and has a surface gleaming like glass (P1. 4, Fig. 8). Qualitative microprobe element scans show the particles to be composed of carbon and oxygen as the only major components. Additional elements are Ca in varying concentrations up to 2.7 wt.% and S varying between 0.2 and 0.8 wt.%. X-ray powder diffraction analysis of the particles resulted in diffractograms 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 is corroborated by the chemical composition of these melt rocks. The analyses shown in Table 1 compare quite well to a composition of shales, especially with respect to the high Al-contents and the low contents of Ca, Fe and the alkaline elements. The discrimination 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 the low Si02/Al203 -ratio which is typical for pelitic rocks (Wimmenauer, 1984). Using the pure Si0 2-Al203 system (compilation in Levin et al. [1964]), a maximum melting temperature of 1750°C can be deduced for the silicate glass rocks, which in any case is lowered due to the content of alkaline and earth alkaline elements. Very similar shock-melted shales are reported for the Haughton impact crater on Devon Island in Canada to form a highly porous network of non-transparent silicate glass with some very fine-grained particles of quartz, sheet silicates and calcite (Metzler et al., 1988).

Using data of Kieffer et al. (1976) and StĂśffler (1984), a minimum shock pressure of 30 GPa (300 kbar) is required for the onset of melting in sandstones and shales, as is the case with the Haughton impact melts (Metzler et al., 1988).

The Rubielos de la Cérida silicate glass rocks are clearly not of volcanic origin, due to the occurrence of strongly shocked clasts in the melt. If these melt rocks were to represent a deformed ash layer, the rocks should contain pyroclastic fragments and, with respect to an "intermediate" Si02-concentration, mafic relic minerals or andesitic rock fragments. Such is clearly not the case. Moreover, the chemical composition should 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+K2 0) than the investigated silicate melt rocks (a comparison was carried out with all analyses of volcanic rocks given in Wilson [ 198 9]) . Furthermore, the melting temperature estimated for the investigated rocks does not really match the temperatures in an andesite volcanic system. Apart from impact events, the only other geologic possibility to produce melt rocks (pseudotachylites) is by frictional heating during extreme dynamic metamorphism in a thrust zone. Such a process is assumed to occur also in large impact events during the excavation and modification stages of impact cratering. The Barrachina silicate melt cannot be assumed to have formed by frictional melting of the target rocks, as the coexistence of glass and highly shocked minerals 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 the north of the Barrachina outcrops near Olalla, they contribute, for example to the Cambrian Valdemiedes and Huérmeda Fms. (ITGE 1991; Monninger 1973). They also occur in the Buntsandstein Fm., in the Upper Malmian Purbeck Facies and in the Eocene/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 and glass, 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 carbonate melt. A fine-grained carbonate-rich suevite breccia with formerly melted carbonate material has been reported for the Chicxulub impact structure (Heuschkel et al., 1998; Jones et al., 2000) and may serve for comparison. From its macroscopic appearance, the suevite-like breccia is quite different from the suevite. Like the suevite, however, it mainly consists of a very fine-grained mixture of carbonate and silicate glass, the latter in part strongly corroded. Both breccias are composed of clasts which, apart from the melt, represent a mixture of pre-impact Palaeozoic, Mesozoic and ?Cenozoic lithostratigraphical units.

Carbonate-phosphate melt The carbonate-phosphate rocks from Barrachina in the Rubielos de la Cérida structure do not look like typical melt rocks, and at first glance, the only hints of a former melt are the glassy relics within the phosphate matrix. The only comparable rock described 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). Within this suevite, irregular, amoeba-like carbonate particles are embedded within a matrix of silicate glass. The carbonate particles show chilled margins in contact with the silicate matrix, and along this rim, calcite crystals grew elongated perpendicular to the contact. 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 by the immiscibility of impact-produced carbonate and silicate melts.

In general, the carbonate-phosphate melt rocks from Barrachina resemble the suevite from the Nordlinger Ries crater. Both rocks show these amoeba-like carbonate particles which result from quench crystallization, with chilled margins and calcite orientated perpendicular to the margin. Additionally, in both rocks, carbonate globules and carbonate particles with curvilinear rims towards the matrix occur. Like respective parts of the Ries suevite, the melt rocks from Barrachina are assumed to result from an immiscibility 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 for the sedimentary target rocks of the Haughton impact (Metzler et al., 1988; Kieffer and Simonds, 1980). At Haughton, carbonate globules and irregular blebs within silicate glass, similar to those from the Ries impact, are described and again interpreted as a result of carbonate-silicate liquid immiscibility (Osinsky and Spray, 2001a, b).

The carbonate of the carbonate-phosphate melt may be assumed to be derived from the Mesozoic, especially the Jurassic and Upper Cretaceous limestones, which are very abundant in the stratigraphic sequence of the central uplift of the Rubielos de la CĂŠrida structure (ITGE, 1991). Limestones also occur in the Eocene (ITGE, 1991) and largely contribute to the conglomerates of the Lower Tertiary which made up a large part of the pre-impact target area (Ernstson and Fiebag, 1992). The phosphate of the carbonate-phosphate melt may be derived also from the Jurassic rocks in the target. There are two "boundary oolithes" (Geyer et al., 1974) which mark the Lower/Middle and Middle/Upper Jurassic boundaries in the whole Iberian Cordillera.

From these boundaries, phosphoritic components in the fossiliferous oolites are described (Geyer et al., 1974). Phosphate may also originate from coprolites in the sedimentary sequence of the target. A prominent Oligocene coprolite layer has been reported, e.g., exposed near the town of Calatayud some 80 km northwest of the Rubielos de la CĂŠrida structure (Hammann, pers. comm.). Ba, as locally observed in the carbonate-phosphate melt, is common in the target area, occurring as barite in fissures, dikes and as irregular masses in Palaeozoic rocks (ITGE, 1991).

Amorphous carbon Carbon in elemental form, sometimes as diamonds, sometimes as C-rich shale fragments, has repeatedly been described from impact structures (Kobayashi et al., 1997; Bunch et al., 1997). A possible source of elemental carbon is carbonate, especially for target areas showing a thick and carbonate-rich sedimentary cover.

Hypervelocity impact experiments verified the production of highly disordered graphite from dolomite or limestone targets (Bunch et al., 1997). For natural impacts,

a transformation of CO to CO 2 +C in the cooling atmospheric impact plume is assumed (Heymann and Dressler, 1997). Miura et al. (1999 a, b) propose that amorphous carbon occurring in impact structures can form from vaporized limestone target rocks in multiple impacts with reduction state. Ca-contents within the carbon are interpreted to be remains from the limestone target rocks. Thick limestone sequences in the Rubielos de la Cérida target area thus may easily have been a source for the carbon particles in the Barrachina megabreccia. This is underscored by the Cacontents up to 2.7 wt% detected in these particles. As a further possibility and taking into account the glassy appearance and the irregular shapes of the particles, the amorphous carbon may be quenched carbon melt from extremely shocked coal of the Cretaceous Utrillas lignite deposits in the target. The melting temperature of carbon is roughly 3500°C which is exceeded at highest shock levels. The lignite layers have been of considerable economic value in Spain and are deposited roughly 20 km west of the Rubielos de la Cérida central uplift (ITGE, 1991). In the structure itself, the stratigraphically adjacent layers of Albian to Senonian age are exposed in the central uplift (ITGE, 1991), and coal-bearing Utrillas layers could have been deposited immediately at the impact point.

The role of remarkable contents of oxygen detected in the carbon particles is still unclear. Compounds of carbon and oxygen do not occur in solid state. We propose the possibility that the carbon may occur as fullerenes which are able to trap gases within their cages. Fullerenes have been reported in relation with the Sudbury impact structure and the Permian-Triassic boundary (Becker et al., 1996, 2001). More investigations are necessary.

Apart from the shock-metamorphic effects already described for the melt rocks and the suevite, moderate shock effects are regularly observed in samples from silicate rocks, mostly Cretaceous sandstones from the central uplift and the rim zone. They also occur in sandstones of the small Buntsandstein hill emerging from the Quaternary in the depression southwest of the central uplift, and the Permotriassic rocks exposed in the surroundings of Visiedo, southeast of the central uplift (erroneously mapped as Malmian there, see ITGE [1991], IGME [1979]). As in the Azuara sedimentary rocks, moderate shock is indicated by diaplectic quartz crystals (relatively rare), PDFs (relatively rare), PFs and kink bands in quartz, strong kink banding in mica, and microtwinning in calcite. In some thin sections, up to 100% of the micas are kinked. As discussed for the Azuara structure, this deformation in the Mesozoic rocks cannot possibly have resulted from Alpidic tectonics. The minerals cannot originate from reworked Palaeozoic rocks either, because they are not statistically distributed in the thin sections. Moreover, the heavily kinked micas would not have survived reworking. As additional shock effects, we observe in the Rubielos de la Cérida rocks heavily disintegrated feldspar with strong mechanical twinning and multiple sets of planar deformation 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 samples 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 structure and are especially well exposed in the central uplift, only very few shatter cones of moderate quality have been found so far. This is believed to be due to limited outcrop conditions (freshly exposed rocks are rare) and to the lack of a detailed mapping.

Also, there may have been influencing factors which prevented shatter cone formation. We point to the assumed very thick unconsolidated molasse sediments of the target and a possible buffering effect. Moreover, we refer to the above-mentioned peculiar behaviour of the limestones in the central uplift, that is, breaking into small fragments and splinters upon hitting them gently with a hammer. The process that evidently froze stress within the limestones is unknown so far, but may have been incompatible with shatter coning.

AZUARA AND RUBIELOS DE LA CERIDA IMPACT EJECTA Two impact ejecta deposits have so far been investigated in more detail: the Pelarda Fm. ejecta (Ernstson and Claudin, 1990) and the Puerto MInguez impact ejecta (Claudin et 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 of Palaeozoic quartzite components was also addressed by Carls and Monninger (1974) by comparing it with the Pelarda Formation. The reported similarities between the "enigmatic" Puerto MInguez deposit and the Pelarda Fm. initiated a new thorough investigation which related the Pelarda Fm. sediments with the Azuara impact structure (Ernstson and Claudin, 1990). A completely new insight into the deposit at the Puerto MInguez has been provided by road-construction work for the new stretch of the CN 211 between Caminreal and Montalbán. From field work in the enlarged outcrops it is suggested 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 in many 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 FonfrIa Lower Tertiary (Palaeogene) which is composed of alternations of conglomerates and multicoloured marls and is overlain by the Olalla Tertiary materials (Adrover et al., 1982). In the environments of FonfrIa, the limestone cobbles of these conglomerates are heavily deformed and show intense striations, deep imprints and polish. The striations display more or less homogeneous SW - NE strike. In general, a lower, middle and 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 be observed indicating different periods of deposition (e.g., thin sandstone beds from instantaneous breaks, zones of reworked material). Likewise, a clear grain size distribution 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 display distinct striations (P1. 5, Fig. 2). A statistical analysis of the strike for more than 400 striae sets reveals a clear maximum in the SW - NE direction (Ernstson and Claudin, 1990) which is the direction of line between the centres of both the Azuara and Rubielos de la CĂŠrida structures. Sets of irregular, frequently open, fractures with complex bifurcations and rotated displacements (rotated fractures) occur in the cobbles and boulders, which indicate more strong plastic deformation (P1. 5, Fig. 3).

Because immediate disintegration would occur, any transport of such deformed clasts can be excluded, which proves in situ deformation.

In thin sections of quartzite cobbles and boulders (both BĂĄmbola quartzite and Armorican 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 (multiple sets of planar fractures, PFs). Kink bands in mica are frequent. The PDFs have been analyzed on the universal stage (Fig. 8) and show crystallographic orientations typical of impact shock.

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

The impact origin of the Pelarda Fm. is not generally accepted. Previous models and models opposed to an impact origin consider a Quaternary mud flow deposit of the "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 observations 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 completely missing stratification and the matrix-supported texture suggest transport by plastic (Binghamian) flow rather than fluvial transport (see Lowe, 1979; Colombo and Marzo, 1987). The observations also discard models of fluvial meander sedimentation (Miall, 1977, 1981; Bridge, 1975, 1978; Allen, 1963, 1964, 1965, 1970; McGowen and 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. The Pelarda Fm. deposit is located at the highest altitude of the region. Therefore, a fluvial or mud flow deposition requires exceptional Quaternary tectonics explicitly in this region, or sedimentation against gravity. Likewise, the suggested "rafla" deposit would have developed at the base of a gradient but not on a topographic high. The observed deformation, macroscopic and microscopic (PDFs) cannot be explained by "normal tectonics", and an origin from syn-tectonic sedimentation clearly must be excluded. Moreover, given a Quaternary age of the Pelarda Fm. and considering its location at a topographic high, the overlying thick sediments required for the confining

pressure to produce the observed striations and plastic deformations have never been present. We explicitly also exclude faults (from Quaternary tectonics!) to have caused the deformations, because faults have never been observed in this zone. Also, the strike consistency of the striae throughout the huge volume of the deposit is incompatible with faulting. A formation of the striae by the action of glaciers can also be basically excluded. Otherwise, we had to establish very special conditions during the Quaternary in exactly this local zone. Moreover, and as already mentioned, the principal orientation of the striae points to the centers of both the Azuara and Rubielos de la 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 transport would not have been possible without complete disintegration of the clasts.

Therefore, the field data suggest transport by non-Newtonian flow, contrasting with normal fluvial deposition. On the other hand, such plastic deformation has never been reported for debris flows and mud flows (McGowen and Groat, 1971; Rust, 1979; SĂĄez, 1985; Boothroyd and Nummedal, 1978; Miall, 1981; Heward, 1987; Bluck, 1987; Cabrera et al., 1985; Gloppen and Steel, 1981). Moreover, it is very difficult to explain the rotated fractures in these clasts by normal tectonic deformation, when compared to synorogenic consolidated molasse deposits.

The Puerto MInguez ejecta

The geological map (1: 50.000 scale; sheet 492, Segura de los BaĂąos) and its text explanation (IGME, 1977) report the deposits at the Puerto MInguez as monogenetic conglomerates of Stampien age, composed of Mesozoic limestone components with large boulders included. Conglomerates of Santonian age are reported to unconformably overlie these deposits. Later, the deposits were included in the sheet of Daroca (map and text explanations at the 1: 200.000 scale; ITGE [1991]) as Upper Oligocene to Upper Miocene materials and their origin attributed to fluvial processes. The Puerto MInguez materials are described as "a succession of conglomerates consisting exclusively of sub-rounded limestone boulders (dimension up to 50 cm) and showing a grain-supported texture". In a recently published paper, the Puerto MInguez deposits are classed with the sediments of the intra-mountain MontalbĂĄn basin (Casas et al., 2000).

The new stretch of the road CN 211 between kilometric milestones 111 and 117 now gives easy access to the Puerto MInguez outcrop whose aerial extent is at least 5 x 0.3 km squared. The up to several decameters thick deposits consist basically of polygenetic, weakly consolidated rudites. They show a mostly matrix-supported texture 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 generally more common in the eastern part. Big clasts of prior depositional sequences, still intact, are found in the deposit, which as a whole presents poor sorting and is massive or weakly layered. Isolated Mesozoic limestone boulders in the Paleozoic-dominated clast zones are abundant (P1. 5, Fig. 6), and frequently, like floating "islands" within the matrix, there are localised patches of conglomerates. Towards Cosa, and near the

Portalrubio junction, Palaeozoic materials become more and more scarce, until they disappear altogether. Here, the conglomeratic patches consist of large (up to metersized) sub-angular to sub-rounded Mesozoic limestone blocks and an increment in clast-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 Palaeozoic boulders. They show various dimensions, they are matrix-supported and layering is completely lacking. Some of these breccia zones are composed of fragmented and isolated blocks, which have largely conserved their original layering. Frequently, the breccia zones are intercalated in the conglomeratic, poorly layered deposit. In other parts of the outcrop, the contacts between breccias and conglomerates are sometimes sharp and sometimes erosive.

One of the most intriguing observations, which can be made at the Puerto MInguez deposits, is the generally strong deformation of the components, even though they are uncemented and embedded within a soft matrix. The most abundant type of deformation is the striation of the surfaces (P1. 6, Fig. 2). Without exception, and irrespective of their size, all pebbles, cobbles and boulders of carbonate lithology are striated more or less all around. The striae have obviously originated from countermovements of components and matrix in an environment where the confining pressure was considerable. Frequently, the grains that made the striations can be found in small pits at the end of the striae path. With the decrease of the particle size of the matrix, the striated surfaces become more and more glossy, and finally they may show distinct minor polish (P1. 6, Fig. 3), probably due to the contact with clayey and silty matrix. The Palaeozoic components show striations as well, although less developed than those of the limestone components, probably because of the difference in lithology. Very often, imprints have formed like deep grooves and indentation hollows (P1. 6, Fig. 4). The deep grooves seem to be caused by scraping out by matrix pebbles, and the indentation hollows seem to be caused by the penetration of an adjacent component under conditions of pure plastic deformation. Sometimes, the penetration marks resemble shapes made by a knife over soft butter. When several of these penetration marks come into contact, a faceted sculpture of the clast develops. A very unusual type of deformation that is very frequently observed in the Puerto MInguez material, is a strong internal torsion of the components (P1. 6, Fig. 5) which has already been described for the Pelarda Fm. ejecta (Ernstson and Claudin, 1990). The prominent torsion relates to macroscopically untouched hinges and rotated fractures, cutting through the whole cobble, without however breaking it to pieces. More irregular fractures with complex bifurcations and prominent displacements are also typical of deformed cobbles. The cobbles remain together despite squashing, a fact that we interpret as an expression of a strong confining pressure, which permits simultaneous 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 open fractures 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 of matrix and clasts is typical of the Puerto MInguez deposit, and very often, whole systems of dikes crosscut a cobble or boulder.

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

In summary, the Puerto MInguez deposits are diamictites which have been deposited and deformed within a short time span and under high confining pressure.

Such a setting is well known from meteorite impact ejecta. Identical depositional features 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). For the origin of the Belize brittle and plastic deformations, the authors suggest highvelocity flow, violent collisions and shock effects as well as partially melting during excavation, transport and ballistic emplacement.

Related deposits

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

DISTANT IMPACT SIGNATURE

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

cratered cobbles reveal pervasive internal fracturing, concave and subparallel spall fractures, and zones marked by quartz grains with planar deformation features (PDF5), but they fail to display the precipitation products of the alleged dissolved material. Comparison with results of impact experiments on artificial conglomerates suggests that the strong deformation is related to shock-wave propagation through the conglomerates. Accordingly, the features are explained to have occurred in the AzuaralRubielos de la CĂŠrida impact event by internal accelerations and multiple collisions of the cobbles producing the pock-mark indentations and spallation fractures (Ernstson et al., 2001c). These observations, experiments and the discussion show that 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 la CĂŠrida impacts. The advanced corrosion of the glass from the impact melt rocks is expected to prevent any reliable dating.

A stratigraphic age may be addressed considering the youngest sediments affected by the impact, and the oldest undisturbed post-impact layers. A rough estimate is given by the stratigraphic position of the Pelarda Fm. ejecta at the boundary between the Lower Tertiary and the Upper Tertiary (Carls and Monninger, 1974; also see Fig. 3).

According to this old and simple stratigraphic subdivision, the Lower Tertiary experienced the complete Alpidic tectonic movements, and the Upper Tertiary is the posttectonic 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 has made progress, the stratigraphic dating still offers many problems. Explicitly, Perez et al., 1985) state that the outcrops in the zone are limited and that the rapid changes of the facies prevent the use of lithological guide beds for correlation purposes.

Accordingly, the exact stratigraphic age of the impact will remain unresolved for the present.

From the sediments (units 55 - 57, in ITGE [1991]) exposed near FonfrIa and Allueva and underlying the Pelarda Fm. ejecta, a lower limit is Upper Eocene or earliest Oligocene (unit 57). An upper limit is given by palaeontologic data.

Foraminifera and ostracods in post-impact, Upper Tertiary gastropod marls, about 3 km 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 of probability. A position at the base of the Aquitanian, however, cannot be excluded. A further upper-limit dating is given by gastropods (Potaminidae) in Upper Tertiary sandy limestones near Ventas de Muniesa in the Azuara structure. These gastropods lived 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 CĂŠrida structure. Unit 64 "Arcillas rojas, arenas y conglomerados" exposed south of Navarrete, is dated (ITGE, 1991) to be late Lower Miocene or Middle Miocene. Within this unit however, we observe strong structural deformations with a pronounced horizontal component (large fault planes with prominent slickensides, excluding atectonic collapse structures by karstification). 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 time limits given above, that the impact event very probably occurred in the Upper Eocene or Oligocene.

The proximity of the Rubielos de la CĂŠrida structure to the Azuara structure, the conspicuous location of the large ejecta complex (Pelarda Fm.), exactly in between them, the stratigraphy of the involved sedimentary units, the uniform stratigraphic age of the post-impact sediments and, especially, the widespread polymictic impact breccia at their base, suggest a Mid-Tertiary paired impact in the Upper Eocene or Oligocene, corresponding to the hitherto established age of the Azuara structure. On acceptance of this impact scenario, some basic consequences are inevitable. This is because an impact of this dimension cannot be regarded as a geologically isolated event at an isolated place (see also Emstson jI1994). An impact of this dimension has a strong signature, which shows up with the development of small- and large-scale structural features not necessarily different from orogenic tectonics. Such a large impact also means a sudden decisive and significant break in the erosion and sedimentation history of the region under discussion. It implies the production of thick and extensive ejecta deposits (as we have seen in the above discussion), the blocking and changing of the drainage system and subsequent, long-lasting erosion and reworking 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 the intra-mountain basins of the Iberian Chain is a remarkable setting in the Lower to Mid-Tertiary regional geology. As the projectiles impacted a target, which was already folded in the Alpidic orogeny and which included Tertiary basins filled with thick molasse sediments, a distinction between "normal" and "impact" geology may be problematic. This involves both the distinction between Alpidic tectonics and impact structural features on the one hand and the distinction between normal basin sediments and impact-affected sediments, on the other hand. While mountain building and impacts may lead to very similar structural features, there are observable structures and characteristics which enable deposits to be clearly established as impact-related and not to be confused with fluvial, alluvial-fan or debris-flow sedimentation. These observations can exemplarily be made with the Pelarda Fm. and the Puerto MInguez deposits and include the peculiar layering and significant highpressure/short-term deformations typical of impact ejecta.

The impacts, their structural features and the impact-related deposits within and outside the craters, have so far not been considered in the many models of intra-mountam 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). We therefore conclude that these models give a rather limited picture of the Tertiary regional 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 a person and his team which is rather far from the world of geology. We have had long and sometimes hard field campaigns, where a good meal, a comfortable bed, and a friendly atmosphere, well beyond normal coimnercial standards, are paramount. So this work owes much to the Hostal Legido (at Daroca) staff. Gracias, Pepe and Ram贸n, 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 for several photographs shown in this paper, but also to T. Ernstson who made some important discoveries in the field. H. Muller-Sigmund, Institute of Mineralogy, Petrology und Geochemistry, University of Freiburg, carried out the qualitative microprobe element scans on the carbon particles. E. Guerrero and A. Therriault supplied abundant data from PDF analyses of Azuara samples. Reading of the manuscript

by F. Guardia resulted in considerable improvements. Thank you very much for this.

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n.d.

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Table 2. Electron microprobe analyses of the glassy phosphate matrix (dark areas in P1. 4, Fig. 7), mean composition of this matrix, and x-ray fluorescence measured bulk composition of the carbonate-phosphate melt Tabla 2. AnalIsis mediante microsonda electr贸nica de la matriz vItrea fosfatada (areas de color oscuro en la l谩mina 4, Fig. 7.), mostrando la principal composici贸n de esta matriz, y fluorescencia de rayos X donde se indica la composici贸n 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. The field 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 coordinates 666660, 4540625.

Fig.2. Dique de brechas del tipo H que atraviesa calizas fuertemente brechadas. Cerca de Rudilla; coordenadas UTM 666660, 4540625 Fig.3. Schocked polymictic breccia from a dike cutting through Palaeozoic rocks near Santa Cruz de Nogueras. 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, que atraviesa rocas del Paleozoico. Observese el encaje de los componentes de la misma que prueba una inmediata 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 es de 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; coordenadas 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 UTM 667050, 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 estructuras de 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 light and 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 paralela y a nIcoles cruzados. Dique de brechas fuertemente chocado cercano a Santa Crux de Nogueras. La anchura de campo es de 9 mm.

Fig.2. Diaplectic glass; photomicrograph of a sandstone fragment completely transformed to diaplectic quartz; plane polarized light and crossed nicols. The fragment is embedded in partly recrystallized melt glass. 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 fragmento de arenisca completamente transformado en cuarzo diapléctico. El fragmento se halla inmerso en el seno de un fundido vItreo parcialemente recristalizado. Puede apreciarse la presencia de algunos agujeros en la sección delgada que no deben ser confundidos con granos de cuarzo diaplécticos. Dique de brechas fuertemente 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, UTM coordinates 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 monomIcticas situado al S de Ventas de Muniesa; coordenadas UTM 687980, 4552360 (Mayer, 1990). Microfotografia realizada 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 dike breccia, 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 fuertemente chocado sito cerca de Santa Cruz de Nogueras. Al menos pueden ser observados seis conjuntos de 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 near Blesa (Waasmaier 1988). Six different PF orientations can be observed. Photomicrograph, crossed nicols; the field is 80 pm wide.

Fig.5. Multiples conjuntos de fracturas planares (PFs; clivaje) presentes en cuarzos; arenisca autóctona de la Fm. Utrillas cercana a Blesa (Waasmaier, 1988). Pueden observarse seis diferentes orientaciones de PF. 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 coordinates 685380, 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; la anchura de campo es de 150 pm.

Fig.7. Diaplectic feldspar crystal with isotropic spots and one set of isotropic twinning lamellae, typical of shock metamorphism; silicate melt rock, Rubielos de Ia Cdrida structure. Crossed polarizers; the field is 1 mm wide.

Fig.7. Cristal de feldespato diapléctico con agujeros isotrópicos y con un conjunto isotrópico de bandas de 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 deformation features (PDF). Clast from the Barrachina megabreccia, Rubielos de la Cérida structure. Crossed polarizers; the field is about 900 pm wide.

Fig.8. Feldespato desintegrado que muestra un intenso maclado mecánico y multiples conjuntos de estructuras de deformación planar (PDFs). Clasto procedente de la megabrecha de Barrachina, ubicada en la estructura de impacto de Rubielos de la Cérida. Microfotografia obtenida a nicoles cruzados; la anchura 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 crisscross layering (2) and some "ghost" layering having survived the intense brecciation (1). UTM coordinates 643310, 4510560 (1); 646100, 4508000 (Buefla village) (2).

Fig. 1., Fig.2. Megabrechificacion en calizas del Jurásico ubicadas en la parte sur del levantamiento central. Puede apreciarse la estratificación caótica entrelazada (2) y alguna estratificación relicta que ha podido 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, UTM coordinates 657750, 4537800 Fig. 3. Dique de brechas polimicticas que atraviesa calizas competentes del Muschelkalk. Cerca de Olalla; coordenadas UTM 657750, 4537800.

Fig.4. Dike cutting through Jurassic limestones near Ojos Negros; UTM coordinates 626100, 4510900 The 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 megaclasts of different lithology in contact. A microbreccia (whitish colour) seems to have been injected into the middle, diamictic clast.

FigS. Megabrecha cercana a Barrachina (coordenadas UTM 655100, 4529900) donde se pueden apreciar 3 megaclastos en contacto de diferente litologia. Una microbrecha (de color blanquecino) parece haber 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 de materiales 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 marly to sandy matrix. A few larger clasts have survived the heavy brecciation, and some preserved ghostlayering is observed. UTM coordinates 6 52 310, 45 30 950.

Fig.7. Megabrecha cercana a Barrachina: megaclasto calizo intensamente brechificado (hasta tamaflo arena) parcialmente entremezclado con una matriz arenoso-margosa. Unos pocos clastos de gran tamaflo han sobrevivido a la intensa brechificación. De igual modo, puede apreciarse alguna estratificación relicta. 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 ribbons and 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 de un 90% de vidrio bajo la forma de delgadas esférulas y cuerpos con forma de lentejón. La anchura de campo es de 8 mm.

Fig.4. Sawed surface of a suevite sample from a large block quarried out from the Barrachina megabreccia.

Fig.4. SuperfIcie cortada de una muestra de suevita procedente de un gran bloque extraido de la megabrecha 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 megabrecha de Barrachina. El diámetro de la moneda es de 23 mm.

Fig.7. Photomicrograph (crossed polarizers) of amoebae-like calcite bodies within a matrix of phosphate glass (dark) from the clast in Fig.6. Note that the size of the individual calcite crystals increases towards the centers of the bodies. Also note that the peripheral calcite obviously has grown perpendicular to the rim because of the orientation. In part, especially along the borders to the calcite bodies, the phosphate glass has recrystallized to form apatite (elongated, sometimes flaser-like minerals tangentially orientated to the calcite bodies). The field is 6 mm high.

Fig.7. Microfotografia (a nIcoles cruzados) de cuerpos de calcita ameboidales sitos dentro de una matriz de vidrio fosfatado (color oscuro), obtenida a partir del clasto de Ia Fig. 6. Puede observarse que el tamaflo de los cristales individuales de calcita aumenta hacia el centro de los cuerpos. También puede apreciarse que la calcita de la periferia ha crecido obviamente de modo perpendicular al borde a causa de la orientación. En parte, y especialmente a lo largo de los bordes de los cuerpos de calcita, el vidrio fosfatado ha recristalizado 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 the Barrachina megabreccia. They consist of amorphous carbon with subordinate amounts of Ca and S, but also 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 de grano fino sita dentro de la megabrecha de Barrachina. Estas partIculas consisten en carbon amorfo con cantidades subordinadas de Ca y S, pero también contienen cantidades remarcables de oxIgeno. La escala de la barra es de 1 mm.

Plate 5. Pelarda Fm. and Puerto MInguez impact ejecta.

Lรกmina 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 la matriz.

Fig.2. Strongly deformed quartzite clast from the Pelarda Fm. ejecta; near Olalla, UTM coordinates 655700, 4537250. Despite the remarkable displacements, the clast remains coherent and is not broken into pieces.

Fig.2. Clasto de cuarcita intensamente deformado procedente de los yecta de la Fm. Pelarda; cerca de Olalla, coordenadas UTM 655700, 4537250. A pesar de los evidentes desplazamientos, el clasto permanece 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 Bรกmbola quartzite clast from the Pelarda Fm. ejecta. Note the spacing of the individual PDFs, which is distinctly less than 1 jim in many cases.

Fig.4. Imagen SEM de dos conjuntos de PDFs que se intersectan en un cuarzo; clasto chocado de cuarcita 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 dominating Palaeozoic 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 una matriz 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 eyecta de Puerto MInguez. Escala centimétrica.

Fig.5. Limestone cobbles from the Puerto MInguez ejecta showing internal rotations with macroscopically untouched hinges (arrows) and rotated fractures. Note the two axes of rotation in the cobble down to the right. Centimeter scale.

Fig.5. Cantos calizos procedentes del eyecta de Puerto MInguez que exhiben rotaciones internas con charnelas macroscópicas no deformadas (flechas) y fracturas rotacionales. Apréciense los dos ejes de rotación 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. Note that the cobble is not broken into pieces.

Fig.6. Deformación del tipo "rodajas de pan" presente en un canto calizo procedente del eyecta de Puerto MInguez. Puede observarse como el canto no se encuentra roto en fragmentos.

Fig.7. T'pically shock-deformed quartzite cobble from autochthonous Buntsandstein basal conglomerates; deposits between Rueda de la Sierra and Molina de Aragón. Length of cobble 17 cm. The pockmarks have originated from fracturing upon collision with neighbouring cobbles and lack any dissolution features.

Fig.7. Canto de cuarcita, tipicamente deformado por choque, procedente de los conglomerados autóctonos del Buntsandstein basal; depósito localizado entre Rueda de la Sierra y Molina de Aragón. La longitud del canto es de 17 cm. Los hoyos se han originado a partir de la fracturación por el choque con los cantos vecinos, no presentando ningdn rasgo de disolución.

Fig.8. Cratered quartzite cobble from autochthonous Buntsandstein basal conglomerates; deposits between Rueda de la Sierra and Molina de Aragón. Maximum size of cobble 6 cm. The crater proves brittle fracturing and has probably formed by spallation from shock collision.

Fig.8. Canto de cuarcita con cráteres procedente de los conglomerados autóctonos del Buntsandstein basal; depósito localizado entre Rueda de la Sierra y Molina de Aragón. El tamafio máximo del canto es de 6 cm. El crater es una prueba de fracturación frágil y se ha formado probablemente por espalación a partir de la colisión.

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

Sobre la estratigrafIa dcl singular corte de la Roca de Narieda (parte S de la serie del Cretácico inferior de Organyà). Pirineo catalán, España Juan ULLASTRE*, Roif SCHROEDER ** y Alicia MASRIERA***

ABSTRACT ULLASTRE, J., SCHROEDER, R. and MASRIERA, A. On the stratigraphy of the singular section of Roca de Narieda (southern part of the Lower Cretaceous series of Organyà). Catalonian Pyrenees, Spain.

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

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

The micropaleontological analysis of numerous samples enables us to refute the erroneous ideas of several authors with regard to the chrono- and sequential stratigraphy 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 de Organya, NE de Espana) en el que puede verse la agradacion costera de casi todo el ciclo sedimentario del Cretácico inferior: desde el Neocomiense al Aptiense superior.

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

El análisis micropaleontologico ha sido el que ha permitido modificar las ideas erróneas, secuenciales y cronoestratigraficas, que se tenIan sobre esta montana difIcil de explorar.

Palabras dave: Pirineo cataián (España), RegiOn de Organya, Cretácico inferior, 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 Ribagorçana en una longitud de poco más de cien kilOmetros.

Por el 5, las facies marinas de esta dpoca no descienden más allá del Montsec. Por el N, la erosion del orógeno pirenaico nos impide saber cual era su lImite (1) Por el NW (Turbón), el Cretácico inferior queda reducido al Albiense superior, lo mismo que por el SE (Turp, al SE de la Roca de Narieda) donde las facies continentales del Albiense superior-Cenomaniense inferior (Ullastre & Masriera, 2001) son los materiales que vienen por encima del Jurásico. La serie más completa y de mayor potencia 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 nos parece ajustada a los hechos de observación.

En esta iiltima margen, el corte de la Roca de Narieda, poco afectado por la teetónica cenozoica, se erige en un excepcional testimonio del solapamiento expansivo (retrogradacion) de los distintos episodios sedimentarios del Cretácico inferior. Apenas estudiado por las dificultades que presenta su abrupta topografIa ha sido objeto de un análisis incompleto, y por ello inexacto (Peybernes, 1976, P. 195), y de una injustificada interpretación por parte de Berástegui et al. (1990), (2)• La situaciOn de la Roca de Narieda en su contexto geológico general, asI como un avance de su estratigrafia, puede verse en Ullastre & Masriera (2001).

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

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

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

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

Al pie de la muralla N, se observa una pequena unidad (a la cual pertenecen las muestras 9, 17, 19, 20, 21, 22; Fig. 2) formada por un paquete de calizas seguido de margocalizas o calizas arcillosas; estas ültimas parecen corresponder en el tiempo a una parte de las calizas superiores de la Roca de Narieda (s. s.). Las relaciones sedimentarias 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 continuación no ha estado exenta de dificultades, razón por la cual no es todo lo densa y ordenada que hubiésemos deseado; no obstante, pensamos que son suficientes para mejorar sensiblemente el conocimiento estratigráfico de este lugar, cosa importante para saber cómo evolucionó la sedimentación en la margen SE de la cuenca del Cretácico inferior sudpirenaico.

1. Análisis de las muestras Aunque el proverbio dice "Quod gratis affirmatur gratis negatur" nosotros no vamos a negar sin pruebas aquello que gratuitamente han afirmado los autores que se han ocupado hasta ahora de la Roca de Narieda (Berástegui et al., 1990); sino todo lo contrario, aportaremos cuantas pruebas hemos podido obtener a fin de que nuestras afirmaciones tengan la mayor solidez posible.

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

Entre las dolomIas negras que se estiman jurásicas y la muestra 6 se observa de abajo 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 & Peybernès Trocholina 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 estudiado ocho elementos decimétricos tomados al azar para verificar su presunto carácter monogénico.

En general podemos decir que son bioesparitas; algunas veces ooesparitas, Su fauna 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 & Peybernès Nautiloculina cretacea Peybernès Pfenderina neocomiensis (Pfender) Haplophragmoides joukowskyi Charollais, Brönnimann & Zaninetti Pseudocyclammina lituus (Yokoyama) Trocholina gr. alpina (Leupold)

Trocholina sagittaria Arnaud-Vanneau, Boisseau & Darsac Vercorsella tenuis (Veliá & Gui) ? Montsalevia salevensis (Charollais, Brönnimann & Zaninetti) Glomospira sp.

Edad: Valanginiense inferior.

Bioesparita con manchas micrIticas. Rica en foraminIferos, entre los cuales Nautiloculina cretacea Peybemès Orbitolinidae inc. sed.

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

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

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

Se trata de una bioesparita que contiene: Nautiloculina bronnimanni Arnaud-Vanneau & Peybernès Trocholina sagittaria Arnaud-Vanneau, Boisseau & Darsac Trocholina alpina (Leupold & Bigler) Trocholina cherchiae Arnaud-Vanneau, Boisseau & Darsac Edad: Berriasiense-Valanginiense inferior basal. La brecha en cuestión es probablemente intraneocomiense.

Bioesparita con foraminIferos. Contiene: Valserina primitiva Schroeder, Charollais & Conrad Eopalorbitolina sp.

"Paleodictyoconus n. sp. 1" Arnaud-Vanneau ? Praedictyorbitolina claveli Schroeder Nautiloculina bronnimanni Arnaud-Vanneau & Peybernès Glomospira sp.

Pfenderina globosa Foury Boueina sp.

Edad: Hauteriviense superior (Zona con Angulicostata).

Bioesparita con foraminIferos. Contiene: Paracoskinolina maynci (Chevalier) Paleodiclyoconus cuvillieri Foury Nautiloculina cretacea Peybernès Nautiloculina bronnimanni Amaud-Vanneau & Peybernès Praereticulinella cuvillieri Deloifre & Hamaoui Pfenderina globosa Foury Edad: Barremiense inferior.

Bioesparita con foraminIferos. Contiene: Montseciella glanensis (Foury) Paleodictyoconus cuvillieri Foury Valserina broennimanni Schroeder, Conrad & Charollais Choffatella decipiens Schiumberger Rheophax? giganteus Arnaud-Vanneau Melathrokerion valserinensis Brönnimann & Conrad Trocholina sp.

Edad: Barremiense inferior basal.

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

Paleodictyoconus cuvillieri Fourv Rheophax? giganteus Arnaud-Vanneau Everticyclammina hedbergi (Maync) Choffatella decipiens Schiumberger Nautiloculina cretacea Peybernès Nautiloculina bronnimanni Arnaud-Vanneau & Peybernès Praereticulinella cuvillieri Deloffre & Hamaoui Trocholina 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 Foury Choffatella decipiens Schiumberger Nautiloculina bronnimanni Arnaud-Vanneau & Peybernès Glomospira sp.

Trocholina sp.

Edad: Barremiense inferior.

Micrita con intraclastos y foraminIferos. Se ha identificado: Paleodictyoconus cf. actinostoma Arnaud-Vanneau & Schroeder Nautiloculina bronnimanni Arnaud-Vanneau & Peybernès Mayncina aff. termieri sensu Arnaud

Choffatella decipiens Schiumberger Praereticulinella cuvillieri Deloffre & Hamaoui Edad: Barremiense inferior alto-Barremiense superior basal?

Biomicrita pasando a bioesparita. Contiene: Valserina broennimanni Schroeder & Conrad Paleodiclyoconus cuvillieri Foury Choffatella decipiens Schiumberger Nautiloculina bronnimanni Arnaud-Vanneau & Peybern猫s Glomospira 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 organismos marinos.

Calcarenita fina con bioclastos (corales, equinodermos).

Contiene: Palorbitolina lenticularis (Blumenbach) Choffatella decipiens Schlumberger Neotrocholina aff. friburgensis Guillaume & Reichel Edad: Aptiense inferior bajo; no se puede completamente excluir una edad Banemiense superior alto.

Caliza detrItica fina, algo limoso-arcillosa. Presenta concentraci贸n de orbitolInidos.

Se ha identificado: Palorbitolina lenticularis (Blumenbach) Choffatella decipiens Schlumberger

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

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

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

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

Micrita oscura con restos de carófitas.

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

Caliza micrItica. Contiene: Orbitolinopsis simplex (Henson) Sabaudia minuta Hofker Arenobulimina sp.

Edad: Aptiense inferior alto-Aptiense superior basal.

Micrita oscura con restos de carófitas y ostrácodos.

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

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

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

Micrita con intraclastos. Contiene algün microforaminIfero y ostrácodo; eventualmente secciones de Orbitolinopsis.

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

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

Intraesparita con orbitolInidos. Contiene: Mesorbitolina lotzei Schroeder Mesorbitolina cf. parva Douglass Trocholina sp.

Koskinobullina socialis Cherchi & Schroeder Lithocodium aggregatum Elliott Edad: Aptiense inferior muy alto.

Intramicrita con algunas secciones de orbitoilnidos.

Intramicrita pasando a intraesparita; eventualmente con alguna secci贸n de orbitolInidos.

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

Calizas que vienen por encima de las dolomIas jur谩sicas en la vertiente S. Contienen: Mesorbitolina texana (Roemer) Sabaudia minuta Hofker Nautiloculina sp.

Glomospira sp.

Edad: Aptiense superior.

Calizas de la cumbre de la Roca de Narieda-Tossal de Baliny贸 seguidas de margocalizas. Contienen orbitoilnidos.

Edad: Aptiense superior.

Fig. 2 . Panordmica de Ia Roca de Narieda vista por el W. Situaci贸n de las muestras analizadas.

Muestras 1, 3, 8: Berriasiense - Valanginiense inferior. Muestras 4, 5, 7: Valanginiense inferior. 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 Lower Aptian - 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 del Cretácico inferior deducidas, aproximadamente, a través del análisis bioestratigráfico.

Azul, superficie de transgresión (diacrónica) de la megasecuencia del Cretácico inferior sobre ci 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 isochrones 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.

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2. Consideraciones estratigráficas Del anáiisis precedente lo primero que se desprende es que, en la sucesión de la Roca de Narieda, lejos de estar representado solo el Aptiense inferior (registro estratigráfico de unos 4 Ma) (Berástegui et al., 1990) tenemos un resumen temporal de casi todos los episodios sedimentarios del Cretácico inferior sudpirenaico (a excepción, probablemente, del Albiense que no se ha podido identificar hasta ahora en este lugar). AsI pues, en la Roca de Narieda podemos ver entre dos discontinuidades mayores, la postjurásica en ci muro y la precenomaniense superior en ci techo (observable en ci flanco S), los terrenos siguientes (Fig. 3): ci Neocomiense formado por calizas del Berriasiense-Valanginiense inferior, brechas y calizas del Valanginiense inferior, ? hiatus, calizas del Hauteriviense superior; el Barremiense inferior y superior calizos; el Aptiense inferior y superior también calizos; y, finalmente, las margocalizas y margas del Aptiense superior que preceden al Cenomaniense superior discordante. Es decir, unos 25-30 Ma de historia sedimentaria, más el hiatus precenomaniense que puede significar unos 15-20 Ma, (3) Los medios sedimentarios en los que se depositó esta sucesión carbonática se reveian, grosso modo, variados: caiizas detriticas de alta energIa (bioclásticas yb intraclásticas) alternan con micritas lagunares o lagunolacustres (con carófitas) a distintos niveles; en las capas superiores pueden encontrarse calizas anecifales. No obstante, nada tan alej ado de la realidad como decir que la plataforma carbonática de la Roca 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 jerarquizar 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 hiatus del Valanginiense superior-Hauteriviense inferior, conocido en ci corte dcl congosto del rio Segre al N de Organya (Schroeder et al., 2000), esté presente también en 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 facies continentales con carófitas, que son ci reflejo de otras tantas fluctuaciones marinas y que podrIan ser criterio para una descomposición secuencial. El primero de estos horizontes conesponde al nivel de la muestra 15, situada hacia la mitad de los terrenos considerados 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 consideramos podria coincidir aproximadamente con ci lImite Barremiense superiorAptiense inferior; ci tercero, al cual pertenece la muestra 29, es una intercalaciOn "continental" dentro de las capas con Orbitolinopsis simplex del lImite Aptiense infcrior-Aptiense superior.

En ci corte del rio Segre al N de Organyà, los dos primeros horizontes con carófitas que acabamos de indicar, parecen tener su equivalente ya quc en una posiciOn cronoestratigrafica muy semejante se encuentran facies continentales con carófitas (véase Schroeder et al., 2000, p. 25, fig. 6 columna de la derecha); en cuanto al terccr horizonte no nos atrevemos a scflalar un posibic cquivaientc en ia serie dc CabO-Senyüs, en su mayor parte margosa, que viene por encima de las calizas de la sierra 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 todo sentido y debe ser por tanto eliminada; la Roca de Narieda (s.s.) contiene varias secuencias deposicionales.

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

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

Peybernès (1976, p. 195; p. 283, fig. 102), a causa de un conocimiento incompleto del flanco S del sinclinal de Organya, admite que en este flanco desaparece brutal y espectacularmente el Neocomiense, el Barremiense y el Aptiense inferior, terrenos que a pocos kilómetros más al N, en el célebre corte de Organya, suman una potencia 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 este flanco exclusivamente al Gargasiense y Clansayesiense (unidades M2/3 y U4c). La realidad, como lo demuestran nuestros estudios, es bien distinta.

Berástegui et al. (1990) y sus seguidores no dudan en relacionar la sedimentación del Cretácico inferior de Organya con una "cuenca extensional". Para ello admiten como argumento indirecto la pretendida desaparición brutal de terrenos hacia el S, intentando probarlo a través de una supuesta discordancia del Aptiense superior sobre las 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 en cuenta que, si bien es cierto que hacia el SE la reducción del Cretácico inferior aim siendo progresiva (como se y e en el presente estudio) llega a tal punto que el Aptiense superior reposa en discordancia sobre el Jurásico, no es menos cierto que el Neocomiense, el Barremiense y el Aptiense inferior y superior, todos marinos, llegaron hasta el Montsec (Schroeder et al., 1982) a unos 25 km al SW de la unidad de Bóixols. Por tanto, el lImite meridional de la "cuenca de Organya" no parece verosImil que 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 rio Segre al N de Organya y la Roca de Narieda era bastante mayor que la actual, ya que aparte del plegamiento existen dos cabalgamientos hacia el N, uno al E de Voloriu y el otro al S de FIgols, que pueden significar un acortamiento importante entre ambos puntos, (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 directamente 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 al N por fallas importantes (Ullastre & Masriera, 2001); de tal modo cualquier conespondencia debe estar basada en la cronoestratigrafIa, debiendo hablar entonces de correlación indirecta, o más bien de comparación cuando los objetos de cotejo son insuficientemente conocidos.

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

En la conocida sierra del Montsec las bases estratigráficas del Cretácico inferior fueron establecidas por Peybernès (1976), quien sin olvidar las aportaciones anteriores incluyó una investigación personal importante. Una contribución muy destacada fue hecha por Schroeder et al. (1982) al difundir con muchos detalles el descubrimiento del Banemiense marino que era desconocido hasta entonces; aspecto éste que ha sido mal retenido por Peybernès (Peybernès & Combes, 1995, p. 82, fig. 1, columna del Montsec, colocan las "Urgobarremian limestones" BA1 por encima de las "Montsech charophytes limestones" cuando en realidad están por debajo). En cuanto a la distribución cartografica de los afloramientos pueden ser de utilidad los bocetos de Ullastre (1998).

Partiendo de esta documentación podemos decir que en los afloramientos occidentales del Montsec, por encima del Jurásico, no tenemos conocimiento de que exista el Neocomiense marino. El Barremiense marino, bien datado por Schroeder et al. (1982), se ha estudiado en unas pocas localidades: Tolva; camino de L'Estall a Montfalcó; Barranc de l'Aigua Clara al NW de L'Ametlla. En esta ültima localidad 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) aparece, en el valle del rio Noguera Pallaresa en dirección a Rubies, por debajo de las calizas con carOfitas (Peybernès, 1976). Entre Rubies y Vilanova de Meià, por encima de los niveles con carófitas tenemos (Bassoullet & Moullade, 1962; Schroeder, 1963, 1964 y 1972; Peybernès, 1976): calizas con Orbitolinopsis praesimplex Schroeder 1972 (= Orbitolinopsis aff. kiliani in Bassoullet & Moullade, 1962) y Palorbitolina lenticularis (Blumenbach) (Aptiense inferior); un tramo con Orbitolinopsis simplex (Henson) (Aptiense inferior alto-Aptiense inferior basal); a continuación calizas y margas con pasadas de lignitos conteniendo Mesorbitolina parva (Aptiense superior).

Cotejando los terrenos del Montsec y de la Roca de Narieda nos parece importante destacar la coexistencia del Barremiense marino y del horizonte con Orbitolinopsis 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 la region 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 cuarto de siglo; los estudios que tenemos en curso, explorando las partes más inaccesibles del pico de Pedraforca, no permiten aIn afirmaciones.

Sin embargo, podemos hacer algunas indicaciones comparativas. En los afloramientos occidentales el Neocomiense, el Barremiense y el Aptiense marinos han sido reconocidos por Peybernès (1976), aunque se sabe poco sobre la respectiva distribución cartografica. En los afloramientos orientales o del pico de Pedraforca parece seguro 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 venido admitiendo después de Peybernes (1976), a causa de complicaciones estructurales inadvertidas y que daremos a conocer en la nueva cartografIa que tenemos prácticamente terminada.

En relación con el Aptiense del pico de Pedraforca podemos decir que, en la espectacular pared N de más de 500 m de desnivel, hemos encontrado las capas con Orbitolinopsis 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 estudiando. Hacia el SE las capas con 0. simplex desaparecen y podemos ver las calizas con 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 en la 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 una relativa normalidad, aparece resumido todo el ciclo sedimentario del borde SE de la cuenca del Cretácico inferior sudpirenaico.

'Entre las dolomIas del muro atribuidas al Jurásico y el Cenomaniense superior del techo, 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 de Cabó-Senyüs.

Temporalmente abarcan el Neocomiense, el Barremiense y todo el Aptiense.

Ellas constituyen una megasecuencia transgresiva limitada en el techo por un hiatus 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 Berastegui et 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 concepto de "cuenca extensional" con una subsidencia exagerada. También arroja luz sobre la controversia que viene suscitando la yuxtaposiciOn de compartimentos con y sin Cretácico inferior, como sucede entre la unidad que contiene la Roca de Narieda y la de Turp situada al SE; asimismo sirve para comprender cómo puede enraizarse por 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 cumbre porque "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 de economizar esfuerzos, que para alcanzar un conocimiento cabal de una region no deben economizarse esfuerzos, ningIn rincón debe quedar sin explorar; y que, no pueden aventurarse interpretaciones, sin un mInimo de argumentos objetivos.

(1) Berastegui et al. (1990) consideran que el Cretácico inferior sudpirenaico de Organyà se depositó en una cuenca independiente limitada al N y al 5, en desacuerdo con la paleogeografIa con márgenes al 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, ya que 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 imaginarias, puesto que los contactos bien analizados sobre el terreno son todos mecánicos (falias) o bien han olvidado las calizas "urgonienses" que se interponen, encima mismo de El Casó, entre las dolomlas 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, sin que se tengan argumentos para pensar que el accidente de Bóixols (con una evolución compleja que va desde el Cretácico superior terminal hasta el Paleógeno superior por lo menos) interrumpiera esa continuidad 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 Berástegui 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 infundadas opiniones en la GuIa de Campo del III Coloq. del Cretácico de Espafla, Morella 1991, pp. 115118 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 acepten como un concepto inconcuso. (J.U. y A.M.).

(3) Datos numéricos sacados de la tabla 5 de "Mesozoic and Cenozoic Sequence Stratigraphy of European Basins" (SEPM Special Publication, n° 60, 1998).

A pesar de nuestra cirdunspección acerca de la cronologIa absoluta, nos ha parecido oportuno consignar esas cifras a fin de contraponer de un modo más expresivo la edad que se le habIa asignado a la 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, provincia de 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 50 3. 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 (region de 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 enrollamiento (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. Barremiense inferior. 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. Lower Barremian. x 50.

2. Montseciella glanensis (Foury, 1968). Oblique tangential section (RN 11-3). Sample 11. Lower Barremian. 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 coiling (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, secciOn subaxial. 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 del Cretácico inferior deducidas, aproximadamente, a través del análisis bioestratigráfico.

Azul, superficie de transgresión (diacrónica) de la megasecuencia del Cretácico inferior sobre ci 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 isochrones 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.

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Fig. 2 . Panordmica de Ia Roca de Narieda vista por el W. Situaci贸n de las muestras analizadas.

Muestras 1, 3, 8: Berriasiense - Valanginiense inferior. Muestras 4, 5, 7: Valanginiense inferior. 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 Lower Aptian - 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 Pirineo catalán: reflexiones sobre su posición sistemática y filogenética Roif SCHROEDER* y Antonietta CHERCHI**

ABSTRACT SCHROEDER, R. and CHERCHI, A. Discovery of Paracoskinolina pertenuis Foury (Orbitolinidae) in the Early Barremian of the Catalonian Pyrenees: considerations 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 Foraminifera Paracoskinolina pertenuis Foury, 1968 and Eopalorbitolina charollaisi Schroeder & Conrad, 1968. P pertenuis sensu Foury is a mixture of at least three species belonging to different genera. Its holotype has to be assigned to the genus Eopalorbitolina. E. pertenuis is regarded as the direct ancestor of E. charollaisi and the 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 Paracoskinolina pertenuis Foury, 1968, asociada con Eopalorbitolina charollaisi Schroeder & Conrad, 1968. P pertenuis sensu Foury es una mezcla de por lo menos tres taxones diferentes. Su holotipo pertenece al género Eopalorbitolina. E. pertenuis está considerada como el antecesor directo de E. charollaisi y el representante más primitivo 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 septentrionat de la Neotethys fueron pobladas en gran cantidad por los Orbitoilnidos, un grupo de grandes ForaminIferos muy importante para la bioestratigrafIa de este intervalo de tiempo (Schroeder et al., 2002). Entre los numerosos taxones establecidos hasta ahora, la especie Paracoskinolina pertenuis Foury, 1968, es una forma relativamente ma! caracterizada y probablemente por esta razón raramente citada. El hallazgo reciente de algunos ejemplares en una muestra de! Barremiense inferior, procedente de la Roca de Narieda, montana situada al S de Organya (Prov. de L!eida, Pirineo catalán) (Ullastre et al., 2002), nos da ocasión para discutir la definición asI como la posicion sistemática y filogenetica de esta especie.

COMENTARIOS A LA DESCRIPCION ORIGINAL DE PARACOSKINOLINA PER TENUIS Y A UNAS DETERMINACIONES POSTERIORES El material descrito por Foury (1968, PP. 148-151; Lam. 18, figs. 13-22) bajo el nombre Paracoskinolina pertenuis proviene de la parte basal del Barremiense inferior de St-Rémy-de-Provence (macizo de los Alpilles, dep. Bouches-du-Rhône, Francia meridional). Esta especie (junto con Orbitolinopsis gr. flandrini Moullade) ha sido considerada 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 claramente que 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 sección aproximadamente axial de un joven individuo, de forma cOnica relativamente baja, mostrando el embrión bilocular al inicio de una (?plano-) espiral bien desarrollada y compuesta de 5-6 cámaras postembrionarias. Parece que las séptulas horizontales de la zona marginal son muy rudimentarias (margen derecho de la sección) o faltan por completo. Los elementos estructurales subdividiendo 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 (actualmente atribuido at género Montseciella Cherchi & Schroeder, 1999), especie establecida por Foury en la misma nota.

3. Una secciOn transversal (Foury: Lam. 18, fig. 15) mostrando algunos pilares podrIa representar una especie de Praediclyorbitolina Schroeder, Clavel & Charollais, 1990. Probablemente a! género iiltimamente citado pertenece también 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 indeterminables.

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

Masse (1976) ha ilustrado bajo el nombre "Paracoskinolina" pertenuis dos secciones 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 desarrollada, semejándose muchisimo al holotipo de esta especie. Sin embargo, la segunda sección (Lam. 12, fig. 2), que corta un ejemplar en dirección transversal oblicua y muestra numerosas secciones de pilares, no pertenece a P pertenuis. Se trata más bien de 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 Pirineos orientales una "sous-zone a Paracoskinolina pertenuis Foury", situada aproximadamente en el lImite Hauteriviense-Barremiense (Hauteriviense, segün fig. 77) y formando la parte basal de su "Biozone a Paleodiclyoconus gr. cuvillieri-barremianus (Barrémien inférieur sensu lato, Hauterivien terminal non exclu)". Esta subzona ha sido considerada como equivalente de la Biozona I con P. pertenuis y Orbitolinopsis gr.flandrini de Foury. Por desgracia, ninguna figura de P pertenuis acompana la institución de la nueva subzona. En consecuencia, ante el hecho que no sabemos a cual de las figuras publicadas por Foury se refiere P pertenuis en el sentido de Peybemès, la definición de la subzona del mismo nombre queda oscura y su aplicación por ello imposible.

PARACOSKINOLINA PERTENUIS EN EL BARREMIENSE INFERIOR DE

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

Sin ningtin argumento paleontologico suficiente y basándose en las apariencias geométricas de los afloraniientos de la region, la serie caliza de la Roca de Narieda ha sido considerada 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 Gargasiense - Clansayesiense (Peybernès & Combes, 1995, p. 82). Por el contrario, el estudio micropaleontologico detallado de numerosas muestras procedentes de toda la serie (Ullastre et al., 2002) ha demostrado la presencia de Berriasiense - Valanginiense inferior, Hauteriviense superior, Barremiense inferior y superior asI como Aptiense inferior y superior.

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

Las 20 laminas delgadas efectuadas de la muestra 12 contienen muy pocos mdividuos que se puedan indudablemente atribuir a Paracoskinolina pertenuis. El ejemplar mas significativo esta representado por una sección axial (Lam. 1, fig. 1) de un individuo 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 bibcular (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 lo menos, 6 cámaras postembrionarias. Siguen otras 5 cámaras abombadas en dirección del crecimiento del individuo y dispuestas en una serie rectilInea. Dentro de la zona marginal se observa a veces una séptula horizontal por cada cámara. La zona central está 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 los elementos que subdividen la zona central) están en contradicción con esta atribución.

Por el contrario, relaciones muy estrechas existen entre la especie pertenuis y Eopalorbitolina charollaisi Schroeder & Conrad, 1968, de la cual se encuentran en las láminas delgadas de la muestra 12 algunos ejemplares mostrando las estructuras embrionarias (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), situado en posición excéntrica al inicio de una pequefia planiespiral, está compuesto de una cámara irregularmente globular e indivisa, y una cámara lateral cuneiforme presentando en su parte superior algunas séptulas subepidermales (Lam. 1, fig. 4). La parte externa de la zona central de las cámaras postembrionarias está subdividida por tabiques radiales relativamente gruesos, situados en posición alternante de una cámara a otra y conectándose en la parte interna de esta zona, formando una red irregular.

La comparación estructural de ambas especies demuestra claramente que el taxón pertenuis 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 opinion de los referidos autores que E. charollaisi se ha desarrollado a partir de un precursor hipotético ("hypothetischer Vorläufer") caracterizado por un embriOn claramente diferenciado en proto- y deuteroconcha que estaba situado al inicio de una espiral bien marcada. Durante la transformación de este precursor en dirección hacia E. charoilaisi, la proto- y deuteroconcha se han fusionado en una cámara embrionaria irregularmente globular. Al mismo tiempo, la primera cámara postembrionaria se ha aumentado formando ahora la cámara cuneiforme situada al lado de la cámara globular. Paralelamente, el ntimero de las cámaras de la espiral inicial se ha reducido.

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

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

Actualmente, Eopalorbitolina pertenuis es el representante más primitivo de la linea fibgenética 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: deuteroconcha.

2. Eopalorbitolina pertenuis (Foury, 1968). Holotipo. Sección aproximadamente axial, reproducida de Foury (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.

Procedencia 1, 5-9: Roca de Narieda (Organya, provincia de Lleida, Pirineo catalán, Espana), muestra 12 (véase Ullastre 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: deuteroconch.

2. Eopalorbitolina pertenuis (Foury, 1968j. Holotype. Approximately axial section, reproduced from Foury (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 oblique axial section (RN 12-12), x 100.

Localities 1, 5-9: Roca de Narieda (Organya, Lleida Prov., Catalonian Pyrenees, Spain), sample 12 (see Ullastre et 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 lampr贸fidos de Sa Planassa - Punta d'Es Mut (Costa Brava, Cordillera Litoral Catalana): su inter茅s did谩ctico

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

The lamprophyric outcrops of Aiguablava location have been didactically used over half a century without a detailed study of their igneous textural and fabric characteristics. This paper shows that the lamprophyres, and specially the cretaceous camptonite sill show a number of structures and textures that allow us to understand their intrusive mechanisms. The work describes the cooling and vesiculation processes. It includes evidence referred to lateral forced intrusion (flow banding accumulation of phenocrysts, removing and uplift of large host rock xenolits from the bottom of the sill) that shows that the well-known evidence of gravity-related accumulation of mafic phenocrysts at the bottom of the camptonitic sill has been largelly overemphasized. The study includes an analysis of the didactic resources of this outcrop. The conclusion is that its main interest is related with the study of intrusive mechanisms 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 the students is suggested.

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

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

Los afloramientos de lamprófidos de Aiguablava han sido empleados didácticamente durante decenios sin que se haya publicado un estudio detallado de sus caracterIsticas de textura y fábrica Ignea. Este trabajo muestra que los lamprófidos, y en particular el sill de camptonita de edad cretácica, muestran una notable riqueza de estructuras y texturas que permiten establecer cuales han sido los mecanismos intrusivos. Se analizan los procesos de enfriamiento y vesiculación del magma, asI como las evidencias (acumulaciones de fenocristales por flujo magmático, desplazamiento de xenolitos de encajante en el muro del sill) de una intrusion forzada lateral, que permiten reevaluar la efectividad de los fenómenos de fraccionamiento gravitativo de fenocristales máficos, conocidos desde antiguo y sobreestimados en su importancia. El trabajo se ocupa igualmente del análisis de los recursos didácticos que ofrece el afloramiento, para concluir que su mayor interés radica esencialmente en el estudio de los mecanismos intrusivos, solo deducibles estudiando las estructuras internas de los diques, y liega a proponer una secuenciación de actividades a realizar 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 en la costa catalana su interés geológico, tanto cientIfico como didáctico. Por lo que se refiere al primer aspecto cabe seflalar que ocupan uno de los espacios naturales más bellos y menos agredidos de la Costa Brava (de hecho, están recogidos en buena medida dentro del Pta d'Espais d'Interès Natural, PEIN, del Departament de Medi Ambient de la Generalitat de Catalunya, y han sido catalogados en el inventario de geotopos 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 ha permitido disponer de excelentes afloramientos tridimensionales de los lamprófidos y de su encajante granItico (Fig. 1).

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

5 Fig. 1. Diques de lamprófido subverticales dispuestos en Ia cala de Aiguablava (foto realizada hacia 1952, por gentileza del Dr. A. San Miguel Arribas; nótese Ia escasa urbanización en los airededores). Fig. 1. Subvertical lamprophyre dikes at Aiguablava (picture obtained about 1952 by Dr. A. San Miguel Arribas; note the very scarce presence of settlements in the surroundings).

Fig. 3. Zona de confluencia de dos diques de lamprófido, uno subvertical calcoalcalino y otro subhorizontal alcalino (imagen obtenida hacia 1962, por gentileza de A. San Miguel Arribas, véase el texto para su explicación). Fig. 3. Crossing zone of two lamprophyre dikes, the subvertical calk-alkaline one and the 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 que ejerce de escala) que presenta disposición longitudinal en Ia foto (en el tramo central se acuña para aparecer en relevo un poco más arriba y a la izquierda en una fractura paralela a Ia anterior). Véase en más detalIe en Ia Fig. 5. Fig. 4. General view of an aplite dike (some 8 cm left to the lens cover used as scale) that shows a longitudinal path at the photo (in the central sector pinch outs and crops out en relais again a few cm 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 menor dentro 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 enstales blancos del leucogranito encaj ante penetran en el interior de Ia aplita, y que el tramo central de éste aparece boudinado e intruido por Ia roca encajante (véase texto para Ia explicación). Fig. 5. Close up of the aplite from Fig. 4. Note the textural contrast (grain size considerably lesser) respect to the leucogranitic host rock. See also that dike margins are not perfectly rectilineous; see also that some white phenocrysts from leucogranite crosscut the aplite-leucogranite interface, and the central sector of aplite is boudinated and underwent intrusion from the host rock (see text for explanation).

Se trata de un afloramiento clásico en la didáctica de la petrologla catalana, con una tradición que se remonta a unos 50 años. Queda recogido en la hoja de Palafrugell de 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 en todos los niveles de la enseñanza de las Ciencias de la Tierra, donde este mapa puede ser un instrumento de apoyo eficaz. En ese documento se incluyen igualmente nuevas y muy valiosas aportaciones respecto a los lamprOfidos y su encajante, en especial con referencia a su edad radiométrica obtenida finalmente con métodos modernos y fiables. Cabe afladir sin embargo que a pesar de su reiterada frecuentaciOn en circuitos didácticos no deja de ser chocante que no haya sido objeto de estudios especIficos realizados con criterios y medios modernos, y mucho menos referidos a sus virtudes didácticas. Los escasos trabajos clásicos (p.e., San Miguel Arribas, 1956; Montoto, 1967) partIan de conceptos hoy obsoletos, aunque han marcado buena parte de 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 en este caso pretendIa la genesis de los granitoides del batolito de la Costa Brava por transformacjón de metasedimentos, de modo que los diques de lamprOfidos serlan "residuos" sin transformar). Uno de los objetivos de este trabajo es mostrar sobre el terreno 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 en algunos casos desde los trabajos pioneros de Hutton en 1788) con una descriptiva puramente naturalista sobre afloramientos seleccionados, permite hacer y enseiiar ciencia, en todos los niveles del estudio, e incluso a observadores no especialistas en la materia como los alumnos a los que se pretende introducir en el tema.

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

SITUACION Y CONTEXTO GEOLOGICO

La zona en estudio está situada en el extremo nordeste del batolito de Ia Costa Brava, que ocupa la parte septentrional de la Cadena Prelitoral Catalana. En este extremo oriental el batolito se emplaza esencialmente en materiales metasedimentarios cuyos protolitos son atribuidos al Cámbrico y al CambroordovIcico, esencialmente por correlación regional con la secuencia litolOgica que contiene importantes intercalaciones carbonáticas entre sedimentos pelItico-arenosos con posibles aportes de materiales vulcanoderivados. Estos protolitos fueron metamorfizados y estructurados durante el curso de la orogenia hercInica. El contacto entre ambos tipos de materiales (Igneos y metasedimentos) 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 alrededores consisten en leucogranitos biotIticos, de tamaño de grano medio a fino y colores dominantes rosados o claros, constituidos por cuarzo, feldespato potásico y plagioclasa sddico-cálcica. La textura oscila entre granular y panhipidiomOrfica-intergranular.

La biotita aparece en cantidades inferiores al 5 % y es remarcable la presencia de granate como mineral accesorio. Esta litofacies aparece rodeada cartograficamente por otra roca Ignea plutónica consistente en una granodiorita con megacristales de feldespato potásico, que serla anterior al leucogranito tanto por la naturaleza de los contactos entre ambas unidades (intrusivos por parte del leucogranito) como por la presencia de enclaves de granodiorita con megacristales de feldespato potásico en el seno 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). La estrella (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 biotItico equigranular; 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 abundancia prácticamente es muy difIcil representarlos a esta escala. El trazo grueso del sector este del mapa representa la lInea de costa y el color blanco a su derecha ci mar Mediterráneo; por el contrario el sector blanco a la izquierda del mapa corresponde a materiales cuaternarios o pequeños afloramientos de rocas plutónicas. El recubrimiento cuaternario sobre las rocas Igneas ha sido suprimido a efectos de una mayor claridad.

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

Los granitoides corresponden por lo tanto a la orogenia hercInica en su segmento catalán, y presentan a lo largo de éste generalmente un .carácter principalmente tarditectónico respecto al desarrollo de la deformación. En la zona que nos afecta no se pueden establecer con claridad, por diferentes motivos, las relaciones entre el desarrollo de la orogenia hercInica, los procesos erosivos sin- y postorogénicos y el desarrollo de la sedimentación asociada a éstos. Por una parte las rocas plutónicas afloran en litofacies correspondientes a sectores relativamente someros del plutón, un hecho que queda seflalado por los tamaños de grano de medios a finos, y la presencia abundante de litofacies miaroilticas, apófisis aplIticas y pegmatIticas en otros plutones circundantes, entre otras evidencias. Por otra parte, los primeros materiales sedimentarios posthercInicos que afloran son de edad Paleocena-Eocena, siendo la mayor parte de los contactos entre las rocas Igneas y las sedimentarias de naturaleza tectónica (bloques hundidos del sector de Palafrugell). De cualquier manera, es evidente que un espesor considerable de corteza continental (de varios kilómetros) ha sido sometido a erosion entre el momento de la intrusiOn de los granitoides y el depósitos de los primeros materiales paleocenos. Consecuentemente, los granitoides sufrieron un notable proceso de descompresiOn, manifestado hoy en dIa en el notable desarrollo de los sistemas de diaclasas presentes en el afloramiento, dos subverticales y uno subhorizontal que posteriormente han sido empleados por los magmas lamprofIricos durante su emplazamiento.

Por otra parte, la presencia de dos tipos de lamprófidos (fig. 3) que afloran como intrusiones en el leucogranito en Aiguablava, de edades pérmica superior y cretácica superior (Enrique y Sole en ICC 2000) ha de interpretarse como el resultado de la genesis y posterior inyecciOn de magmas en un contexto regional distensivo, en dos pulsaciones sucesivas. El primer conjunto de lamprófidos puede relacionarse con la existencia de tectónica distensiva posthercInica, bien conocida en todo el contexto de las Cadenas Costeras Catalanas y el Pirineo Central que, p.e., ha controlado mediante un sistema de fracturas intramontañosas el desarrollo del volcanismo pdrmico del Pirineo (Bixel 1987) y, posteriormente, el desarrollo de la sedimentación triásica en un sistema de bloques sucesivamente hundidos de norte a sur, al menos a partir del Montseny (Anadón et. al 1979). El segundo grupo de lamprOfidos, de edad cretácica superior, tiene por su parte una clara relaciOn con la tectónica distensiva regional y el magmatismo alcalino asociado presente en todo el Pirineo, p.e. en el sector oriental bajo la forma de los cuerpos plutOnicos sienIticos en Fitou en el sur de Francia (Azambre, 1967) y con mayor intensidad en el occidental con el volcanismo alcalino de la cuenca vasco-cantábrica (Albiense-Santoniense, Castañares et al. 2001). Esta tectOnica es ci reflejo en el margen entre las placas ibérica y europea de un fenOmeno cortical global, consistente en la fragmentaciOn de la Pangea y el consiguiente inicio de la formaciOn del espacio oceánico del Atiántico norte. Con posterioridad al Eoceno no se han reconocido otros materiales sedimentarios en la zona, con la excepción de los subactuales cuaternarios.

Podemos ilegar al afloramiento de Sa Planassa-Aiguablava desde Palamós, por carretera hasta Palafrugeli y desde ahI tomando la que conduce a Begur hasta el desvIo a la cala de Aiguablava. El acceso a! afloramiento en estudio se realiza en óptimas 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 entrada a las dependencias de servicio del parador se evita entrar en éste y se continua por una pista de tierra, que ya no está limitada por barandas, y tras un corto tramo en descenso se prosigue en dirección hacia el norte. Este camino se torna un tanto peligroso al liegar a una canalización de plástico azul (que procede del parador y desciende hacia 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 caso en grupos numerosos.

CARACTERISTICAS ESENCIALES DE LOS AFLORAMIENTOS. ESTRUCTURA DE LOS DIQUES DE LAMPROFIDOS Y MECANISMOS INTRUSIVOS Podemos distinguir, a los efectos didácticos que nos ocupan, dos tipos esenciales de afloramientos, los referidos a! encajante y a los lamprófidos, y aun dentro de éstos es sensiblemente más rico en estructuras de interés el sill que los diques verticales.

Encaj ante IeucogranItico Las caracterIsticas principales del encajante leucogranItico han sido previamente expuestas en el apartado precedente. Nos referimos aquI por tanto a las diferentes variedades texturales en el seno de las rocas plutónicas macroscópicamente más perceptibles, y su control petroestructural. Dichas variaciones corresponden a la presencia de facies de tipo aplItico y pegmatItico. Su composición es semej ante a la dcl leucogranito encajante, excepción hecha de la en general menor presencia de biotita.

Este tipo de litofacies aparecen circunscritas a! control estructural producido por dos familias de fracturas (diaclasas) en el seno del leucogranito, de direcciones aproximadas 120/85 NE y 030/85 SE (no se ha desarrollado un estudio mesoestructural detallado, de modo que estas direcciones deben tomarse como meramente indicativas en 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 subhorizontal que ha sido aprovechada por el sill (véase más adelante).

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

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

Dado que desde el punto de vista didáctico uno de los objetivos principales del estudio de este afloramiento es extraer conclusiones sobre criterios de intrusion sucesiva y cronologla relativa entre diferentes cuerpos fgneos intrusivos, podemos concluir en una primera observación que el leucogranito es el principal encaj ante que aparece en el afloramiento (y por to tanto la roca Ignea mas antigua), que aplitas y pegmatitas aparecen como esencialmente contemporáneas (10 que no excluye la posible presencia de varias generaciones) y que la intrusion limitada de leucogranito en la misma aplita que Jo intruye, unido a los tránsitos graduates entre aplitas y pegmatitas y leucogranito indican que de hecho estas tres rocas son prácticamente contemporáneas en términos del tiempo geologico.

La interpretación de estas fábricas y texturas en et seno dcl granito sugiere que la cristalización del magma se realizó en las proximidades del lImite superior de la cámara magmática (tamaño de grano del leucogranito), pudiéndose emplazar aplitas y pegmatitas en fracturas a partir del momento que et avanzado estado de cristatización 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 % de resIduo lIquido entre cristates, Fernández y Barbarin 1991). La disposición de tas fracturas sugiere que éstas se formaron en et seno de un campo de esfuerzos local en el que el esfuerzo intermedio tenIa una disposición subvertical y et mayor una subhorizontal de dirección N 70-80. Las variaciones texturates en el magma leucogranItico representadas por la aparición de aplitas y pegmatitas indican un notable enriquecimiento en volátites en el magma residual, mientras que la ausencia de minerales tales como turmalina, mica blanca, etc., indican que estos volátiles deblan consistir esencialmente en un fluido acuoso sin presencia importante de otros elementos volátiles (como B, F, Li, etc.). El hecho de que alguna aptita aparezca boudinada e intrulda por el magma leucogranItico sugiere que la cristalización en el seno de la aplita fue rápida, en todo caso en términos relativos más acelerada que la del resIduo lIquido intersticial aün presente en el teucogranito, ya que indica que el dique comenzó a desarrollar un comportamiento frágil (correspondiente a la cristalización de cerca del 80 % del lIquido apiltico, como ya ha sido comentado en el caso del granito) cuando el 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, caracterizados por una asociación mineral primaria constituida por augita, plagioclasa (restringida a la matriz) y locatmente biotita, y han suministrado una edad radiométrica de 253 +15 Ma (Pérmico superior) (Enrique y Sole en ICC, 2000). Presentan un color verde oscuro, unos bordes de enfriamiento mitimétrico-centimétricos de carácter afanItico (que resalta macroscópicamente por un cambio de tono de color en la roca), en muchos casos asociados a detgadas bandas con textura vesicular (vesIcutas de diámetro en general <2 mm) y un cuerpo principal constituido por una matriz fanerItica de grano fino, con bajo contenido en fenocristales (textura porfIrica que en una vision

somera puede liegar a parecer localmente afIrica). Los fenocristales presentes son máficos de color verde más oscuro que la matriz de la roca, aparecen alterados, y en general en el afloramiento es complicado determinar si se trata de piroxenos o anfIboles. Se trata principalmente de diques subverticales que preSentan espesores en el rango pluridecimétrico a métrico. Ocupan tanto fracturas rectilIneas perfectamente distinguibles en el paisaje, ya que jalonan verticalmente los acantilados (foto I), como aparecen con trazo discontinuo, p.e. en el suelo del afloramiento que nos ocupa, rellenando pequenas fracturas de continuidad métrica o menor que corresponden a un sistema de fractura en escalón (Fig. 6).

La conclusion inmediata de sus condiciones de yacimiento es que se han emplazado en el encajante granItico en un regimen distensivo, cuanto menos local, que en parte 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 un espesor prácticamente continuo a lo largo del afloramiento, y en primer término sobre ci piano de diaclasa que constituye el pavimento del afloramiento (y que es paralelo al piano que ha controlado ci emplazamiento del sill) la asociación de lamprófidos subverticales emplazados en condiciones claramente frágiles, ya que siguen fracturas rectilIneas perfectamente delimitadas y muestran a lo largo del afloramiento 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 lamprophyres intruded following brittle tectonics on the leucogranite. These lamprophyres follow subparallel en echelon fractures.

Fig. 7. Detalle del afloramiento de Sa Pianassa donde se observa con claridad la cronologIa relativa de 3 de los 4 cuerpos Igneos principales presentes: leucogranito intruido por una aplita (de disposición izquierda a derecha en La foto, limitado por las flechas), que a su vez es seccionada (intruida) por un lamprófido 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 igneous rocks: leucogranite intruded by aplite (central sector of the photo, longitudinal from left to right, see arrows); 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 se emplazaron con notable posterioridad a las rocas granIticas, tanto por la presencia de bordes afanIticos (que indican enfriamiento contra un encajante relativamente frIo), como por las texturas porfIrica (en el cuerpo principal del dique) y vesicular en los margenes (que indican que se trata de una roca hipoabisal emplazada en niveles crustales mucho mas superficiales, hasta el punto que el gas presente en el magma se ha podido exholucionar). Los margenes con el encajante son netos, y se puede observar que 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 subhorizontal (aproximadamente 120/15 NE) que afecta al leucogranito (Fig. 8). El sill es un lamprófido de composición camptonItica, caracterizado por una asociación mineral de augita titanada y kaersutita, y ha suministrado una edad radiométrica de aproximadamente 85 Ma (Cretácico superior) (Enrique y Sole en ICC, 2000).

Presenta un espesor promedio en el afloramiento de unos 2 metros, asI como una imperfecta simetrIa por lo que se refiere a sus caracterIsticas texturales y estructurales. La constancia en el espesor vertical, por lo menos en el espacio reconocible en el afloramiento, a pesar de pequenos desplazamientos en el plano vertical debidos a seguimiento de diferentes diaclasas en su emplazamiento (véase p.e. Fig. 6), hace pensar en que su emplazamiento fue acompanado de un levantamiento relativamente pasivo por flotaciOn (buoyancy) del encajante suprayacente a medida que se produjo una intrusion lateral forzada del magma. Esto se hace particularmente evidente en algdn punto en el que se observa el levantamiento de algdn bloque diaclasado del substrato leucogranItico en correspondencia con un ascenso escalonado del dique hacia una diaclasa superior (Fig. 9).

Se puede distinguir con claridad unos hordes de enfriamiento afanIticos superior e inferior (Figs. 10, 11, 12 y 13), que presentan una textura laminar milimétrica con una marcada fisilidad asociada. Estos bordes pasan gradual y rápidamente a una textura fanerItica de grano fino a medio, creciente hacia el centro del sill, que además presenta un evidente carácter porfIrico en algunos sectores. Los márgenes superior e inferior presentan vesicularidad de diferente tipo, es decir, las vesIculas aparecen simétricamente dispuestas en el sill pero con diferente frecuencia y morfologIa, asI como opcionalmente rellenas (textura amigdalar) (Figs. 12 y 13). Los hordes afanIticos no presentan vesiculación, ésta comienza a aparecer a unos 8-10 cms del borde con el encajante (Figs. 12 y 13). En el tramo inferior del sill las vesIculas tienen secciones aproximadamente esfdricas que corresponden a morfologIas esféricas o de esferoide de revolución levemente aplastado, y tienen unos pocos mm (max. 5-6, en general) de diámetro (Fig. 12); hacia el interior del dique aparecen rellenas de un precipitado cristalino blanco, preferentemente calcItico, localmente de analcima (textura amigdalar). Desaparecen gradualmente a unos 25 cm del margen del sill, es decir en un tramo normal de éste la textura vesicular de la base ocupa un rango vertical de unos 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 disposición columnar (perpendicular) respecto a éste y, por lo que se refiere a su morfologIa tridimensional cuando ésta es perceptible, en forma de pianos inciinados tangencialmente respecto al plano horizontal superior del sill, siendo su sección respecto 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 escala vertical y hasta 2-3 cm de anchura maxima, y aparecen ordenados espacialmente segén un mismo patron direccional, por lo menos sector a sector a lo largo del afloramiento. Este tipo de estructuras pueden ser interpretadas en términos de los mecanismos eruptivos y su direccionalidad (en el caso de la Fig. 13, con desplazamiento del magma en ci centro del sill de izquierda a derecha); estructuras semejantes 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 los sigmoides han sido seccionados en su base por pianos de cizalla, lo que indica que cuando aün se producIa flujo magmático direccional en el seno del dique el borde afanItico de éste ya habIa sufrido un notable incremento en su viscosidad (por enfriamiento y la cristalizaciOn asociada) y desarrollaba un comportamiento fragii en términos mecánicos.

Otra caracterIstica principal del sill es la distribución vertical que presentan los fenocristales, que aparecen en el afloramiento como inosilicatos de color verde oscuro, más que el de la matriz de la roca, de hábito prismático elongado y dimensiones que llegan a ser de 1 cm. Esta disposición, que sigue una lOgica perfectamente explicable en térrninos fIsicos (densidad relativa de los fenocristales y ci magma, desplazamiento en sentido horizontal de éste en el curso de la intrusion) no es perfectamente homogénea en todo el afloramiento, siendo el punto más idOneo para reconocerla (al igual que las caracterIsticas texturales y de vesicularidad) en ci punto saliente del afloramiento situado unos 2 m a la derecha de la intersección entre el sill y un dique vertical de spessartita (Figs. 3 y 10).

Si realizamos un contaje de fenocristales (p.e., empleando un comparador visual de superficies, directamente sobre ci afloramiento) se observa fácilmente una acumulaciOn notable de fenocristales en la base del sill. Este hecho, que quizás no está descrito en ningtmn texto referido al afloramiento, es conocido desde hace decenios y ha sido tradicionalmente descrito por los docentes del grupo de petrologla endogena de la UB como un ejemplo clásico de fraccionamiento gravitativo, es decir, de separación de los inosilicatos dentro del magma aün iIquido y relativamente poco viscoso facilitado por ci hecho de que su peso especIfico era sensiblemente mayor que el de éste. Ese tipo de interpretaciones de acumulaciones basales de fenocristalcs en sills son muy conocidas y han sido interpretadas en la literatura geoiOgica en muchos manuales de petrologIa Ignca como ci producto de fraccionamiento gravitativo a partir del estudio clásico del sill de dolerita de Palisades situado junto al rio Hudson al oeste y norte de Nueva York (Walker 1940).

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

Fig. 8. Vista frontal del leucogranito en la que se evidencia claramente la existencia de la familia de diaclasas 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 misse en 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 conespondencia de un cambio (ascenso escalonado) de la diaclasa horizontal aprovechada en la inyección del sill (véase texto para explicación).

Fig. 9. Passive uplift by buoyancy of a metric block of the floor leucogranite in correspondence with a little 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 (foto realizada 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 to the Fig. 3).

Fig. 11. Esquema realizado sobre la fotografia de la Fig. 10, donde se aprecian los bordes de enfriamiento del sill (véase texto para explicación).

Fig. 11. Geological sketch drawn over the photo from Fig. 10, with the aphanitic cooling margins of the sill evidenced (see text for explanation).

Fig. 12. Borde inferior del sill, donde se aprecian sucesivamente de base a techo una facies afanItica laminada (sin fenocristales) un tramo vesicular donde desaparece gradualmente la laminación, poco después se encuentra una acumulación de fenocristales y gradualmente las vesIculas han sufrido un relleno por 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 (no phenocrysts present), vesiculated facies with gradual vanishing of lamination, phenocrysts rich facies and associated development of amigdalar texture trough mineralization inside of the vesicles (white circular 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 se detectan vesIculas de dimensiones reducidas (de mm a 1-2 cm) y tendencia a la esfericidad) y finalmente a Ia zona de disposición planar en la que el rasgo dominante es la presencia de amIgdalas de seccidn vertical y morfologIa sigmoide que denotan el sentido de flujo en el magma durante el relleno del sill (de izquierda 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 lamination if compared with the lower margin, see Fig. 12), planar with small (1 mm to 2 cm) spherical vesides and planar decimetric with large, sygmoidal amigdales that allow to infer the sense of lateral filling of 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 vesiculado siguiente aparecen desprovistos de fenocristales, cosa que se explica en términos de cinética de los procesos de intrusion y cristalización (el enfriamiento de los margenes del sill ha sido más rápido que la exholuciOn de las vesIculas, su coalescencia y posterior segregación hacia el margen inferior del sill, y ésta ha precedido al menos en parte a la concentración y separación gravimétrica de los fenocristales).

- La distribución de los fenocristales presenta dos máximos (véase Fig. 14), el mayor efectivamente correspondiente a las proximidades de la base del sill y el siguiente en importancia correspondiente en lIneas generales con el sector central del sill). Mientras que en el sector central del sill el máximo en la distribución de los cristales corresponde grosso modo con una disposición subparalela de los inosilicatos a las superficies superior e inferior del encajante, en la concentración de los fenocristales conespondiente a la base esta distribución es mucho más irregular, y en muchos casos se observa en esa concentración y en el tramo que conduce a ella desde el centro del sill inosilicatos tabulares dispuestos perpendicularmente a las paredes del sill.

Una posible interpretación, en términos de hidrodinámica, de esta disposición, es que los inosilicatos constituyen cuerpos sólidos que se ordenan segün la posición que

Fig. 14. Esquema sintético de las estructuras presentes en el sill. Leyenda: 1/ Encajante leucogranItico; 2/ litofacies afanItica finamente laminada; 3/ vesIculas esféricas; 4/ arnIgdalas esféricas; 5/ fenocristales dispuestos aleatoriamente; 6/ fenocristales dispuestos paralelamente a los pianos superior e inferior que confinan al dique; 7/ frecuencia relativa en la presencia de fenocristales en el dique (escala meramente indicativa); 8/ amIgdalas pianares de sección sigmoidal segün un piano normal ai techo del sill (véase explicación en el texto).

Fig. 14. Synthetic sketch of the structures inside of the sill. Legend: 1/ Leucogranitic host rock; 2/ thin laminated aphanitic hthofacies; 3/ Spherical vesicles; 4/ Spherical amigdales; 5/ randomly oriented phenocrysts; 6/ parallel (to the margins of the sill) orientation of the phenocrysts; 7/ relative amount of phenocrysts inside of the dikes (scale only indicative); 8/ Planar amigdales with sigmoidal section disposed following a plane near to normal to the floor of the 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 magma mayor, es decir, el centro del dique en tanto que zona más alejada del encaj ante y consiguientemente decir con menor rozamiento (de todo tipo, mecánico y de disipación térmica) respecto a éste.

- En el tramo superior de la textura vesiculada, donde las vesIculas coexisten con los fenocristales se observa frecuentemente una estrecha asociación espacial de vesIculas y fenocristales, hecho que puede interpretarse al menos en parte como el producto de la exholución de los gases del magma y de que su desplazamiento (en este caso, hacia el tramo inferior del sill) ha podido jugar a favor de la separación gravitativa de los fenocristales, mediante captura de éstos en la superficie de vesIculas por fenómenos de tension superficial, un hecho fIsico bien conocido e incluso explotado industrialmente en las plantas de flotación de menas metálicas en muchas minas.

Presencia de xenolitos. El sill se ha emplazado siguiendo la red de fracturas presentes en el encajante leucogranItico, evidentemente bajo condiciones distensivas, y siguiendo principalmente la red de diaclasas del encajante. Esta red de diaclasas es visible en el afloramiento a escala métrica o aun menor, y en correspondencia a ésta aparecen en el seno del sill xenolitos de leucogranito, en general de bordes angulosos y morfologIa de paralelepIpedo y dimensiones de hasta más de medio metro de arista, en general en concomitancia con el hueco conespondiente en el encaj ante, lo que genera en escala local pequefias irregularidades en la morfologIa tabular del dique (Fig. 9). El sill en el contacto con estos xenolitos presenta bordes de enfriamiento afanIticos con un marcado contraste de color, incluso en el caso en el que el xenolito es de pequenas proporciones (arista decimétrica o menor) y aparece totalmente englobado en el seno del sill (Figs. 15 y 16).

El tamaflo considerable de muchos de los xenolitos, y sobre todo la dimension de su arista mayor respecto a la anchura del sill, unido a otros aspectos de difIcil cuantificación (viscosidad del magma en el momento de la intrusion, velocidad) ha favorecido que estos aparezcan relativamente próximos a su punto de procedencia y a que podamos reconstruir su disposición original en el encaj ante como si se tratara de un rompecabezas. Esta caracterIstica permite reconocer que buena parte de los xenolitos se ha emplazado en el seno del sill por mecanismos de gravedad, pero que tal como se 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 erosiva (sobre un substrato evidentemente ya fragmentado por diaclasado) y la relación entre la viscosidad y la velocidad de emplazamiento ha sido tal que permitió sustentar estos bloques hasta el marcado incremento de viscosidad (por enfriamiento y cristalización asociada) del tramo inferior del sill que los sustenta en su seno. El estudio detallado de alguno de estos xenolitos de grandes dimensiones muestra el efecto de obstáculo o "paraguas" respecto a la acumulaciOn de fenocristales por gravedad (el tramo del sill subyacente al xenolito carece de dichos fenocristales mientras que sus inmediatos equivalentes laterales los presentan), asI como el papel de obstáculo respecto al flujo hidrodinámico, que hace que podamos deducir planos de flujo y gradientes de velocidades del magma debido a la presencia selectiva de acumulaciones de fenocristales a un lado u otro del xenolito.

Fig. 15. Xenolito de leucogranito procedente del encajante del techo del sill con una marcada aureola afanItica correspondiente al rápido enfriamiento del magma a su airededor. Nótese que este detalle del afloramiento corresponde al ángulo superior derecho de la zona de confluencia del sill con el dique lamprofIrico vertical (véase foto 3 para su situacidn).

Fig. 15. Leucogranitic xenolith coming from the floor host rock with an aphanitic aureola produced by sudden cooling of magma around. This picture represents the upper right corner of the crossing zone of dikes of Fig. 3).

Fig. 16. Esquema trazado sobre la fotografIa de la Fig. 15. Se ha distinguido la presencia del encajante constituido 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 discontinuo) producto del enfriamiento acelerado del magma correspondiente a la intrusion del sill. En el caso del lamprófido vertical (ENCAJ-2) se distingue en el afloramiento la desaparición de manera drástica de la continuidad de su propia facies afanItica subvertical dispuesta contra el leucogranito (ENCAJ-1), asI como de 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 sudden cooling of the sill magma. ENCAJ-2 shows sudden disappearance of its proper aphanitic margin against ENCAJ-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. Note the 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 dolerItico 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 Salisbury Crags (Edinbourgh, Scotland) at the classical Hutton's section.

PLANTEAMIENTO DIDACTICO Ya hemos indicado que la enseñanza de los criterios elementales de intrusion de diques constituye el motivo clásico de la visita de este afloramiento. Justamente por la existencia de una tradición en su estudio vale la pena recapitular sobre el tipo de actividades que se desarrollan y su viabilidad didáctica, es decir debemos evaluar qué sentido tiene enseñar segün qué cosas en cada momento, y cómo realizarlo eficientemente en cada nivel de la enseflanza, evitando arrastrar o dar opción a la generación de conceptos erróneos por parte del alumnado e incitando a éste a trabajar desarroliando mecanismos de autoaprendizaje.

1. Mecanismos intrusivos Los afloramientos objeto de nuestro estudio son excelentes en lo que se refiere a ilustrar las caracterIsticas de los mecanismos intrusivos relativos a diques. El hecho de que los lamprófidos intruyan en un encaj ante Igneo mucho más antiguo y de color claro, mientras que los lamprófidos presentan su color natural verde oscuro permite el que se pueda ilustrar (p. e. Figs. 3, 6, 9), sin margen de dudas generados por el encajante (cosa que podrIa suceder con los sills en el caso de que el encajante fuera sedimentario), los mecanismos de intrusion de diques. Esta es la observación más clara que se puede proponer en el afloramiento a un estudiante no formado excesivamente, y de hecho es la que normalmente se realiza en este afloramiento (aunque de hecho esta observación se puede realizar en multitud de afloramientos en Catalunya que, en general, 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 didáctica como por criterios de estricta economIa de tiempo en el trabajo de campo (para dedicar 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 de alumnos previamente instruidos en el reconocimiento de las texturas Igneas básicas, asI como familiarizados con el empleo de la clasificación de Strekeisen y en el reconocimiento 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 es un asunto realmente complicado. De hecho, la Subcomisión de Sistemática de Rocas Igneas de la IUGS (Le Maître et al. eds., 1989) ha indicado con claridad que estas rocas deben ser incluidas dentro de un grupo especial de rocas (las lamprofIricas) que incluyen lamprófidos, lamproItas y kimberlitas, y que no sirve por lo tanto para clasificarlas la secuencia normal de la clasificación de Strekeisen (cuantificación del porcentaje de máficos para sucesivamente clasificar la roca siguiendo los diagramas QAPF o

alternativamente los triángulos de clasificación de minerales máficos). La clasificación de 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 de este grupo, para lo que deberIa recoger una serie de caracterIsticas (condiciones de yacimiento: diques o pequefias extrusiones; feldespatos y feldespatoides restringidos a la matriz, si existen; extendida alteración hidrotermal de fases minerales presentes tales como olivino, piroxeno, biotita y plagioclasa; presencia de fases minerales primarias poco comunes en una roca Ignea, tales como zeolitas o calcita).

Es evidente que un geólogo algo experimentado puede tener problemas para distinguir en el campo un lamprófido. Con más motivo es difIcil que pueda distinguir entre un lamprófido calcoalcalino y uno alcalino, habida cuenta que la distinciOn de los diferentes tipos de lamprófidos se basa en la presencia o ausencia diagnóstica de fases minerales solo reconocibles (por lo menos) con el concurso del microscopio petrográfico, tanto por sus caracterIsticas petrográficas especIficas como por el hecho de aparecer restringidos a la matriz microcristalina. Analizando el caso concreto que nos ocupa, la IUGS (Le Maître et al. 1989) ha establecido que tanto la spessartita como la camptonita se caracterizan por presentar un predominio de la plagioclasa sobre el feldespato potásico (en general, ortosa) en la matriz, siendo su principal diferencia que por lo que, se refiere a los minerales máficos, la spessartita presenta un predominio de homblenda yb augita diopsIdica (yb olivino), mientras que la camptonita presenta otros minerales más propios del carácter alcalino de esta roca, como anfibol marrón (barkevikita o kaersutita) y augita titanada, opcionalmente junto con otros máficos como olivino o biotita. Es muy difIcil que un observador entrenado pueda distinguir en el campo a visu la hornblenda de los anfIboles marrones, o el diópsido-augita de la augita titanada, en consecuencia no hay que esperar que los alumnos puedan distinguir objetivamente entre lamprOfidos calcoalcalinos y alcalinos en el afloramiento que nos ocupa, aunque Si pueden distinguir correctamente como hemos expresado en las descripciones previas entre los diferentes tipos de lamprófidos aflorantes tanto por sus caracterIsticas macroscópicas como por las relaciones cronológicas fácilmente deducibles en el afloramiento.

El alumno que se enfrente al afloramiento deberia ser capaz de clasificar los lamprófldos, siguiendo la lOgica de la clasiflcaciOn de Strekeisen, como rocas hipoabisales de composición "basaltoidea", "dolerItica" o "gabroica", afectadas en mayor o menor medida por alteración. Un objetivo didáctico formativo primordial en el afloramiento que nos ocupa consiste en que el alumno alcance por sus propios medios, guiado si conviene por el profesor, esta clasiflcación. El alumno debiera igualmente ser capaz de distinguir entre una roca "dolerItica 1" y una "dolerItica 2". La introducción por paste del profesor de que estas rocas no son basaltos o gabros sino lamprófidos, y que presentan dos composiciones diferentes, alcalina y calcoalcalina, y liegado el caso la composiciOn de la paragénesis mineral presente en ambas no es una actividad formativa sino en todo caso informativa, y como tal se puede presentar en el afloramiento o en la documentación escrita anexa a la excursion. En todo caso, jerárquicamente debe quedar relegada en el orden de prioridades didácticas (p.e., si se menciona en la explicación que se da en el campo a los alumnos deberla hacerse haciéndoles notar que, aunque sea importante cientIficamente, se trata de información que ellos no pueden obtener por sus propios medios, que los lamprOfldos son rocas poco abundantes en la corteza terrestre, y que lo esencial de su trabajo en el afloramiento debe circunscribirse a las relaciones de yacimiento y texturales entre las diferentes rocas Igneas presentes).

Del mismo modo, es evidente que si se pretende evaluar el trabajo de los alumnos en el campo, p.e. mediante una prueba escrita, la citación de que se trata de rocas iamprofIricas de naturaleza camptonItica y spessartitIca es del tipo de información cuya reproducción por paste del alumno, separada de una correcta y ordenada (jerarquizada) descripción de las que han sido sus observaciones personales en ci afloramiento es de naturaleza memorIstica y por lo tanto de nub valor indicativo sobre Ia naturaleza del trabajo práctico personal (desarroilo de destrezas o habilidades) realizado por el alumno en ci campo. Lógicamente, si esta información culmina una adecuada descripción de los tipos de roca y condiciones de yacimiento reconocidos en el campo, puede indicar un plus de interés por parte del alumno en la caracterización del afloramiento, expresado en la retención de la información adicional proporcionada por ci profesor.

Caracterización de los granitoides Las rocas leucogranIticas que constituyen ci encajante de los lamprófidos no presentan, por lo que se refiere a su composición mineral, ningiin tipo de problema en lo que se refiere a su ciasificación mediante los criterios de Strekeisen. Los iinicos problemas con Ia clasificación de estas rocas están relacionados con las notables variaciones texturales presentes, que oscilan entre facies microgranIticas, facies aplIticas y facies pegmatiticas. En ci caso especial de las facies pegmatIticas cabe sefiaiar al alumno ci carácter irregular, no confinado entre fracturas, de los cuerpos pegmatIticos, que más bien aparecen en las intercaiaciones de fracturas sin-tardomagmáticas del techo de ia cámara magmática. Partiendo de ia observación de estos cuerpos pegmatoides y de su tránsito frecuentemente aplItico al microgranito se pueden introducir al alumno diferentes conceptos: 1/ Comportamiento reologico de un magma granItico, frágii cuando supera ci umbrai de menos de un 20 % de lIquido intersticial entre cristales (Fernández y BarbarIn 1991); este hecho expiica ci control estructural, en cruces de fracturas sinmagmáticas, de los cuerpos de pegmatitas que forman masas de mayores dimensiones. 2/ DisipaciOn térmica más efectiva en ci techo de la cámara magmática y consiguiente "facies de borde" microgranItica del plutón (de escala cuanto menos piuridecamétrica en ci afloramiento que nos ocupa), análoga a la observada 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 ia consiguiente incidencia en ia tasa de nucleación de gérmenes cristalinos y su consecuencia dirccta en la producción, con mInimas variaciones en volátiles, de las texturas granulares pegmatIticas y apifticas. El profesor que guIa la excursion puedc hailar criterios adicionaies para enriqueccr su exposiciOn sobre la genesis dc aplitas y pcgmatitas en ci trabajo de Wampler y Wallace (1998).

Volvicndo ai conjunto de observaciones gencrales ilcvadas a cabo en ci afloramiento, cste tipo de variaciones tcxturales están asociadas con ci nivci cstructurai del batolito disectado por la erosiOn, que aparentemente puede scr muy somero en este caso. La presencia de las iitofacies presentes es Ctil a la hora de rcfrescar conocimientos de ciasificación (esenciaimente texturales) que se entiende que ya han sido introducidos a los aiumnos en las sesiones de gabinete previaS a la excursion. Iguaimente, 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 los alumnos, retomando los conceptos teóricos ya impartidos e ilustrando sobre ci terreno en un esquema estructural del batolito el punto sobre ci que se está trabajando. Este tipo de esquemas y discusiones sobre el terreno son muy iitiles en especial silos alumnos han tenido o van a tener sucesivamente la ocasión de estudiar un afloramiento más tIpico, texturalmente hablando, de una roca granItica de modo que se puede sobre el mismo esquema hacer sucesivas observaciones en diferentes afloramientos. Este tipo de trabajo permite por otra parte introducir el concepto de espesor finito del plutón (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 secciones geoiógicas con granitos) y que en la naturaleza solo se puede observar en una sección completa en grandes cordilleras como el Himalaya o los Andes.

SECUENCIA DE LAS ACTIVIDADES A DESARROLLAR CON LOS ALUMNOS 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 geoiOgico de sIntesis de Catalunya y de la hoja de Palafrugeil del mapa geologico 1:25.000 del ICC. En general se puede realizar al abrigo del viento y ruidos en ci aparcamiento de la cala de Aiguabiava, de modo que si se les indica al final de la explicación, los alumnos pueden fijarse al acceder al afloramiento en los diques verticales aflorantes en ci tramo norte de la cala (Fig. 1).

1. Caracterización del encajante leucogranItico, localización y deScripción de los diferentes tipos texturales, ciasificación mineralogico-modal de las litofacies mediante ci protocolo de Strekeisen.

2. Ejercitación en ci empleo de la brdjuia geológica, mediante la medición, por grupos de alumnos, de las diferentes estructuras fragiles presentes, como son esencialmente las diaclasas intragranIticas (familias verticales y horizontal) y aquellas que han controlado ci emplazamiento de los diqueS, empezando por las que son más cvidentes 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 difIcilmente perciben en un primer contacto con ci afloramiento, a pesar de ser su piano de sustentación, véase la Fig. 6) justamente para percibir con claridad los pianos de confinamiento de los diferentes diques.

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

En estas actividades es interesante que los alumnos desarrollen su actividad en grupos no superiores a 4-5 alumnos, y que cada uno de elios se responsabilice de unjucgo de 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 alumnos desarrollen la actividad de medición de los pianos que han facilitado el acceso de los magmas ya que sin duda la actividad inicial (en un orden secuenciai) que deben asimilar en este afloramiento es el emplazamiento de los cuerpos de rocas hipoabisales y su control tectónico, para después tener ya un cuadro tridimensional en el que ir a buscar las intersecciones de cuerpos de rocas Igneas basadas en las estructuras y texturas internas de éstos. Comenzar la actividad de otro modo, con alumnos no experimentados en el trabajo de campo conduce a su desorientación, pérdida de interés y falta de motivación en todo el trabajo de autoaprendizaje que se les requiere, con lo que se limitan a esperar pasivamente las explicaciones predigeridas que les subministre el docente.

Problemas y estrategias de resolución. En este primer estadio del trabajo, los principales problemas que hemos detectado a lo largo de aproximadamente un decenio realizando excursiones regularmente cada curso (con alumnos universitarios de cursos introductorios de petrologIa Ignea, tanto de las licenciaturas de geologIa como de ingenierIa geologica), son en general una deficiente formación de los alumnos en habilidades de campo: pasividad, carencias notables en el levantamiento de croquis y cortes geológicos (problema recurrente: deficiente formación en modelización tnidi mensional), carencias en el empleo de la briijula, carencias en el reconocimiento sobre el terreno de los minerales básicos constitutivos de las litofacies, falta de conocimiento de los diagramas básicos de clasificación de Strekeisen. Estas carencias han ido agravándose gradualmente, a medida que hemos recogido el fruto de la supresión gradual de la geologIa en la enseñanza secundaria y, mas directamente, de una asignatura generalista de geologla general con una importante dotación de didáctica práctica en el campo en el primer curso de la carrera universitaria. Además es posible que a estas influencias evidentes en un rendimiento peor podamos añadir otras carencias más genéricas relacionadas con la aplicación de la reforma en la enseflanza secundana, cuyo anáiisis y correcciOn escapan de nuestras posibilidades directas y, en todo caso, de los objetivos de este trabajo.

Buena parte de estos problemas se pueden resolver con una correcta planificación y 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 construcción de un esquema geológico: escalas, orientación, tramas de representación, etc.) aunque en dichas prácticas no se ileve a cabo directamente la construcción del corte geoiógico; éste se reaiizará en el campo, dedicando el tiempo suficiente con los alumnos y evitando el dar por supuesto que éstos han adquirido ya las habilidades necesarias para su confección. Del mismo modo debe procederse con la toma de mediciones con Ia bréjula geológica, y para que el alumno adquiera la costumbre del empieo de las notaciones estructurales. Por lo que se refiere al material requerido para la realización del 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 y trabaje habitualmente con una lupa de aumento adecuado (de entre xl 0 a xl 6), y a que trabaje con una superficie de la roca libre de patinas y recubrimientos; hay que insistir también en que se acostumbren a trabajar con otras sencilias herramientas de corte naturalista (navaja, vidnio, gotero con ácido) que parecen desterradas de nuestras prácticas, posiblemente porque no insistimos suficientemente a los alumnos sobre lo importante que es un correcto protocolo de identificación de los minerales sobre el terreno, en especial cuando se carece de experiencia en estos menesteres).

Finalmente, aunque parezca trivial, muchos de los problemas de clasificación que presentan nuestros alumnos en el campo se pueden corregir insistiendo en que destinen especIficamente una libreta de campo a estas prácticas (que pueden empezar a utilizar en las de gabinete) y procedan a adherir una fotocopia de los diagramas de Strekeisen en las contraportadas, se entiende que se les instruye en su empleo especIficamente antes de realizar la excursion. No hay que decir que toda esta preparación para la excursion es necesaria, con más motivo, si afrontásemos ésta destinándola a un alumnado de secundaria o en todo caso a un püblico no experimentado o no especIficamente geolOgico.

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

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

Problemas y estrategias de resolución. Ya ha sido comentada la problemática asociada a la clasificación de los lamprófidos. Es importante dejar claro a los alumnos que no se pretende que ellos clasifiquen o identifiquen a los lamprófidos como tales, y hacerles ver las limitaciones inherentes a toda clasificaciOn petrológica, en especial 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 texturas internas del sill, en tanto que al serles mostradas posiblemente por primera vez pueden resultar difIciles de identificar. De nuevo aquI la estrategia de solución pasa por hacer trabajar a los alumnos con guIas precisas por lo que se refiere a la descriptiva que deben realizar sobre el afloramiento. P.e., se les puede suministrar un comparador de superficies de partIculas y un metro, y una vez identificadas las texturas porfIrica y vesicular se puede proponer que trabajen con estos intrumentos, en grupos de tres o cuatro en el levantamiento del croquis vertical en el que se les requiera especIficamente la cuantificación del porcentaje de vesIculas, ahI donde existen, y de las acumulaciones de fenocristales, y al realizar posteriormente la puesta en 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 y flujo magmático. Finalmente, el problema clásico de este afloramiento consiste en la no identificación de la cronologIa correcta de intersección de los diques, o incluso en la ausencia de distinción de tal intersección (interpretación como un tmnico dique que se abre en cruz al hallar la diaclasa horizontal mayor) (Fig. 17). La ünica manera de evitar este tipo de enores, en el que caen muchos estudiantes que no están acostumbrados a discriminar visualmente entre cuerpos de roca oscuros de textura comparable, es insistir en que ia1icen antes de cualquier interpretación un croquis en el que reproduzcan en detalle las texturas caracterIsticas propias del borde de los diques (borde afanItico de enfriamiento y vesiculaciones adyacentes). Además, la acumulaciOn 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 geologicas) despista a muchos estudiantes al taparles el substrato donde aparece el resto del dique vertical de modo que se ha de hacerles notar este detalle antes de comenzar la actividad.

5 bis. Exposición de los criterios para distinguir en una secuencia de materiales mas compleja que la del afloramiento (tIpicamente, sedimentaria) un sill de una colada de lava. Esta actividad es particularmente interesante si durante la excursion los alumnos visitan afloramientos de coladas basálticas, ya sea de las correspondientes al volcanismo mio-plioceno del Empordà o del cuaternario de la Garrotxa, o si se ha 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 el curso de la misma excursion didáctica a! afrontar el estudio de una colada de lava, o incluso a posteriori en el aula realizando una revision de las observaciones realizadas en el campo.

6. Modelo de funcionamiento de una cámara magmática. El sill de camptonita puede utilizarse con fines didácticos como modelo a escala de cámara magmática, en el que se pueden ilustrar fenómenos tales como el flujo magmático, los mecanismos de disipación de energIa en los márgenes de una cámara magmática y las secuencias texturales que comporta, la evolución magmática por cristalización fraccionada y acumulación gravitativa de los fenocristales, la intrusiOn forzada (lateral, en este caso) y el magma stopping (haciendo ver al alumno lOgicamente que independientemente de las 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 presentan un color verde oscuro que resalta sobre el rosado del leucogranito a priori un estudiante no experimentado puede considerar tres posibles casos, de izquierda a derecha: Se podrIa tratar de un dnico relleno magmático, de un sill posteriormente intruido por un dique vertical, o de un dique vertical intruyendo al leucogranito y a su vez siendo intruido por el sill. Este iiltimo es el caso real y debe ser deducido por 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 del dique, concentración de vesIculas y aniIgdalas junto al margen de cada dique) y constatando su desaparición 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 that both show a dark green colour against the leucocratic main host rock a priori an untrained student can consider three cases, from left to right: a continuous unitary magmatic filling, a sill subsequently intruded by a vertical dike, or a dike subsequently intruded by a sill. This is the true case in the outcrop and might be deduced for the students looking the inner structures of the lamprophyric dikes at the crossing zone (Figs. 3, 15, 16). The most prominent are: aphanitic cooling margins of the dikes, vesicular or amigdalar facies concentrated parallel to the margins of the dikes; we must note the disappearance in the case of the vertical dike against the contact with the sill).

justamente que no existe este mecanismo eruptivo. Este tipo de actividad debe afrontarse con el concurso de un pizarrIn que permita ilustrar graficamente a! profesor estos procesos frente al afloramiento (y opcionalmente con paneles con fotograflas y esquemas como las que se ofrecen en ci trabajo previamente preparadas, Figs. 14 y 17); y se 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 por comparación con otras universalmente reconocidas como muy importantes. Es algo que está enraizado en la naturaleza humana; de hecho, todas las clasificaciones cientIficas (y en particular la de las rocas Igneas) están basadas en la comparación con patrones que consideramos términos válidos de referencia.

Por este motivo parece Util comparar este afloramiento del sill de Aiguablava con ci clásico del sill de Salisbury Crags (Holyrood Park, Edinburgh, Escocia) donde Hutton, 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 que al enfriarse cristalizó dando una roca. Aunque hoy nos parezca increible, hasta ese momento la escuela dominante en geologIa en relación con la genesis de las rocas era la neptunista (promovida por la escuela del alemán Werner) que postulaba que todas las rocas incluyendo las Igneas como el granito o el basalto se generaban por sedimentación en los fondos marinos.

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

Las caracterIsticas objetivas de observación son muy buenas, ya que en su conjunto el parque presenta muy escasa cobertura arbórea y el sill constituye un marcado relieve visible desde las proximidades del palacio real de Holyrood hasta la zona de 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 litofacies de borde superior e inferior caracterizadas por un tamaflo afanItico y un color rojizo, que corresponde a un enfriamiento más acelerado del magma junto a su encajante. El sill presenta un incremento marcado de cristalinidad hacia el centro, y un color oscuro, casi negro, asI como un desarrollo grosero, decimétrico, de disyunción columnar correspondiente al enfriamiento lento de este sector central, con disipación de la energIa mediante células convectivas, un fenómeno bien conocido en intrusiones y coladas lávicas de espesor considerable.

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

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

1. Interés cientIfico de los afloramientos. El afloramiento de Aiguablava es muy singular por presentar asociados espacialmente iamprófidos de edades y composiciones muy diferentes, en excelentes condiciones de exposición. Además, el encajante presenta una amplia variedad textural de rocas plutónicas que puede ser aprovechado muy ventajosamente desde un punto de vista didáctico. Con todo, la singularidad más marcada y el mayor interés petroiógico de este afloramiento reside en las inusuales condiciones de observación de los mecanismos intrusivos de rocas hipoabisales asociadas al sill de camptonita, que no solo se limitan a la presencia de concentraciones gravitativas de fenocristales sino que inciuyen evidencias ciaras de flujo magmático, estructuras direccionales y evidencias de intrusion forzada en ci leucogranito encajante; asI como buenas indicaciones indirectas referidas a la profundidad relativamente somera de empiazamiento (vesicuiación avanzada de los márgenes del sill).

2. Interés didáctico objetivo de los afloramientos, ventajas y problemas que objetivamente plantean. Los afloramientos de diques de iamprófidos de Aiguabiava gozan de una merecida fama y han sido objeto de excursiones didácticas regulares desde hace decenios. Solo por las relaciones intrusivas elementales no es indispensable su uso como afloramiento didáctico, y se justifica mal en términos de economIa (en particular, de tiempo disponible para trabajo en ci campo con ci alumno, parámetro reiteradamente reducido en sucesivas reformas de plan de estudio en los üitimos 10 años) para comitivas que procedan de los airededores de Barcelona que ünicamente recojan 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 Maître et al. 1989) y ha introducido reiteradamente la faisa impresión en ci alumnado de que se 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 actiia a posteriori como docente en secundaria, porque transmite de nuevo este enor conceptual notable a su alumnado.

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

Del mismo modo, un alumno o grupo de alunmos que siga este trabajo debiera ser capaz de desenvolverse independientemente en el campo en este afloramiento (actividades de autoaprendizaje), extrayendo un conocimiento suficiente asI como una noción precisa de la importancia de este afloramiento y de la necesidad de preservarlo en sus condiciones actuales, evitando nuevas actividades de extracción de muestras como las que 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 pueden realizar 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 petrologIa moderna (como Hutton, Harker y otros, en ci periodo que va de finales dcl siglo XVIII a finales del siglo xix) en Escocia. Sirva este recordatorio para valorar en su justa importancia ci papel primordial de las observaciones descriptivas de tipo naturalista (de campo y petrograficas), en ocasiones tan denostadas, que son la base para un correcto planteamiento de estudios geologicos, en este caso petrologicos, más avanzados.

Las excursiones didácticas universitarias con visita a Aiguablava han sido un gozoso deber compartido durante más de diez aflos con G. Alias, P. Enrique y M. Liesa, compafieros de departamento en la Universitat de Barcelona, y como en todo estudio generado en un ambiente de trabajo colectivo debo expresarles mi reconocimiento 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 que nos han acompaflado en las citadas excursiones, porque ellos me han enseñado que solo se aprende de verdad cuando debemos transmitir el conocimiento a otros, y que se puede regresar muchas veces a un mismo afloramiento y seguir aprendiendo cosas nuevas en cada ocasión.

El Dr. A. San Miguel Arribas, catedrático jubilado de PetrologIa de la UB y antiguo director del Museu de Geologia de Barcelona tuvo la amabilidad de cederme un amplio juego de fotograflas de este afloramiento, procedentes de su actividad didáctica, algunas de las cuales han sido aprovechadas en este trabajo por su valor histórico.

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ร tude analytique des << Pianos Geognรณsticos de los Alpes y de ia Suiza >> de Caries de Gimbernat (1803-1808) Enric ARAGONES*

ABSTRACT ARAGONES, E. Analythic study of the <<Pianos geognรณsticos de los Alpes y de la Suiza>> 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 manuscript and four printed copies. The work is a true geological Atlas, the first ever made on the Swiss Alps.

The << Pianos >> synthesizes the knowledge on the Alps at the time: concentric structure with granite core, after Pallas and Saussure; stratigraphy after Werner. It has been explained by means of a geological map, geological cross sections and a memoir. The observation methods -stratigraphy, graphic display of the results and neptunism- make it clear that the author was a disciple of Werner, a true geognost.

Neither the palaeontological stratigraphy of Smith nor the mechanisms proposed by Hutton (tectonics, plutonism, methamorphism) are present.

Gimbernat has not been the only author of the Pianos. Since it is not possible to map the country in only a three-month trip, we should admit that the geological map was made earlier, probably by a local geognost. It is doubtful that the Spanish Government commissioned Gimbernat that work; but it is sure that the Spanish Government contributed indirectly to financing it through Gimbernat's salary. The fall 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.

* Direcciรณ General de Planificaciรณ Ambiental. Diagonal, 523-525. E - 08028 Barcelona.

RÉSUMÉ L'étude faite sur les cinq exemplaires connus des <<Pianos geognósticos de los Alpes y de la Suiza >>, de Caries de Gimbemat (un exempiaire manuscrit et quatre copies imprimées) nous a apporté quelques données nouveiles sur i'auteur et l'histoire de 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 ia géologie des Aipes (structure conceritrique per rapport a un noyau granitique, suivant ie modèie de Pallas accepte par Saussure ; stratigraphie d'après ie modèle wernerien) au moyen d'une carte générale, des profiis de detail et d'un mémoire explicatif. Autant pour ia méthode de travail basée sur l'observation, que pour les interprétations lithogenétiques (precipitation dans un milieu aqueux) et orogénétiques (structure atectonique), qui sont absoiument neptuniennes, et pour l'expression principalement graphique des résuitats, ii est ciair que 1' auteur de l'ouvrage a été un disciple de l'école wernerienne, un vrai géognoste. Les méthodes de Smith (ia stratigraphie paléontoiogique) et les mécanismes proposes par Hutton (Ia tectonique, le piutonisme et le métamorphisme) y sont entièrement absents.

Ii faut ne pas envisager ies <<Pianos >> comme un ouvrage entièrement fait par Gimbernat. Si l'on tient compte de i'impossibiiite de lever la carte géoiogique dans un seul parcours de trois mois, on doit admettre que la carte de l'Atlas était déjà faite auparavant, et qu'il est probable que Gimbernat compta avec la collaboration d'un géologue du pays. II paraIt difficile a imaginer un charge du gouvernement espagnoi ; son intervention paraIt se borner a payer le salaire de Gimbernat comme second directeur du Cabinet Royal ; mais ia chute du premier ministre en mars 1 808 iaissa 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 [17681834] ont attire i'attention des érudits catalans depuis son décès a Bagneres de Bigorre, grace a la donation de tous ses matdriaux par son frère Augustin a la bibliothèque publique de Barcelone qui existait dans l'édifice de i'ancien Séminaire de l'archevêché. Ses papiers, ses collections et sa tête en marbre, faite a Rome par le scuipteur catalan Antoni Solà (fig. 1) occupèrent a partir de 1835 un lieu d'honneur dans la salle dédiée aux auteurs catalans, et tout de suite parurent les premieres données biographiques du personnage (Tones Amat, 1836). Au bout d'un demi-siècle (1881) l'Association Catalaniste d'Excursions Scientifiques lui dédia une séance d'hommage, ou cours de laquelle Tarrats i Font lut une nouvelle biographie de Gimbernat et un portrait fut découvert (fig. 2). Quelques données additionnelles parurent encore 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 dans le nouvel edifice du séminaire (ca. 1905) entraina dispersion du leg Gimbernat : les matériaux non bibliographiques furent le noyau initial d'un Musée d'Histoire Naturelle fondé en 1874 par le chanoine Almera, tandis que les manuscrits et les

imprimés de Gimbernat restèrent iongtemps en caisses. Ayant redécouvert les manuscrits, Faura (1907) écrivit une notice bio-bibliographique du personnage ; plus tard MedaIl (1928) donna une nouvelle relation sommaire du leg. Maiheureusement tous ces matériaux disparurent pendant les premiers jours de la guerre d'Espagne, en juilIet 1936 (Sole, 1982).

Par ailleurs, i'année 1842 deux exemplaires des << Pianos geognósticos >> arrivèrent au Musée des Sciences Naturelies de Madrid faisant partie d'une bibliotheque privée.

Les premiers renseignements de cette importante acquisition se trouvent dans le répertoire de Maffei & RCa (187 1-72), et peu après (1874) Vilanova présenta ie manuscrit dans une séance de la Société Espagnole d'Histoire Natureile. Pius récemment, Sole SabarIs (1982, 1983), très intéressé a la carte géognostique contenue dans l'Atias, a étudié ia vie et ies uvres de Gimbernat au moyen de recher-ches faites dans piusieurs archives européennes ; avec Marc Weidmann ii a entrepris les premiers etudes sur 1'Atlas (Sole & Weidmann, 1982 ; Weidmann & Soié, 1983). Ses etudes ont été poursuivies par Kiöti (1986) a Ia suite de la découverte a Berne d'une carte géologique très sembiabie a ceile de i'Atias. En 1993 Parra dei RIo a pubiié sa these doctoraie consacrée aux << Pianos geognósticos >> avec de superbes planches fac-similés des cartes 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 de l'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 of Seminary 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 Excursionista de Catalunya depuis 1881.

Fig. 2. Portrait of CarIes de Gimbernat by Manuel Marques i CarIes (1881). Original at Centre Excursionista de Catalunya.

Sold SabarIs a qualifid justement comme hasardeuse la vie de Gimbernat. Dans un contexte international très instable a cause de la guerre et des revolutions, il fut force de passer de Londres a Paris (1796) ; de la cour espagnole de Charles IV a celle de Bavière (1808) ; d'habiter le pays du Rhin, de voyager en Italie (1817), puis de se refugier en Suisse (1822), pour mourir en route quelques anndes plus tard. Sa formation scientifique accuse cette instabilitd : ayant étudié diverses matières dans plusieurs dcoles, 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 1792 sans y achever ses etudes. A Paris ii assista a des cours a l'école de Mines, oü il fut disciple de Dolomieu. En Allemagne (1803) ii eu quelque relation avec le célèbre Werner. En Suisse il aurait visité les géologues du pays. On le trouve a nouveau a Paris (1810) comme assistant aux cours de Lamarck. De la même façon, l'objet de ses etudes changea selon son intérêt personnel la diversité de ses travaux témoigne d'une vocation multidisciplinaire la médecine hygieniste, Ia géognosie, les gaz des sources thermales et leurs applications, la cristallisation des laves, les jardins botaniques, les exploitations minières, etc.

Parmi les nombreux et divers travaux de Gimbernat, les <<Planos geognósticos de los Alpes y la Suiza >>, son chef-d'ceuvre dans le domaine de la gdologie, nous apparaIt conmie un ouvrage unique, autant pour l'époque - la carte gdologique qui contient a dtd considdrée comn-ie la premiere sur les Alpes - que pour son caractère essentiellement graphique, a tel point qui peut être envisage comme un vrai Atlas gdologique, ce qui était alors très inhabituel. Les <<Planos >>, ouvrage très rare dont nous ne connaissons que très peu d'exemplaires, ont mdritd a son auteur une belle reputation comme géologue et cartographe de la geologie ; notamment en Catalogne et en Espagne, oü on le considère 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 de ce morceau avec ses homologues des autres exemplaires m'a fourni des données très intdressantes sur le procddé de réalisation de cet ouvrage (Aragones, sous presse) ; il ne restait plus qu'à dtendre l'dtude au reste de l'Atlas, et a en analyser le contenu afin de mieux connaItre la formation de Gimbernat, ses objectifs, les méthodes employees et les résultats obtenus. A cette fin, j'ai pu consulter les exemplaires du Musde d'Histoire Naturelle de Madrid, des reproductions en diapositives de l'exemplaire de Munich, ainsi que les fac-similds de l'exemplaire de Bale et les transcriptions des textes (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 de Madrid depuis 1842 sous la signature Ms.2. Elle faisait partie d'une bibliothèque de themes agricoles achetde par le Musde a la veuve du professeur Sandalio de Arias pour 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 de Ia Suiza con sus descripciones. Por Carlos de Gimbernat 1...] en belle calligraphie ornée. 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'un avant-propos dans lequel l'auteur décrit la méthode de travail pour lever les profils sept chapitres qui portent sur les planches, avec la description de chacun des profils et 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 feuilles dépliantes numérotées de 1 a 6. Des numéros sur le profil topographique indiquent les noms de lieu situés en dessous. Ii y a aussi sur chaque planche une rose des vents qui indique approximativement l'orientation du profil, et une explication lithologique en espagnol d'après les couleurs, sous le titre Especies de Rocas (lam. 1 et 6) ou Signos de las diferentes Rocas (lams 2, 3, 4, 5). Toutes les planches sont signées par l'artiste dessinateur : J. Bar Pichot lo dib. Voici l'énumération des planches: P1. 1. Monte San Gothardo, dessin 26x64 cm sur une feuille 30x68 cm. Echelles graphiques en lieues de 2500 toises pour l'horizontale et pieds pour la verticale.

Ce profil et le suivant contiennent des lignes horizontales et verticales tracées par les points de hauteur minimum et maximum.

P1. 2, sans titre, représentant la structure des Alpes entre le glacier Triften et Schangnau, 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 de 25 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 descripciones >>, 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 descripciones >>, dated in April 1, 1804, Berne (National Museum of Natural Sciences, Madrid).

P1. 4, sans titre [Structure du Mont Tramorcio dans la vallée Leventina]. Dessin 26x49 sur une feuille 30x54 cm. Sans échelle graphique.

P1. 5, sans titre [Structure des montagnes au NE de la vallée de Chamonix]. Dessin 26.5x50 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]. 26x62 sur 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 des principales routes de Heinzmann (edition 1803, voire Klöti, 1986), sur laquelle on a dessiné et colorié a main la situation des principales unites géologiques. Ii y a un seul toponyme 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 qui portent les renseignements géologiques : le titre (Mapa Geognostico de la Suiza V de una parte de las cordilleras del jura Y de los Alpes. 1803) et l'explication en espagnol de la lithologie pour les 14 couleurs différentes. Les mesures de la carte sont 65,3x51 cm sur une feuille de 71,2x54,5 cm (qui porte 2,2 cm supplémentaires sur la partie 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 étudié pour la premiere fois ce manuscrit qui contient, a leur avis, la premiere carte géologique de Suisse. Klöti (1986) a étudié cette carte afin de la comparer avec une carte anonyme très semblable qui se trouve a Berne. Un résumé du mémoire manuscrit est dans Barreiro (1992), et sa transcription complete se trouve dans Parra del RIo (1993), avec d'excellentes reproductions des planches.1

On ne connaIt pour l'instant que quatre exemplaires imprimés de l'Atlas, tous différents entre eux. Un exemplaire complet de l'Atlas imprimé se compose des éléments suivants La nature manuscrite ou imprimée des textes a dtd parfois mal comprise par quelques auteurs. Sold, par exemple, croyait que la mémoire avait dtd lithographid par Gimbemat. D'après Kldti, G. Grospan, ayant rejetd la gravure sur cuivre, a suppose que les titres de la carte ont dtd lithographids. D'ailleurs, on a donné des dimensions errondes pour ces documents et graphiques. Ainsi, Sold & Weidmann (1982) rapportent au mdmoire des dimensions de 39x22 cm (soit avec une reduction facteur 0.72), ce qui paraIt indiquer qu'ils n'ont pas consultd le document original. En ce qui concerne la carte géognostique manuscrite, 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 premiers (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 est 1:480.000 environ, ce qui coincide à-peu-près avec nos calculs. Les dchelles des profils calculdes par Parra del Rio sont très dloigndes de nos rdsultats (Appendice I).

a) Frontispice imprimé (composition typographique) avec le texte : Pianos Geognosticos que demuestran la estructura de los Alpes de Ia Suiza. Segán las observaciones de Carlos de Gimbernat [...]1806. (fig. 4) b) Cinq profits geologiques sur feuiltes déptiantes imprimées en noir et cotoriées a la main, avec une explication lithologique manuscrite (sauf un des exemplaires, qui n'en porte pas). Sur chaque ptanche on a place une échetle graphique horizontate en iieues de 25 au degré, et une échetle verticale en pieds, ainsi qu'une rose des vents pour indiquer l'orientation du profit. Des titres détaillés informent de la situation géographique de chaque profil - Estructura del Monte San-Gothardo y de Ia parte de Ia Cordillera de los Alpes comprendida entre el Monte Betzberg a! forte de Urseren y el Monte Piatina en el Valle Levantino.

- Estructura de la Cordillera de los Alpes desde el Monte Mahren-horn, situado 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 Pico de Finsteraarhorn en el pays de Oberland hasta el Lago de Thun en Ia Suiza inferior - Estructura de Ia Parte central de la Cordillera de los Alpes, comprendida entre el Pico 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 Monte Blanco, en el centro de Ia Cordillera de los Alpes, y la pendiente de Allamogne, en la Cordillera del Jura. c) Une carte geotogique sous le titre : Mapa geognostico de Ia Suiza segun las observaciones de Carlos de Gimbernat, Año de 1806, tracée sur une carte autre que celte de Heinzmann, qui exprime le relief des montagnes par hachures et qui est très semblable a celle publiée par Chrétien de Méchel a une échelle 1:520.000. Elle contient une legende lithologique qui se compose de 14 couleurs, avec les noms des roches en espagnol. Cette carte, d'après les mesures que nous avons prises sur PLANOS GEOGNOSTICOS l'exemplaire de Madrid, a une dimension de 60,3 x 43,5 cm, et aurait été gravée sur une planche de 67,1 x 51 cm, a une LA ESTRIJCTURA DE LOS ALPES échette approximative comprise entre 1:550.000 (calculée par rapport a ta cartographie actuelle) et 1:572.000 (calculée sur ta bane d'échelle de t'exemptaire de Madrid).

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 importantes par rapport a 1' original, mais aussi entre elles, bien que ces dernières soient moindres: Exemplaire de Madrid. Cette pièce accompagnait l'Atlas manuscrit lors de son acquisition en 1842 par le Musée des Sciences Naturelles (signature 1/19 16). Il s'agit d'un volume 23,6x27,7 cm: un exemplaire complet, avec la carte géologique (une feuille de 72,2x51,5 cm, pliée a 17,5x26,0), mais les planches sont inachevées : il manque l'explication lithologique. L'échelle horizontale se mesure toujours en Lieues communes 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 même Gimbernat).

Exemplaire de Barcelone. Un ancien catalogue (1917 environ) de la Bibliothèque du Musée Géologique du Séminaire de Barcelone nous indique qu'il existait dans ce musée deux des profils imprimés par Gimbernat: ceux du Mont Blanc et du Pic du Tour. Ce museum ayant été détruit lors de la guerre d'Espagne, ces matériaux ont disparu. Mais nous avons trouvé réceniment dans la bibliothèque du musée reconstruit un 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 imprimé ou bien les planches sans relier. Nous avons étudié cette planche, dont les dimensions sont 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 des roches y sont manuscrits en allemand, sous le titre : Nombres Alemanes. Références: Aragonès, sous presse.

40 Exemplaire de Bale. Cet exemplaire, un volume sur le quel ii manque la carte géologique, 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 sur le frontispice paraIt témoigner une donation de 1' auteur. References : D' après Sole et Weidmann (1983), cet exemplaire a été citée en 1826 par Goldfuss et en 1907 par Rolher ; le profil du Mont Blanc a été reproduit, très réduit et redessiné, en 1887 par Favre et en 1982 par Charollais. Dans Parra del RIo (1993) se trouvent des reproductions fac-similés des cinq planches et du frontispice. La carte geologique existe dans la même bibliothèque, d'après Fehlmann (1992) ; ii s'agit sans doute de la carte cite par Klöti et fac-similé dans Parra del RIo sans indication de provenance.

Exemplaire de Munich. Sous la signature Bibl. Mont. 3736, il existe dans la Bayerische Staatsbibliothek un autre exemplaire des << Planos >> qui contient les cinq planches des profils. Cette pièce provient de la bibliothèque du Premier ministre de Bavière, le baron de Montgelas, protecteur de Gimbernat. N'étant pas publie, nous avons pu consulter une reproduction sur diapos que la bibliothèque de Munich nous a fourni sur demande. La carte existe aussi dans la même bibliotheque, collée sur toile (Signature XXIV, 112) ; voire reproduction fac-similé dans Parra 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 de l'Espagne et une dédicace au Premier ministre Godoy : Dedicado al Serenisimo Señor Principe de la Paz, Grande de España de primera Clase, Caballero de la Ynsigne orden del Toyson de Oro, Gene ralisimo de los Rs. Exercitos, y Armadas de S.M.C. Almirante General de España, e Yndias. &c. &c. &c. Por su atento y reconocido Servidor Carlos de Gimbernat.

Cette étude ne serait pas achevée sans tenir compte d'autres documents très attaches a 1'Atlas, tels que cahiers de voyage, brouillons, Iettres, etc., qui peuvent expliquer la methode de réalisation de !'ouvrage: Cahiers de voyage et extraits concernant les Alpes (1803). D'après les inventaires réalisés avant 1936 sur les matériaux du leg Gimbernat existants a Ia Bibliothèque de l'Archevêché de Barcelone (Faura 1907, Medal! 1928), ii y avait plusieurs 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 probablement contenait les observations géognostiques recueillies sur !e terrain par Gimbernat pendant !e parcours a travers !a Prussie, Ia Bohème, la Saxe et Ia Suisse. Les observations concernant !es Alpes furent extraites et rapportées sur deux mémoires, aujourd'hui disparus: - Extracto de mis observaciones geológicas en los Alpes en el monte de San Gothardo 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 Alpes durante los meses de Agosto, Septiembre y Octubre de 1803 (Sur l'inventaire de Faura, mais pas sur celui de Medall). Un extrait de ce mémoire fut communiqué a Madrid dans une lettre adressée probablement au directeur du Cabinet Royal et datée a Genève le 30/10/1803, et publiée séparément sous le titre - Extracto de una carta dirigida por D. Cdrlos de Gimbernat 1...] a un amigo suyo sobre sus observaciones EXTRACTO geológicas, hechas por real órden en DE IJNA CARTA DIRIGIDA la cordillera central de los Alpes, P 0,R durante los meses de Agosto, Setiembre D. CARLOS JJE GIMBERNAT, Vicedireetor del Real Gal,inete th Historia y Octubre de 1803 (fig. 6). L'auteur Natural sic Madrid, Socks sic Ia Sociedad nous donne ici un aperçu géologique Linnea,sa sic Ldndres, de lade Naruralistas sic Berlin , y ole In 1l'fiueraligica sur les roches primitives et les ole Jena , &c. minéraux qui contiennent, autant que A UN AMIGO SUYO sur la structure de la chaIne alpine ; ii SOB It II resume ses principales observations et Sua observaciones 8eoldgicas , heclias par real drdesa en Ia cordullera central sic lot conclusions, autant sur la lithologie Alpas , dornase los meses sic Agosso, Sc des matériaux que sur le procès de tienabre y Octosbrc d 1803. formation et erosion de Ia chaIne. Fig. 6. Frontispice de Ia lettre datée le 30/10/1803 a Genève et publiée a Madrid (1803).

Fig. 6. Title page of a Gimbernat's letter on Alpine geology (Genève, 30/10/1803) printed in Madrid.

M Al) It In Con tircecin.

Relacion geognostica de los Alpes. Mémoire manuscrit (33 pages double fol.) qui se trouvait dans 1' ancienne Bibliothèque Catalane, cite par Faura et Medal!. Autant pour le morceau initial que Faura transcrit de ce mémoire, et aussi pour le résumé final qui décrit cet auteur, il est clair que c'est le même texte contenu dans l'Atlas original, mais sous un titre different ; ici ce texte n'dtait point relié aux << Planos >>, car au lieu des coupes et la carte, il n'y auvait qu'un seul dessin colorié << du mont calcaire 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 —qui d'ailleurs ne paraIt pas connaItre les planches de l'Atias—, cet écrit était le chef d'ceuvre de Gimbernat, et il suffirait pour immortaliser son auteur.

Lettre datée 1808. Le 1808 parut dans un journal scientifique de Gotha un extrait d'une lettre de Gimbernat qui avait accompagné un exemplaire des <<Pianos >> envoyé a un destinataire inconnu. Cet écrit, dont nous avons consulté la traduction espagnoie de Parra del RIo, nous pane d'un grand projet pour étudier toute la chalne des Alpes entre la France et l'Hongrie, et présente quelques-uns des résultats de ses recherches : l'ordre et 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 porphyres. L'intenuption de la structure alpine dans ie Tyrol meridional serait la consequence d' une collision avec la chamne des montagnes de ia côte adriatique.

Carte géognostique anonyme. II existe a la Bibliotheque Universitaire de Berne une carte géologique coloriée, sans titre, auteur et date, très semblabie a celle de l'Atlas manuscrit, 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 que la carte ne soit pas achevée, du fait qu'on a laissé deux carrés vides de la legende, et qu'on a additionné sur la carte des contacts non fermés avec des notes geoiogiques manuscrites au crayon: Gneiss (3 fois), Dolomie (2 fois), et Homblendeschiefe Glimmerschefei Calcaire micacé, Calcaire grani et Serpentine (une fois chacune). On peut trouver des reproductions 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 considérables differences, tel qu'il l'avait déjà écrit l'anonyme rapporteur a l'occasion de l'acquisition des exemplaires du Musée de Madrid: Ce manuscrit 1...] est plus avantageux, car les plans y sont plus grands que ceux publiés par Gimbernat en 1806; il a un plan en plus, et surtout, il porte une copie de l'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 compte qu'ils son tous différents, bien que les differences soient petites : quelques details sur les planches des profils et de la carte additionnées sur les pianches, ce qui est très clair sur les copies de la carte géognostique.

Les profils. Si l'on compare les profils manuscrits avec les profils imprimés on observe les differences suivantes: Echelle. La mesure des échelles donne des taxes de reduction diverses, comprises entre 0.4 et 0.9, mais ça n'a pas abouti a l'unification des échelles entre les profils imprimés, au contraire des unites de mesure sur les échelles graphiques, qui son réduites a des lieues de 25 au degré sur l'horizontale et pieds sur la verticale. Nous avons traité de calculer les échelles de ces profils (sauf les numéros 6, pas a échelle, et le n° 4, qui n'a pas de repères topographiques ; voire sur Appendice 1), qui se trouvent entre 1:30.000 et 1:60.000 environ. Les écarts entre les échelles indiquees et les réelles, et les distorsions horizontale/verticale nous indiquent probablement qu'on a commis des erreurs non négligeables dans la construction des profils, ainsi que pour l'hypsométrie de 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 situation géographique. On observe quelques variations dans la toponymie, par exemple: sur le profil n° 2, quelques-unes dans le bon sens : Hohgant au lieu d'Hoghant, Hash par Haslé d'autres au contraire (Guttaner au lieu de Guttanen). Un toponyme a été supprime (Triften-Gletscher) Géologie. On a enrichi la representation de la géologie sur les profils imprimés par rapport a l'original, ce qui est evident dans le cas des coupes 3 (Finsteraarhorn) et 2 (Mahrenhorn) : dans le premier, avec uniquement trois signes conventionnels), on a distingue le gneiss des hautes montagnes, qui dans la version précédente était colone comme le calcaire transitionnel ; tandis que dans le second on a séparé un grès discordant 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 allemand sur les exemplaires impnimes.

Tableau I. Nombre des termes lithologiques représentés sur les profils Profil 1 Saint Gothard 2 Mährenhorn 3 Finsteraarhorn 4 Tramorcio 5PicdeTour 6PicduMidi

Atlas manuscrit

Atlas imprimé

9 9 3 5 9 16

12 12 6 9 16

2 Gimbernat paraIt avoir use les pieds de roi comme unite de mesure verticale sur tous les profils, tel

qu'il le dit dans le mémoire ; mais l'empioi de cette unite n'est raisonnabie que dans les modèles construits 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 échelies horizontales en lieues de 25 au degré (10 7 I [90x25J = 4.444,4 rn) ii paraIt volontiers plus raisonnabie utiliser le pied anglais de 305 mm sur les échelies verticales au lieu du pied de roi. D'aiileurs quelques barres d'dchelles graphiques honzontales sur les planches semblent choisies arbitrairement, notamment celle du profil n° 6.

Entre les profils imprimés, les differences portent exciusivement sur l'explication géologique. Les noms des unites lithologiques n'existent pas sur les profils de l'exemplaire de Madrid ; mais us ont été manuscrits en allemand sur les autres exemplaires. Ceux de Bale et de Munich portent la même calligraphie que les titres graves, et sans doute ont été faites par le même artiste ; us seraient les exemplaires les plus 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) Profils imprimés Profil manuscrit (1804)

Schisto steatitoso (2) Gneis (3) Schisto hornblendico (5) Roca Feldspathica (4) Calcareo de transision (6) Schisto arcilloso primitivo (1) Schisto micaceo (7) Calcareo secundaria (8) Piedra arenosa (molasse) (9)

Légende manuscrite (1808)

Sans leg.

Madrid

Barcelone

Bale = Munich

(1)

1. Talkschiefer 2. Gneis 3. Horn blendschi efer 4. Sienite 5. Ubergangskalkstein 6. Thonschiefer 7. Schieferthon 8. Flötzkalkstein 9. Sandstein 10. Konglomerat 11. Mollafse

Talkschiefer (1) Gneis (2) Hornblendschiefer (3) Sienite (4) Uebergangskalkstein (5) Thonschiefer (6) Schieferthon (7) Floetzkalkstein (8) Sandstein (9) Nagelstein (11) Mollafse (10)

(2)

(3) (4) (5)

(6) (7) (8) (10)

(9)

cJVon tr€.i d/n,a'/2el

^^c ^J .h^r ^8' oc

, Corn^ ^ncLchify .NIC.

^W jz ^cin ^ z7

^^qha/h,hin. c^

rFWZUcin

Fig. 7. Atlas imprimé. Profil du Mährenhorn. Comparaison entre les légendes manuscrites des exemplaires de Barcelone (a gauche) et Bale (a droite).

Fig. 7. Printed Atlas, Mahrenhorn's geological section, handwritten geological explanation. Comparison between Barcelona (left) and Bale (right) copies.

Si 1' on considère les deux exemplaires << définitifs >> (Bale et Munich) on n' observe aucune difference sur la légende des profils de l'Oberland ; mais des petits changements 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 aussi Uebergangs-trap (Bale) en Uebergangstrap (Munich) ; on observe sur l'exemplaire de Munich le remplacement du terme Uebergangskalkstein par Kalkschiefer, de Granitique par Granit et de Mollafse par Mollasse.

Sur le profil du Saint Gothard (tableau III), on remarque la correction dans l'exemplaire de Munich de quelques erreurs presents sur celui de Bale (Glimerschiefer Thalkschiefer), ce qui nous indique que ceci lui était antérieur. Par contre le mot enoné Anfloessung (au lieu d'Auflosung, qui es le mot pour les éboulis) n'a pas été corrigé, ce qui, uni a des autres fautes dans la toponymie, nous fait soupconner que 1' artiste calligraphe, peut-être le même graveur, ne possédait pas la langue allemande comme langue-maternelle.

Tableau III. Evolution des légendes sur le profil du Saint Gothard Profil manuscrit (1804) __________________________

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)

Proffi imprimé, noms manuscrits (1808) Bale

Munich

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 géognostique de l'Atlas manuscrit avec la carte anonyme de Berne, on n'y trouve que des petites differences : les contacts entre unites géologiques sont quasi identiques ; aussi le morceau non colorié au NE; seulement les couleurs sont différentes, ainsi que la legende et quelques-unes des additions au crayon qui portent le nom des unites, la plupart desquelles a été coloriée sur la carte de l'Atlas. Sole a observe que les deux légendes 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'Atlas manuscrit. Dans une lettre citée par Klöti, Sole dit que la legende de la carte de Beme n' a pas été écrite par Gimbernat, ii la suppose plus tardive. D' après Klöti, elle paraIt écrite par un géologue suisse.

En cc qui concerne les legendes géologiques des deux cartes (tableau IV) on doit conclure que la carte anonyme n'est pas dérivée de la carte de l'Atlas, mais plutôt au contraire, du fait que cette-ci est la plus complete (elle porte le basalte près du lac Maggiore, trouvé par Gimbernat, et incorpore les notes manuscrites sur la carte anonyme). D'ailleurs, quelques-uns des affleurements notes au crayon sur la carte de Berne n'existent pas sur la carte de Gimbernat, ce qui paraIt mdiquer qu'ils ont été ajoutés plus tardivement. Donc la carte de Berne serait une espèce de brouillon pour celle de l'Atlas, tel que l'a soupconné Mme. Parra del RIo ; mais die aurait été reprise a la suite. Celle de l'Atlas serait une version modifiée 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 de cartes 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 est représenté par des hachures. Cette carte de base est très semblable a celle publiée par Chrétien de Méchel en 1799 a 1:520.000, bien que présente quelques differences, notamment sur les limites N., E. et S. (peut-etre modifiées afin de couvrir la même aire que la carte de Heinzmann, utilisée pour le 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 la moitié occidentale les changements n'y sont guère importants.

- Modification de la legende geologique: simplification des roches granitiques sous un seul symbole, et addition des roches d'intérêt économique : le charbon et 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 qui nous restent (Madrid, Bale et Munich) sont très semblables, mais ii y a quelques différences entre eux, la carte de Madrid étant la plus incomplete, tandis que celle de Munich 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 des changements sur 1' explication geologique (Calcareo granosa par Calcareo granulento, Calcareo folicular par Calcareo lamelar) et quelques modifications des contacts géologiques.

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

Tableau Iv. Evolution de la légende des Cartes Géognostiques (la numeration exprime l'ordre sur la légende) Carte anonyme de Berne (Manuscrit, 1803?)

Légende

Additions sur Ia carte _________________ _________________ Granit, Gneiss (1)

Gneiss

Granit (2)

Cartes des <<Pianos geognosticos>>

Mapa geognoslico de la Suiza (Manuscrit, 1804) Granitico (12)

Ex. Madrid

Exs. Bale et Munich

Graniticas (1)

Granito (11)

Thon-, Talk-, Glimmerschiefe Glimmerschiefer Schistos (5) Kalkschiefer (3) __________________ Hornblendeschiefer __________________ Uebergangskalkstein (4) Secundarerkalkstein (5)

Mapa geognostico de la Suiza segtin las observaciones de Carlos de Gimbernat (Gravure, 1806)

Calcareo de transicion (10) _________________

Grauwacke (6) _________________ _________________ Korniger- kalkstein Calcaire greni (7) __________________ Topfstein (8)

Calcareo secundario (9) Gre de transicion (grauwakes)_(1) Ca/ca reo-salino (Primitivo) (6) Piedra 011ar (7)

Pizarras (2) Calcareofolicular (7)

Calcáreolamelar (7)

Calcareo-conchil (8) Grauvaka (5) ___________________________________ Calcareo-granosa (9)

Calcareogranulento (9)

Magnesianas (3)

Serpentine Gips (9)

Hieso (2)

Hiesso (13)

Nagelfluh (10) Guijarral (Pudinga) Conglomerado (14) _____________________________________ __________________ __________________ (4) Sandstein (11) Piedra arenosa Piedra-arenosa (11) ___________________ ___________________ (molasse)_(3) ________________________________________ _________________

Dolomie

Dolomita (8)

_________________

Calcaire micacé

Gre micacéo (13)

_________________

Basalto (14)

_________________ _________________ _________________ _________________ _________________

Dolomitas (4) ___________________________________ Trap - Basaitico (6) Carbon de tierra (12) Sal-gemma (10)

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

Auteur Saussure Werner Dolomieu Gruner N. de Saussure Buch De Luc Reuss Hauy Exchaquet Tralles

Sujet

Pianos geognosticos (1804)

M I

Voyages dans lesAlpes

Philosophie géognostique Doiomie de Campolungo *(*) Informations orales * Cabinet minéralogique Age du porphyre primitif Sedimentation horizontale Hornblende schisteuse Epidote Modèle du Saint Gothard [Carte du Oberiandi

1234567

*

* 4)

** **

G Total

** **

*

** * * * * *

13 ii 3 2 1 1 1 i 1

*

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 ; 7 explication 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 modèie stratigraphique a valider. Si l'on rappelle que Gimbernat et Werner avaient maintenu correspondance et qu'ils se trouvèrent a Freiberg avant la tournée du premier en Suisse, on peut envisager comme très probable que le voyage de Gimbernat dans les Alpes 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 naturaliste a laquelle Saussure a donné son nom pour 1 'immortaliser comme le monument le plus grand et le plus durable de tous ce qu 'on ait érigé a 1 'honneur des grands hommes. (Gimbernat, 1804)

Le savant géologue Von Buch est cite a propos d'une observation qui lui aurait échappé 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 auteur dans les sens que les couches se trouvent en des positions obliques ou verticales par effet des effondrements. L'auteur de l'Atlas critique l'affirmation de Reuss selon laquelle l'hornblende schisteuse serait exclusive des roches de transition. Hauy est cite a propos d'un mineral auquel il a donné le nom: l'épidote o thallite.3

Bref rappel des personnages cites dans ce chapitre Abraham Gottlob Werner [1749-1817], fondateur de la géologie comme une science empirique (sous le nom de << géognosie >>), et du neptunisme une thdorie selon laquelle toutes les matières solides de l'dcorce auraient précipitd d'une dissolution primordiale. La gdognosie porte sur la constitution de l'dcorce terrestre, la disposition des fossiles (dans le sens d'Agricola, voire surtout niinéraux) dans les diffdrentes couches, et la correlation entre elles. Suivant Bergman, Werner proposa un scheme chronologique universel 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, transportées ou dérivées. En traitant de retrouver cette stratigraphie théorique dans divers regions et continents, ses disciples (Humboldt, von Buch et d'autres) finirent par achever une échelle stratigraphique de référence plus détaillée et surtout plus utile que celle de leur maître.

Dieudonné de Gratet de Dolomieu [1750-1801], pétrographe, scientiste et voyageur, étudia la minéralogie des roches composées, afin de bâtir un système de classification rationnel. I! découvrit un nouveau mineral 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, interpréta les feuillets pyramidaux du Mont Blanc en termes dynamiques.

Christian Leopold von Buch, [1774-1853], un des plus célèbres disciples de Werner, voyageur infatigable et auteur d'une uvre géologique énorme. En Suisse, il fut commissionnd pour la recherche minière dans le canton de Neuchâtel sous le gouvernement prussien (1799). Après un voyage en Scandinavie, ii retouma aux Alpes le 1808. Il se convertit aux idées de James Hutton sur l'origine du basalte a la suite d'un voyage par les regions volcaniques européennes. Avant 1803 il avait publié une carte gdologique de la Silésie en 10 couleurs, avec 7 profils (1797), et le premier volume des Geognostische Beobachtungen 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 second était ddpourvue du contexte religieux. Jean André, neptunien convaincu, croyait en une creation echelonnée dans le temps des différents groupes de vivants. I! formula les principes de la stratigraphie paléontologique, 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'etude scientifique de l'histoire de la terre. Ses idées sur l'origine ignée du basalte s'opposaient a celles de l'école wernerienne ; il proposa une théorie des montagnes avec des montagnes primaires d' origine inconnu et secondaires stratifiées avec des fossiles, déposées dans les oceans ; les continents auraient paru dans la premiere 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 plus importants divulgateurs des idées de son maître. Probablement l'Atlas fait référence a son traité de géognosie : Neues mineralogisches Worterbuch oder Verzeichniss aller WOrter weiche auf Oryctognosie und Geognosie 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 seconde 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 naturaliste voyageur en Suisse chez les libraires (guides, cartes et autres imprimés) et dans les cabinets privés (des collections d'histoire naturelle, des informations non publiées), surtout pour les voyageurs pourvus de recommandation, tel qu'il était le cas 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, écrite sous la forme itinéraire, rapporte les grands traits structurels de la chalne ainsi que des details tels que la petrologie et la minéralogie, bien que l'auteur n'acheva pas de vraies cartes géologiques et non plus une chronologie, a cause de la complexité de la géologie alpine. Ii étudia la pétrographie des roches et ses relations, ainsi que la structure generale de la chaIne, la deformation différentielle (plus dans la chaIne centrale et moms dans les positions éloignées du noyau), la structure en éventail des schistes dans les Alpes centrales, et ii a démontré que les vallées longitudinales et les chaInes des roches secondaires suivent la direction des couches, qui sont parallèles a la chaIne centrale. Ces points ont été repris par l'auteur de l'Atlas, mais il y a des autres aspects des écrits de Saussure qui ont été très critiques dans les <<Planos >>, notamment ceux qui 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 40 pages 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 cabinets 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 opinions qui portent sur les mêmes objets observes par Saussure, sont dfférentes de celles de ce grand naturaliste 1...] niais ce n 'est pas pour accuser d'erreur ou d'inexactitude 1 'immortel auteur du Voyage dans les Alpes 1...] ses erreurs appartiennent a 1 'époque oà ce géologue 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 les erreurs de 1 'oryctognosie, les soucis des theories prématurées et le chaos de la cosmologie. Donc les dfférences entre mes observations et les siennes seront une consequence directe des progrès faits dans 1 'étude de la nature, et le résultat de quelques lumières acquises grace a ma relation avec Werne, ce qui ne peut pas dégoIlter les libre penseurs, qui seflattent avec les progrès de l'esprit humain (Gimbernat 1803) Dans le cabinet de ce maItre, dirigée alors par son fils Nicholas Theodore, Gimbernat examina les collections pour se rassurer sur ses determinations, parfois différentes de celles de l'auteur des Voyages, et pour disposer d'information sur des sommets peu accessibles comme celui du Mont-Blanc. D'autres informations géologiques d'intérêt regional ont dté communiquées personnellement par Samuel Gruner, dont le nom est cite deux fois dans l'explication ala carte geologique l'une sur le granit qui se trouve a Laufenburg près du 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 extraordinaire Voyages dans les Alpes (4 vols, 1779-1796) a expliquer ses observations sans entrer dans des spéculations théoriques : un des travaux les plus fiables et de référence pour les gdologues tout au long du dix-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 composition minéralogique des roches, ses relations d'alternance, succession et position. Ii distingua les roches secondaires des primitives et il classa les dépôts du Piedmont comme tertiaires. Par rapport a la structure, ii suivit Pallas et démontra que les Alpes Occidentales ont un noyau de granit, gneiss et d'autres roches primitives. La connaissance des theses de Werner après la publication des deux premiers volumes de son travail fait que sur les deux volumes derniers certaines idées sur la structure et genèse des montagnes paraient contraires a celles versées dans les premiers. Dans ses conceptions sur l'origine des granites et des filons, ii suivit les doctrines neptuniennes ; après hesitation, il accepta que les series sddimentaires 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 de minéralogie et géologie a l'académie genevoise (1802). D'après Maclure, ii does not appear to have any taste for geology. On the contrary, he thinks it quite utopian, and that his father lost all the time he spent on it (Maclure, [1805-1825]) Sa collection de roches, aujourd'hui dans le Musée de Ia ville de Genève, était plus utile que spectaculaire ; voici l'impression de Maclure, qui la visita en 1811: 1 saw the cabinet of Mi Saussure: his specimens are in general badly formed and of irregular sizes. There were some few large ones, but they were mostly small, unsightly specimens appearing as f taken at random. The minerals are a collection 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 cClèbre Gottlieb Simon [1717-1778] (un excellent observateur qui constata les effets de l'érosion et la deformation postérieur des couches horizontales, et qui proposa l'existence d'un ancien mer helvétique dans le Mittelland). Ii n'y a que peu de renseignements sur la vie et muvre de Samuel. Selon une information que je dois a la gentillesse de M. Ueli Gruner : Johan Samuel Gruner a travaillé comme assistant chez ES. Wild [1743-1802], avec lequel il a fait des cartes < géologiques en Suisse romande (1788). Mais Gruner a fait, comme des lettres le montrent, depuis 1792, des travaux géognostiques en Suisse avec le soutien d'un ingénieur (JR. Meyer). Je pense, qu 'a cette période, il a travaillé a sa carte géologique de Ia Suisse (et elle a été publié après qu 'il aie quitté Ia Suisse) toutefois, en ce temps. Gruner afait beaucoup de voyages dans toute Ia Suisse; il a aussi collaboré a une carte topographique du pays pendant les années 1796-1801. En 1802 Gruner a été nommé comme Oberberghauptmann des mines helvétiques, 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 Bavière qu 'il a fini ses tauvres commencées en Suisse, surtout les cartes géologiques. D 'après ce qu 'on sait de Samuel Gruner; ce serait tout de même possible qu 'il ait travaillé a Ia carte de Gimbernat, soit encore en Suisse (1803), soit en Bavière (Munich) depuis 1803/1804.

Cartographie. Les cartes geographiques de base sont indispensables pour tracer les grands traits de la géologie ; a cette fin 1' auteur de 1' Atlas a utilisé deux documents cartographiques 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 Ia Carte 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 distances approximatives entre les villes et cites. b) Pour la carte imprimée on a utilisé une autre carte qui porte une certaine expression du relief avec l'indication des chaInes de montagnes. Ii s'agit d'un document 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 préalable des documents contenant l'information hypsométrique, et cette information n'dtait pas représentée sur les cartes conventionnelles a deux dimensions, mais sur des cartes tridimensionnelles ou modèles en relief, une technique nouvelle a l'epoque mise au point et développée en Suisse par Pfyffer. D' après 1'Atlas, les profils sont bases sur deux modèles en relief faits par Exchaquet, ainsi que sur les mesures trigonométriques faites par Tralles des sommets considérés inaccessibles tels que le Finsteraarhorn, le Fiescherhorner et l'Eiger

Voici les références completes des deux cartes a) Carte desprincipales routes de Ia Suisse oà l'on a marqud les distances d'un endroit a l'autre/Schweizer Karte 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, 48x 62cm ; bchelle 1:480.000 environ. Voire dans la collection Ryhiner, Ryh 3204 :10. D'après Kloti, on a fait plusieurs editions de cette carte entre 1795 et 1803 ; quelques-unes ont été inclues dans divers editions d'une guide 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 sur des 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, échelle 1:520.000 environ. Voire dans la collection Ryhiner, Ryh 3204 : 32. Ii y a une seconde edition de cette carte: Carte générale de Ia Suisse [1800]. Ryh 3204 :16.

On doit au lieutenant général Franz Ludwig Pf y ffer von Wyher [1716-1802] la construction d'un spectaculaire modèle de la Suisse Intérieur a 1: 11.500 environ, base sur ses propres mesures systématiquement faites au long de 24 années entre 1762 et 1786, (une pièce de 3.9x6.6 m, aujourd'hui dans le Gletschergarten 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 prospecta tout le massif du Mont Blanc pour la Société des Mines et fonderies du Haut-Faucigny. Après publier une Carte des montagnes du Faucigny (1785), realise des 1787 ses fameux reliefs en bois sculpté et peint du Mont Blanc et du Saint-Gothard, commercialisés dans toute l'Europe accompagnés d'une collection de roches 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'Institut Bernois. Ses mesures des montagnes inaccessibles, publiees dans Bestimmung der Höhen der bekanntern Berge des Canton Bern (Bern, 1790 avec une carte 1:200.000 : Plan der Dreyecke für die Bestimmung der Höhen einiger Berge des Canton Bern). Avec Ferdinand Rudolf Hassler, commença la triangulation du canton en 1791, uvre qui resterait inachevée a cause des changements politiques de 1798 et 1804.

6

Les Contours de la premiere planche sont traCes d'après le modèle en relief du Saint Gothard, fait par Exchaquet; ceux des planches seconde et troisième d'après un modelefait a Chamonix du pays situé entre le Mont Blanc et le Jura. Dufait que ces modèles ont été construits au moyen d'observations trigonométriques 1...] nous pouvons considérer ces Planos comme assez exacts par rapport auxformes, distances et proportions des montagnes qui représentent. (Gimbernat, 1804) D'après une description de Saussure, Exchaquet aurait levé son modèle du Saint Gothard a l'échelle 1:37.124, pas très différente de celle que nous avons calculé pour ce profil (1:30.000 environ). Les unites de mesure en toises et pieds de roi coincident avec celles du profil.

C'est à-peu-près entre ces limites (montagnes de la Urseren au Nord, celles qui dominent le Rhone après de la source au Ouest; au Sud-Ouest les vallées de Bedretto et d'Ayrolo, au Midi le vallé de Pione & au Sud-Est par celle de Medel) que s 'était renferme feu M. Exchaquet dans les reliefs du Saint Gothard qu 'il faisoit exécuter Les reliefs ont 31 pouces de long sur 30 de large, & 6 ou 7 de hauteur Ils sont construits sur 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 sources du Rhône, du Théssin, de la Reuss, & quelques-unes de celles du Rhin. Ces reliefs, de même que ceux du Mont-Blanc, sont également instructifs, agréables a 1 'oeil, & dignes d'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. De ce relief, dont l'originale était dans le musée cantonale du Vaud, on n'a fait de nombreuses copies : ii n'y avait une dans le musée de Berne, d'après Ebel ; une autre dans le 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 en 1786-87, existe aujourd'hui le dans le Musée de la y ule de Genève, peut être léguée par M. A. Pictet faite en papier mâché a l'échelle 1:18.500, a unes dimensions de 1270x980 mm. Ii était possible, a l'époque, d' acheter des copies plus petites de ce modèle, a une échelle 1:104.000. Dans la Guide Itinéraire de la vallée de Chamonix, d'une partie du Bas-Valais et des montagnes avoisinantes, de Berthout van Berchem (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 'échelle est d'une ligne pour 34 toises. Ce relief est en bois d'arole et colorié. 11 représente les rochers, les glaciers et tous les chemins, sentiers, bois et hameaux der ces montagnes on a aussi indiqué les divers endroits oà se trouvent lesfossiles de la collection (sc. a vendre). Le prix est a huit louis et quart. (dans Maclure [1805-1825], note de l'éditeur).

Gimbernat possédait une de ces copies, acquise sans doute en 1803, laquelle existait parmi les matériaux de son léguee a Barcelone avant 1936 Un pequeno modelo delfamoso valle de Chamunl que representa con toda distinción y colorido el elevado monte Blanco, el estenso mar de hielo, las empinadas agujas, los profundos ventizqueros, y el rio que 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 ab sa famosa vahi de Chamonix y altres afluents, los glaciars en ellas encaixonats, los camins, viaranys y altres 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 contemplée dans la web http//hypo.ge-dip.etat-ge.chlwww/saussure/html/J-{Bs/node4 1 html, contenuc dans une caisse de bois.

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

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

C'est intéressant de constater l'existence de tous ces modèles dans la Bibliothèque de Berne, la cite oü Gimbernat a signé son Atlas en 1804 : d' après la guide d' Ebel ii existait des plans en bas-relief représentant 1' Oberland, le district d'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 les geologues d'aujourd'hui, l'observation des faits sur le terrain. La construction des profils n'aurait pas été possible sans examiner la composition des couches, les rapports entre elles, la mesure des ses directions et pendages. C'est ce qui nous suggère Gimbernat en nous presenter son parcours dans les Alpes: en parcourant les Alpes a pied, avec le marteau, le quadrant et la boussole a Ia main, comme ii faut pour observer soigneusement la nature des substances qui composent les montagnes et sa situation relative. (Gimbernat, 1804) Des méthodes indirectes d'observation ont été aussi employees. Par exemple, on a inféré la composition des pics inaccessibles du Oberland au moyen de 1' observation de ses debris, afin de completer le profil du Finsteraarhorn: C 'est par 1 'observation des fragments de ses parties accessibles, autant que des fragments tombés des pics supérieurs, que nous savons que cette chaIne est formée par 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 relief d'une partie de Ia Suisse, levee d'après nature par M. Le général Pfyffer (mort en 1802, a l'âge de 85 ans), dans Ia maison duquel on peut encore le voir Ce magnfique ouvrage, inventé et exécuté par ce savant militaire, représente une étendue de 180 lieues carrées savoir les cantons de Lucerne et d'Unterwald, ainsi que une grande partie de ceux d'Uri, de Schwitz et de Zoug, indépendamment des contrées limitrophes des cantons de Berne, de Zurich et d'Argovie. Les plus hautes montagnes de 9.700 pieds ont, sur ce relief 10 pouces au-dessous de Ia swface du lac des Waldstettes. L'ensemble a 22 p1'2 en longueur sur l2p. en largueur; ii est compose de 136 pièces carrées que 1 'on peut démonter etforme incontestablement la meilleure carte qui existe de ces contrées. MM. Dunker de Méchein et Klausuer ont publié des dessins et des cartes gravées d'après ce relief 1...] Tout voyageur avant son depart de Lucerne, peut y étudier toute la route qu 'il se propose de faire dans les montagnes voisines [...] M. Le gCnéral Pfyffer a le double mérite de Ia premiere idée de ce genre d'imitation 1...] On a exécuté des ouvrages semblables, représentant Ia vallée de Chamouny, les montagnes du district de 1 'Aigle, celles du 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 les soinmets du Oberland depuis Berne. Enfin, l'observation des roches déposées dans les cabinets scientifiques, tels que celui de Saussure ; c'est pourquoi Gimbernat s'est rassuré de ses opinions sur les roches que Saussure avait nommé granits schisteux, et qu'il a pu parler de la composition lithologique du sommet du Mont Blanc.

Hypsométrie. Quelques observations barométriques ont été faites. Gimbernat portait un baromètre afin de mesurer la hauteur des montagnes, mais ii ne donne qu'une seule 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 spdcial, surtout en ce qui concerne les roches granitiques et schisteuses, ce qui l'amène a discuter des determinations données par ses prédécesseurs, notamment Saussure : les granites 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 régularité et le parallélisme dufeldspath, et lafacilitepour n 'obtenir des pièces tabulaires ne permettent pas adopter cette denomination, et le posent dans 1 'espèce du gneiss. Je n 'ai pas 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 du lac 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, avec hornblende, quelques grains de quartz et des écailles de mica), au-dessus des gneiss et d'autres roches primitives. Pour les schistes cornéens avec des veines de quartz et de calcaire l'auteur nous propose un nouveau genre : le gneiss calcaire. Les roches cornéennes de Saussure ne seraient a son avis que des schistes argileux: Presque toutes les roches citées par Saussure comme des pierres de come ne son que schistes argileux primitfs, je m 'en suis rassuré dans sa propre collection, conservée et augmentée par son fils a Genève. (Gimbernat, 1803) Les poudingues de Vallorcine décrites par Saussure ne seraient pas de vraies poudingues, mais schistes glanduleux, a cause da sa texture schisteuse; 10 ici par contre les galets 1...] se trouvent inclus dans un vrai schiste de texture unforme, et sesfeuillets suivent exactement le parallélisme avec la stratification des roches primitives, parmi lesquelles les schistes de Valorsine se trouvent [ ... ](Gimbernat, 1804) Oryctognosie. Les minéraux de certaines zones alpines avaient devenu un important attrait 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 des couches inclindes, ce qui était opposée a les idées neptuniennes acceptées par Werner : On rencontre de gros blocs d'un schiste gris ou de couleur de lie de y in, 1...] qui renferment une grande quantité de cailloux étrangers, les uns angulaires, les autres arrondis, & de différentes grosseurs, depuis celle d'un grain de sable jusqu 'a celle de la tête. Je fuis curieux de voir ces poudingues dans leur lieu natal . je montait droit en haut pour y arriver; mais là, quel nefutpas mon étonnement de trouver leurs couches dans une situation verticale! On comprendra sans peine la raison de cet étonnement, si 1 'on considère qu 'il est impossible 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'explication 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 tourmalines 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, titane et 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 le Geologue, car ii n 'y a pas un autre site dans les Alpes si abondant en minéraux rares et en des cristallisations si magnifiques. (Gimbernat, 1804) Par contre, les fossiles ou <<pétrifications >> ne méritent guère 1' attention de 1' auteur de l'Atlas les seules citations se trouvent sur le profil du Rhône et dans l'explication de la carte ; ii ne reporte qu'une observation propre, celle des huItres marines au Mont Belpberg, et peut-être celle des mollusques au Mole ; ii cite très legerement des glossopetras dans la Molasse, et d'autres classes (coraux, madrépores, pectinites, strombites, 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 dans toute la chaIne des Alpes, et peut-être dans le reste du monde, oà l 'on trouve, dans un espace tellement resserrée, un nombre aussi prodigieux desfossiles, que sur le St. Gothard. II est plus que vraisemblable que ces trésors soient loin d'être épuisés. Le naturaliste 1...] peut y recueillir [.1 lesfossiles les plus curieu.x, et en choisir lui-même les échantillons les plus instructtfs. Les minéraux du Gothard étaient un fort attrait touristique 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 dix louis, selon la grandeur et la beauté des échantillons. Au reste, quelques uns de cesfossiles sont si rares, qu 'il es 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 a des prix raisonnables tous les fossiles du St. Got/wrd chez Herménegilde Muiller 1...] les chasseurs de chamois ainsi que d'autres particularites font aussi ce genre de commerce (Ibid). Au village d'Airolo, on y trouye aussi presque en tout temps une quantité de cristaux et autres minéraux a ven4re, mais la plupart a des prix trop élevés. M. Comossi, domicilié a Ia poste, est le principal de ceux qui en font commerce a Airolo. Ii possede une collection très complete desfossiles du Saint Gothard dont ii connalt tous les recoins, et il se plait a en garder les plus beaux échantillons pour le cabinet de son fils. (thid). Les espèces minéralogiques dii Mont Blanc et des montagnes avoisinantes avaient été publiées dans la guide de Berthoud (Itinéraire de la vallée de Chamonix, d'une partie du Bas Vallois, et des montagnes avoisinantes, Lausanne, 1790), dont les demières 40 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 dans les 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 de Veron ou la Croix de Fer (Saussure, Voyages, t. 1, pp. 163-201 et 221-243). La guide d'Ebel cite aux alentours 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 donc de commerce : On y a trouvé des quadrupèdes, entre autres un putois, un cerf des souris, etc, des parties d'oiseaus; des amphibies, par exemple, des tortues, des crapauds, des serpens, des orvets, et surtout une quantité prodigieuse de poissons qui sont si parfaitement conserves, qu 'on y ne connait les nageoires 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 pieds de long, sur 6 a 9 pouces de large. On y voit aussi des insectes de toute sorte, des écrevisses, et un cancrc de marais dont on n 'a point encore pu découvrir le type dans les environs; des vers, des coquillages aquatiques et terrestres, et une quantité extraordinaire des pétrifications végétales 1...] On y a aussi reconnu des fragments de poissons et de cancres marins, comme aussi des dents du mammouth de l'Ohio. (Ebel [1795]). D'après cette guide, il en avait de belles collections chez le chanoine Gessner ; le Dr. Lavater, et M. Raher, a Zurich, le baron de Devring, a Gottmatthingen, le Dr. Amman, a Schaffouse.

Tableau VI. Minéraux cites Espèce Adularie prismatigue, tabulaire Amiante Anatase (=Oisanite) octaédrigue _gnt sulfuré (Vitrée) Asbeste Axinite Blende Calcaire spathigue Chlorite lamines hexaedres (=Mica?

Clorite schisteuse Epidothe prisme hexaèdre (= Thallita) (=Beril du Saint Gothard) Feldspath Fer globuliforme Fer spatigue Fer spéculaire Fluorine Fluorine rosée Galeine Grenats dodecaèdres romboIdaies Homblende aciculaire Magnetite octaédrigue Molibdenite Muriacite (=halite?)

Quartz hialin Quartz prase (vert) Pirite cubigue Piombagine Rayonnante verte Réalgar Rutile (=Titane oxide) Sappare, Prismes tetraèdres, stries Schorl sp. Schst. argileux Schorl_trièdre_et_hexaèdre Spath brun (Braunspath) Spath magnésien Staurolite (= Grenatite) _pfsmes tetraèdres Stéatite fibreuse Talc vert Menako, ou titanite Tourmaline noire Tourmaline verte Trémolite prismatigue Vrenhite tabulaire Wolfram Zéolite radiée

Localité

M

Pianos geognósticos j

G

Quartzite, Saint Gothard ** Andermatt ____________________________ Bienden * Andermatt Saint Gothard, Chamonix * * * Mont Blanc, Chamonix Orsières - * -Badus, Campolungo Saint Gothard * * Andermatt, Weiler-Staude Saint Gothard, Badus, Orsières, Mont Bianc Mont Bianc, Chamonix Muhlital Saint Gothard Chamonix, Midi Orsières Mont Blanc Orsières Saint Gothard, Badus, Campolung Saint Gothard, Mont Blanc Tremola, Canaria Saint Gothard Simplon, Chamonix, Talefre Aigle Saint Gothard Alpe Soreccia (Schipsius) Saint Gothard Simplon, Chamonix Mont Blanc polungo Bienden Campolungo Saint Gothard, Val Leventina

* * -

*

* * * -

** * - * - - * -

-

* * - * * - - - - - - * * * -* * * -* * *

*

__________________________ Saint Gothard Saint Gothard, Weiler-Staude Saint Gothard, Chevonico * * Mont Blanc, Chamonix * -Andermat Campolungo * Saint Gothard Saint Gothard Campolungo Campolungo Badus * Weiler-Staude * Saint Gothard

Tableau VII. Fossiles cites Classes Coraux Glossopètres Feuilles Insectes Madrépores Mollusques HuItres Pectinites Poissons Strombites Testacés Turbinites

Pianos geognosticos

M

Sites

G *

Molasse cEningen iEningen

* * * *

* *

Mole Mt. Belpberg

* * * *

lEningen *

*

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 ; ce qui indique qu' il s' agit des mesures originales et pas remaniées d' autres auteurs. Donc Gimbemat aurait dispose d'un laboratoire a Berne avec, du moms, un goniomètre.

Tableau VIII. Mesures des angles des cristaux Habitus Prisme

Appointement

Notes _________________

Adulaire

Quadrilateres rhomboIdales

Pyramide obtuse 106° Inflexion: 145-159° Incidence : 135°

Exemplaire propre, du Mont Fieudo

Tabulaire

____________________

____________________

Grénatite

Tétraèdres obliques comprimés

Pyramide dièdre ___________________

Appointement trièdre (Van Berchem) ou dièdre (Saussure)

Mineral

Hexaèdres 126°, 129° Fer spéculaire Sappare

Tourmalines

Tétraèdres

Prismes hexaèdres composes de lames 123° Prismes tétraèdres striés

Troncadures 123°

Pnsmes trièdres

____________________ Pyramide obtuse 3 faces

Prismes hexagones tronqués net (plans perpendiculaires), d'après Saussure

Prismes hexagones a des angles différents Pyramide tétraèdre Prismes hexaèdres alternativement; ______________________ ______________________ terminaison en pyramide Pyramide trièdre Prismes de 9 côtés trièdre obtuse (Saussure) obtuse 138°

La phosphorescence des roches. Au laboratoire, on a observe une des propriétés des roches : la phosphorescence qui fait suite a un chauffage artificiel. 14 Gimbernat suggère la profiter pour determiner l'âge des matériaux: En ce qui concerne a la qualite des types des roches, je me suis aperçu que pour la plupart elles deviennent phosphorescentes après les chauffer artificiellement, J'ai trouvé cette propriété chez tous types des roches si 1 'on exclue les stéatitiques, et je l'ai observe en des couleurs jaunes, verts et rouges. Peut- être on pourra appliquer cette propriété pour distinguer les roches d 'age différente ; peut-être cette découverte nous portera a des nouvelles recherches chimiques sur la composition des roches encore non décomposées, et a démontrer que les acides phosphorique et phosphoreux ont fait partie des elements qui ont forme les continents par dissolution et cristallisation. (Gimbernat, 1808) Modélisation structurelle La description de l'architecture de la chaIne est peut-être le résultat le plus important pour l'auteur des << Pianos >>. Cette description se fait au moyen de graphiques (carte géognostique horizontale et cartes verticales ou profits) et un mémoire explicatif pour chacun d'eux.

Les profils ou plans verticaux. Fort utiles pour comprendre les relations entre les unites lithologiques, s'obtiennent au moyen de porter les observations du terrain sur des profils topographiques, lesquels doivent être a peu près perpendicuiaires aux structures alpines, afin de mieux les décrire: Etant donné que les couches quiforment la chaIne des Alpes suivent généralement la direction du Nord-Est au Sud-Ouest, la seule façon d'exposer ses successions est en les coupant orthogonalement, et c 'est pour cela que les profils suivants ont etefaits en direction du Sud-Est au Nord-Ouest, et c 'est grace a ce méthode que nous y avons les couches avec 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 de Chamonix, et encore deux sur 1' Oberland. D' ailleurs, ii s' agit generalement de profits partiels 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 par des limitations dans l'information existante, notamment pour la topographie, qui se bornait aux modèles en relief.

Nous avons observe des défauts de construction sur quelques profits la situation d'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 par la lumière qu 'elles répandent quand on les frotte dans 1 'obscurité. La vivacité de cette lumière, dans les différentes espèces de cette pierre & lafacilite avec laquelle on l'excite, semblent être en raison inverse de leur durée 1...] La raison de cette phosphorescence n 'est point encore distinctement connue. Mon fils en a dit un mot dans son Mémoire sur la Dolomie [...1 mais ii n 'a point prétendu épuiser ce sujet qui peut 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 probablement plus d'une source). Ii n'y avait donc par une source unique pour la topographie, et cela se traduit par la divérsité d' échelles des profils (toises/pieds de roi, lieues de 25/pieds), et aussi par des erreurs dans l'emploi de ces mesures et dans le dessin des barres des échelles graphiques sur les planches.

Sur les profils on y représente les espèces de roches en couleurs et les couches avec ses pendages ; la representation se borne aux parties les plus superficielles, afin d'éviter l'extrapolation a une profondeur excessive: Les espèces des roches qui se trouvent sur ces profils y sont représentées au moyen de couleurs différentes, et les limites entre les couches par des lignes tracées selon les angles de pendage véritables. Les zones ombres nous indiquent que 1 'intérieur des Alpes nous est inconnu et que nous ne connaissons a peine que la surface de la Terre. (Gimbemat, 1804) Une telle representation, malgré qu'elle ne soit pas très precise, serait a son avis suffisante pour donner une idée de la structure de la chaIne, car le geologue ne doit pas se borner a découvrir des curiosités, d' après 1' auteur, mais a contempler les grandes masses naturelles.

Une autre difficulté sont les changements graduels entre formations, tel que les schistes argileux primitifs passent au schistes calcaires de transition: Ii n 'y a rien de plus difficile que tracer exactement les limites de chaque formation, parce qu 'us passent par degres imperceptibles, donc on peu dire que les vrais limites n 'existent pas dans Ia nature. (Gimbernat, 1804) La carte ou plan horizontal. La structure generale du massif est représentée sur la carte géologique. La levee de ce document aurait été une très lourde tâche qui 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 facon d'expliquer la levee de la carte de l'Atlas est que cette carte existait déjà auparavant, et que Gimbernat s'est borne a l'adapter en lui ajoutant quelques observations personnelles (le basalte du lac Maggiore par exemple). Cette carte préexistante a été probablement la carte anonyme de Berne, tracée sur un exemplaire de la même edition de la Carte des Principales Routes de Heinzmann, ou plutôt un ancêtre commun trace sur une edition plus ancienne de la cette carte routière, ce qui nous paraIt le plus raisonnable.

Precipitation universelle. Pour 1' auteur de 1' Atlas, toutes les roches auraient été formées par cristallisation ou precipitation chimique dans un milieu aqueux, autant les roches sédimentaires que les granitiques. Les calcaires qui precedent les premiers fossiles, par exemple, n'auraient pas dérivé de la decomposition des animaux marins, 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 aussi par precipitation successive dans un fluide tranquille. Même la Molasse ne serait pas un poudingue fin ni une espèce de grès, mais encore un autre produit de la cristallisation Par rapport a sa formation, je crois qu 'on peut 1 'attribuer a une precipitation confuse, faisant défaut laforce de cristallisation, laquelle etait forte pendant les premières époques de la terre, tel que les granits le démontrent, et faible pendant les dernières, a cause de la diminution du dissolvent. (Gimbernat, 1804) Sedimentation des couches inclinées. L' origine des roches par precipitation ou cristallisation permet imaginer la sedimentation des couches en position inclinde, ce qui s 'oppose a un des principes fondamentaux de Steno (d' ailleurs presque universellement admis), qui les veut originellement horizontales : une hypothèse que Gimbernat qualifie d' << ancienne >> et de <<loin d'être démontrée>> Généralement toutes les couches obliques de cette chaIne centrale se penchent vers les vallées prochaines; ça veut dire qu 'elles tombent du côté extérieur des montagnes au lieu de s'y appuyer De cette disposition très singuliere et contraire a l'opinion générale 1...] résulte que souventdans lesAlpes les schistes se trouvent pardessous des gneiss, des roches magnésiennes et des calcaires. Je sais qu 'on va expliquer cette observation par 1 'ancienne hypothèse de la disposition originelle des couches et sa dislocation accidentelle, mais quelques arguments ne me permettent pas adopter ce système si peu philosophique, car ii suppose que la nature n 'a pas formé que des couches horizontales, ce qui est loin d'être démontré. D 'ailleurs, n 'est pas moms curieuse la circonstance que les couches les plus hautes et plus centrales des Alpes se trouvent dans la position verticale : un fait qui difficilement s 'accorde a 1 '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 sédimentation inclinée ou verticale des couches: Je me suis convaincu que les positions inclinées et perpendiculaires se sont formées tel que nous les voyons aujourd'hui, d'après les lois chimiques telles que la cristallisation ; et que les revolutions qu 'on suppose responsables de sa position actuelle n 'existent que dans 1 'imagination des personnes très limitées, qui ont un grand concept des sommets et une idée trop petite du diamètre terrestre et des lois chimiques naturelles et de ses effets. (Gimbernat, 1808) Et plus précisément les forces moléculaires, lesquelles auraient surpassé la force gravitationnelle: La nature aforme des couches en toutes directions possibles, pas comme un sédiment, 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 / 'observer dans toutes dissolutions et cristallisations 1...] Cette conclusion va sembler une absurdité a ceux qui, très dévoués de la théorie de Ia primitive stratification horizontale, n 'envisagent que le désordre dans les montagnes formees par des couches obliques 1...] La parfaite coIncidence que j 'ai observe dans les Alpes entre les directions des couches et celle de la chaIne (NE-SW) me paraIt démontrer qu 'el/es se sont formées 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 manquait encore de confinnation:

Si des nouvelles observations démontrent qu 'en des autres chaInes s 'y vérifie ce parallélisme entre la direction generate et les couches, nous aurions une donnée très importante pour éclaircir la facon par laquelle les protubérances des continents se sont formées ; et s'il en résulte que 1 'ordre des directions est relatif 1 'altitude oil elles se situent, nous pourrions aventurer quelques hypotheses vraisemblables sur l'influence que les forces inertes produites par Ia rotation ont exercé sur la disposition 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 tectonique ou deformation des couches, qui n' auraient pas été déformés, mais déposées en s' adaptant au relief sous-jacent: Si 1 'on retourne a la partie inférieure de la formation primitive dans le district de Guttanen, on la trouvera couverte par le calcaire de transition, quiforme une étroite chalne et qui couvre le schiste primitif quiforme le vallée Im-Grund. De l'autre côté de 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 des calcaires [...] Cette observation nous démontre que les précipités de transition se moulèrent a les surfaces des terrains primitifs (Gimbernat, 1804) Les pus a moyenne échelle - aussi nommés irregularités dans le texte - sont pas rares dans les terrains de transition, et surtout dans le Jura. Gimbernat les décrit, mais son interpretation se borne a rejeter les theories classiques des explosions souterraines ou de 1' affaissement des terrains: Le Jura offre au géologue plusieurs sites intéressants, a cause des couches curvilignes qui forment des sections coniques, desquelles la parabolique est celle qui peut 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 en oblique contre elle, se courbent près des sommets, oà elles forment un plan horizontal, et se penchent sur la versant opposée avec une inclination opposée 1...] Une observation attentive de ces couches nous empêche d 'admettre 1 'hypothèse qu 'elles furent déposées sur le plan horizontal; et qu 'elles auraient acquis sa position oblique ou verticale grace a des explosions souterraines ou a 1 'affaissement, tel qu 'il le veut De Luc. (Gimbernat, 1804) Genèse des montagnes et des continents. Les catastrophes ne seraient pas nécessaires pour expliquer la fomation des montagnes et des continents, lesquels auraient été formés in situ par les seuls processus physiques et chimiques. Pour Gimbernat, la constante direction 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, du Nord-Est au Sud-Ouest à-peu-près, est une autre circonstance qui n 'est pas concordante avec les supposées dislocations et catastrophes violentes auxquelles on attribue les protubérances des montagnes, donc dans ce cas hypothétique les directions seraient infiniment variées. (Gimbernat, 1804) Dans un écrit postérieur, il applique aux hypotheses catastrophistes le qualificatif de << ridicules >>

Après découvrir les lois generales deformation de la chaIne alpine par la voie de l'observation, je me suis aperçu que quelques hypotheses existantes sont ridicules, surtout celles qui proposent que les couches seraient originellement horizontales et que la direction oblique actuelle serait consequence de grandes catastrophes, ce qu 'on appelle les revolutions du globe. (Gimbernat, 1808) Mais cette negation de la tectonique et des catastrophes n'empêche pas admettre que les chaInes de montagnes peuvent subir des collisions dans certaines aires ; les effets d'une de ces collisions étant visibles, par exemple, dans le Tyrol meridional Dans cette region nous trouvons une interruption des lois générales de laformation des Alpes ; ici nous nous croyons situés dans un chaos, entourés de roches placées pour confondre nos idées systématiques. Et pourtant, outre des considerations sur son emplacement, un simple coup d'wil m'a suffitpoury retrouverl'ordre general qui marque la théorie de Werner; et m 'a convaincu que cette exception n 'est qu 'une modification reguliere due a la collision des Alpes avec une autre chaIne a laquelle appartient le granit anomale de Pergine. (Gimbemat, 1808).

Histoire de la Terre Diminution de lii force de cristallisation. Les differences entre les roches anciennes et les modernes s'expliquent par diminution de la << force de cristallisation >>, au fur 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 ce fait l'intervention des lois chimiquesfut de plus en plus faible et l'importance de la gravité, par contre, aurait augmenté. (Gimbernat, 1808) Un témoin de cette diminution se trouverait dans la succession des minéraux non-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 hautes de la chalne dtaient au dessus du niveau de la dissolution: Cette dUférence des productions paraIt témoigner que le fluide qui couvrit les Alpes a diminué graduellement, et qu 'a diverses époques il a contenu des dfférentes substances en dissolution, lesquelles précipitè rent aufur et a mesure de la diminution de son dissolvent; que les premiers précipitésfurentprincipalement ceux de la classe des terres, suivis par ceux de la classe des métaux. (Gimbernat, 1804) Soubassement et disparition de la mer. Les cristallisations si parfaites des minéraux non metalliques qui existent dans les sommets indiqueraient aussi que les fluides qui jadis couvraient les Alpes s'abaissèrent graduellement. D'ailleurs, les reliques des animaux 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 district il y avait des conditions contraires a sa multiplication 1...] et sa presence, malgré qu '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 des eaux 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 très connu gisement d'(Eningen: [...] les belles impressions de poissons, d'insectes d'eau douce et defeuilles d'arbres des carrières d '(Eningen [...11 'admirable perfection desquelles eloigne 1 'idée de supposer que les courants eussent apporté les corps qu'elles ne contiennentpas, bien au 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 des Alpes et du Jura, un petit Méditerranée ait demeuré entre elles, et c 'est dans son fond oIl la mollasse s 'aurait formée 1...] que les eaux de cette mer se sont abaissées lentement 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 convaincre 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 progressivement. Les debris qu'il a observe sur les plus hauts sommets des Alpes démontrent que le relief d'aujourd'hui n'est que le résultat des actions de l'érosion sur un unique massif plus élevé: Les nombreux fragments des roches qui se trouvent accumulés sur les sommets du Saint Gothard et du Brévent; ceux suspendus sur les rampes a la base des aiguilles de Chamonix, et ceux qui se trouvent roulés dans toutes les vallées des Alpes, démontrent que cette chaIne était beaucoup plus haute avant les hommes 1...] donc son aspect fler et altier apparemment Si solide et éternel, n 'est pour le philosophe qu 'une épreuve de sa caducité 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; et cette 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 pour la formation du relief: La coIncidence en direction et ordre de toutes ces montagnes fendues par une quantité extraordinaire de vallées est si parfaite qu 'on doit se convaincre qu 'elles se sontformees en même temps, que la chaIne était une seule montagne et que la séparation de ces incroyables masses déchirées qu 'aujourd 'hui nous impressionnent, c 'est le résultat de la decomposition, le produit du vieillissement de la terre, et 1 'influence des 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 résistantes, et cette erosion aurait donné les vallées alpins longitudinales Une autre observation intéressante c 'est que laformation schisteuse se trouve sur les versants des grandes vallées longitudinales, ce qui fait vraisemblable qu 'elles fussent excavées sur place, du fait que les schistes sont peu résistants a la décomposition. (Gimbernat, 1804) Répétition des processus géologiques et role du temps. La répétition des couches de gneiss sur les profils du Tramorcio et du Midi suggère la répétition des précipités de la même espèce a différentes époques. De même la situation des roches schisteuses de transition entre les gneiss du Brévent et du Mont Blanc:

La hornblende schisteuse se trouve sur les parties les plus inferieures de ces roches [primitives], et aussi sur les plus hautes, ce qui est un exemple de la répétition des précipités de la même nature, formes dans des époques très eloignees dans le temps. (Gimbernat, 1804) Dans ce scheme, le temps a joué un role très-important : c'est la répétition des processus 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 en des époques successives, avec ordre et régularite; le désordre n 'est qu 'apparent, et ses inégalites ne sont [...] que des monuments de l'ancienneté du monde et des changements qui la main irresistible du temps y a produit. (Gimbernat, 1804) Le constat du caractère simple et primitif des premiers organismes fossilisés au debut 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 sont informes, de la sorte qu 'il n 'estpas possible dire si elles appartiennent a la classe des testacés 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 plus intéressantes qui offrent les premieres couches secondaires, la formation desquelles fut contemporaine de la creation des premiers animaux marins dans cette partie du globe. (Gimbernat, 1804)

La succession litho-stratigraphique Un des piliers du système géognostique wernerien fut l'établissement d'une première succession litho-stratigraphique, voire chronologique, accordée aux principes de superposition de Steno. Cette succession, très simple (cinq termes roches primitives, 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 Werner traitèrent de la valider dans des autres regions. Gimbemat nous dit que cette validation fut un de ses principaux objectifs, et il trouva ce scheme valable dans ses lignes gdnerales, sur la carte geologique, par exemple ; mais dans le detail et a une dchelle moyenne (celle des profils, par exemple), la succession des roches était très cornpliquee parce qu'il y a une grande diversité de lithologies qui se succèdent et se répètent dans la même unite et qui se trouvent aussi sur différentes unites. Ce qui fut un constat pour tous les géognostes, Ct aussi pour l'auteur de l'Atlas. a) Terrains anciens (Urgebirge). Le terme plus ancien était celui des roches anciennes, produit de la cristallisation des fluides primitifs, présentant des lithologies très vanées dans une succession peu ddfinie mais alternante a plusieurs reprises roches granitiques (granites, gneiss, syénite), qui alternent avec schistes (argileux, micacés, stéatitiques), 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 parmi les roches secondaires] est erroné : ici le gypse constitue des couches considérables entre deux autres couches de gneiss qui traversent la vallée Leventina par-dessous du Tessin, dans une direction concordante avec celle du Saint Gothard (Gimbernat, 1804). b) Terrains de transition (Uebergangsgebirge). Les précipités de transition qui suivent, antérieurs aussi aux êtres organisés, s' auraient moulé aux surfaces des terrains primitifs. Cette unite présente aussi une grande variabilité lithologique : la grauwacke et le trap alternent parfois avec des schistes argileux-calcaires sans fossues qui passent graduellement aux schistes primitifs. Si cette limite inférieure n'était pas bien définie, non plus la limite supérieure, oü les schistes cornéens sont couverts par des schistes calcaires laminés qui alternent avec des schistes argileux, surtout dans sa partie inférieure (Uebergangskalkstein): C'est la man que de pétrifications dans tous ces schistes et dans les calcaires ce qui caractérise dans cette chaIne lesforinations de transition, c 'est a dire, celles quifurent formées peu après des roches primitives, et avant les secondaires, lorsqu'il n 'existaitpas encore des êtres organisés dans cette partie du globe. (Gimbernat, 1804). c) Formation secondaire fossilifère (Flötzkalkstein), formée par des grosses couches de calcaire compact, est contemporaine des animaux marins ; elle renferme les 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 le socle de ces calcaires secondaires: Entre elle et le calcaire on y trouve des couches considérables de marnes argileuses, et aussi un schiste argileux secondaire qui alterne avec le calcaire, tel qu 'on 1 'observe dans les excavations du sel de Bex, oà quelques observations me portent a croire que le gypse se trouve au-dessus de la grauwacke ou très proche a cette roche, 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, qui renferment des pétrifications non marines ; des couches palustres superposées, telles que des marnes bitumineuses avec des testacés non marins, des poissons, des insectes et des feuilles. Un alluvion quaternaire discordant, 50 m au-dessus du niveau du Rhône, couronne ces sediments. e) Roches volcaniques. Sans se prononcer sur leur genèse, Gimbernat se borne a nornmer 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 audessus d'Ayrol 1...] soit dans la Val Canaria. On le voit en masse, a grains fins & brillants, ne faisant aucune effrrvescence avec les acides 1...] Mais ce qui est moms commun c 'est trouver le gypse sous une forme schisteuse, & mêlé de couches minces de mica; celui-ci contient quelques particles calcaires: ii fit un peu d 'effervescence. Je ne pense pas, que ce schiste gypseux soit comme le schiste calcaire micacé une roche primitive, je le crois d'origine moderne & formé par depot dans des bassins après laformation 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 structurels

du massif alpin, tel qu'on les imaginait au debut du siècle XIX, en s'appuyant sur la carte géologique, dans laquelle apparaIt clairement la disposition concentrique des chalnes alpines autour d'un noyau granitique, tel qu'il l'avait propose généralement Pallas 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 se succèdent vers le NW: a) Le noyau se compose des roches granitiques (Gimbernat precise qu'il s'agit des gneiss, et pas du vrai granit), des schistes micacés et d'autres roches primaires comprend 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 schistosité au lieu de la vraie stratification: J'ai trouvé la plupart des positions perpendiculaires et divergentes dans les formations granitiques, surtout dans les sommets les plus hauts du Saint Gothard; les directions obliques aux environs des formations les plus jeunes, et les dispositions courbées dans les formations moyennes ou de transition, et aussi dans les formations anciennes avec des filons 1...] Un caractère très remarquable des Alpes c 'est que les couches quiforment les bordures extérieures des deuxflancs Net S, ne s 'appuientpas sur le noyau de la chaIne, comme 1 'on pourrait imaginer mais qu 'elles s 'inclinent en des directions opposées, c 'est-à-dire que sa partie inferieure est orientée vers la chaIne centrale, tandis que sur les sommets elles s 'orientent vers les plateaux latéraux en Allemagne et 1 'Italie. Par exemple, les couches calcaires du Salève se lèvent contre le Jura, tandis que au sommet sont dirigees vers le lac de Genève, etpas vers le Mont Blanc (Gimbernat, 1908) La description de cette structure se trouve déjà dans Saussure, de même que l'idée que les vallées longitudinales et les chaInes secondaires suivent la direction des couches 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 la plupart des matériaux mésozoIques infra-crétacés. Elle se penche sur les terrains primitifs (700 dans I'Eiger) tandis que, au fur et a mesure que l'on se n'éloigne son obliquite diminue, et a deux ou trois lieues elle est presque horizontale ; plus loin elle se trouve plissee et plus au Nord le sens du plongement est change: Les couches de cette formation (Ubergangskalkstein) sont remarquables par la variété et 1 'irrégularité de ses inflexions, dont nous avons beaucoup d 'exemples dans Ia vallée de l'Arve, entre Salanche et Cluses, et particulièrement a côté de la belle cascade d'Arpénas (Gimbernat, 1804) c) Les couches secondaires avec des fossiles (Floetzkalkstein) forment la troisième 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 un synclinal entre eux, tel que Saussure l'avait propose. Le Jura ne serait qu'une partie externe des Alpes, il y aurait continuité des couches, et la molasse ne ferait que fossiliser 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 monoclinales de pendage oppose), se penchant au sud les <<couches>> situées au Nord du massif, et au contraire celles situées au Sud. 16 Cette structure était déjà connue et ce profil 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 série monoclinale et très inclinée des terrains anciens, entre le Tessin et le col, avec une importante couche de dolomie intercalée entre les gneiss et les schistes. De bas en haut on y voit le calcaire primitif, le schiste micacé avec des gneiss alternants, et puis la dolomie en grosses couches parallèles et obliques, parsemées de trémolite prismatique 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 très inclinée au S.E. ; le calcaire de transition discordant entre Im-Grund et Brienz ; le calcaire mésozoIque qui forme le Hohgant et le Tannhorn, et la Molasse en contact apparemment cassant. Dans 1' explication a ce profil, 1' auteur remarque la variété des roches primitives (gneiss, granit, syénite), leur << stratification>> et les transitions entre elles ; aussi pour la formation schisteuse. La structure anticlinale des calcaires de transition (Jura) démontre pour Gimbernat que ces roches ont été déposées par précipitation en s' adaptant au relief des terrains primitifs. La suite est formée par des schistes argileux-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 Flötz du Hohgant (flysch), et les contacts cassants sont devenus discordants.

Le troisième profil est pour la plupart occupé par le calcaire de transition en série monoclinale qui plonge au N.E., y compris les sommets du Eiger et du Finsteraarhom18 ; 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 composition géologique des sommets inaccessibles a été déduite a partir des éboulis existants dans les vallées. Le contact entre le calcaire de transition et le calcaire secondaire avec 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 se trouverait 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 proprement dit, surplombent au-dessus de la vallée, ou contre le dehors de Ia montagne. Plus haut, & sur toute la crete, cues sont verticales ; mais en descendant au Nord, on rencontre, au-dessus de la vallée d'Urseren des couches, qui, de même que sur le bas de lapente méridionales, surplombent vers le dehors de la montagne. Mais depuis la vallée d' Urseren jusques an pied septentrional, elles sont généralement verticales (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, que jusqu 'ici on n 'en connaIt nulle part d'aussi considérables dans les Alpes. Dans le lontain s 'elevent les montagnes 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 a 6000 p de hauteur une couche énorme de dolomies grise et blanche, mêlée de magnques trémolites, et renfermé 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 verticale se montre entre la chaIne du Brévent et l'Aiguille de Tour. Ce profil expliquerait la formation de la vallée par erosion inégale sur des matériaux schisteux moms résistants. Dans l'explication, Gimbernat corrige la denomination des Poudingues de Valorsine donnée par Saussure par schistes glanduleux ou amygdaloIdes : il les situe parrni les roches de transition, tandis que les granites (Saussure) des aiguilles de Chardonnet ne seraient a son avis que des syénites.'9 Le sixième profil, entre le Jura et l'Aiguille du Midi, montre la série ancienne du Urgebirge qui forme les sommets du Brévent et du Midi, le calcaire de transition plissé en synclinallanticlinal, le calcaire secondaire en série monoclinale qui forme le Mole et le Jura, et la depression de la molasse qui s'y encaisse. La série des aiguilles se compose de syénite, gneiss et schistes en descendant, et se penche vers la vallée ; il y a une couche de gypse avant les schistes calcaires qui composent le fond, et de l'autre côté les gneiss du Brévent. Au pied septentrional de cette montagne commence le schiste primitif, et la limite avec le terrain de transition se trouve entre le Brévent et le Buet ; le calcaire se trouve plissé près de la cascade d'Arpénas. Dans le sommet du Mole 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, une roche décrite por Saussure. 20 Des terrasses fluviatiles se trouvent a 60 pieds sur le cours actuel. 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 compact Aux 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 série monoclinale, 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 confirment, d'après Gimbernat, l'ordre général indique par Werner: Parmi le désordre apparent qui s 'étend sur un pays de montagnes creusé de vallees profondes comme ce qui s 'étend des rives méditerranéennes a Nice jusqu 'a celles du Danube a Presburg, j 'ai reconnu un ordre général, une admirable régularité dans toute 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-est de 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 : Cette pierre, quand est réellement dure, porte dans le pays le nom de Grès, mais lorsqu 'elle est tendre, on Ia nomme 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 pouce ou 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 le désordre de la nature ne serait qu'apparent ; 21 les processus géologiques se succèdent avec régularité le long des temps et suivant des lois constantes et universelles, c'est l'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 les vallées, la structure de la terre n 'est aux yeux du geologue que le résultat des opérations naturelles faites avec une regularité admirable, moyennant des lois constantes et universelles. (Gimbernat, 1804)

Voyages de Gimbernat (1801-1803)

Gimbernat, attaché a 1' ambassade espagnole en Angleterre, se trouvait déplacé a Paris a la suite de la guerre anglo-espagnole commencée en 1796. Après être chargé par le gouvernement espagnol de quelques commissions (notamment de former une collection de minéraux), il fut nommé second directeur du Cabinet Royal de Madrid (1798) et on lui ordonna de voyager en Allemagne, mais ii a du postposer ce voyage a cause de la guerre (seconde expedition de Moreau) et de ses problèmes de sante. En janvier de 1801 ii se trouve a Aix-la-Chapelle d'oü il rapporte avoir commence la collection des minéraux ayant visité les mines de charbon de la Belgique.

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

Une afirmation pareille peut se lire dans Ebel, 1808 : Nichts in den Natur ist ohne Ordnung und Gesetz.

Ces deux savants étaient membres très actifs des sociétés scientifiques berlinoises Martin Heinrich Kiaproth [1743-18171, pharmacien et chimiste, découvrit l'uranium (1789), le zirconium (1789) et le cerium (1803), vdrifia la ddcouverte du titane et étudia le tellure. Sans doute Gimbernat écouta la lecture de son travail << Chemiste Untersuchung des Natrolith >> dans la << Gesellschaft Naturforschender 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 le ddmontrent ses rnémoires lus dans 1'Académie Royale des Sciences et Belles-Lettres berlinoise : <<Des masses pierreuses métalliques tombées de 1'atmosphère >> (janvier, 27 et mars, 10), et un papier sur le basalte (juin, 25) øü, suivant la théorie neptunienne, ii refuse l'origine volcanique du basalte (Autrefois le basalte passoit pour lave, & ses colonnes prismatiques pour des cristallisations produites par la voie sèche; 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 ,natière qui par 1 'action des volcans se transforme en lave).

Dietrich Ludwig Gustav Karsten [1768-1810], mindralogiste et cristallographe, ancien élève de Werner a la Bergakademie de Freiberg.

21

22

Werner signée a Berlin le février, 26, 1803 (Sole, 1983) donne des details de son séjour a Berlin et témoigne le dévouement du catalan vers le maître et aussi l'existence d'une amitié entre eux. Quelques jours après, Gimbernat se mit en route vers les Montagnes Métallifères ; il visita le fameux stockwerk de Geyer et les exploitations de Greiffenstein et Meringen, et aussi l'école des mines de Freiberg, oü ii rencontra le célèbre maître, La meilleure école minéralogique de 1 'Europe, dans ses environs on exploite les mines les plus notables de l'Allemagne, non seulement par la richesse de ses productions, mais aussi par la perfection de ses machines hydrauliques. (Gimbernat, cite dans Parra del RIo, 1993) Parcours dans les Alpes. Après sa visite a Freiberg, Gimbernat arrive en Suisse le 2 d'aoflt, d'après les annales consulaires (Sole 1982). Il suggère dans ses écrits une charge officielle pour ce voyage, afin de réaliser son étude géologique, mais ii paraIt plus raisonnable de penser a un conseil de Werner afin de démontrer dans les Alpes la 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 observations geologiques) ii parcourut les Alpes. Cela fait a peine trois mois, un laps de temps recommandé par les guides pour faire une tournée par le pays. Ii est clair que dans cette breve période de temps il n'a Pu que parcourir les plus intéressantes localités comme lui-même 1' avoue: C'est a cause du peu de temps dontj'ai dispose queje n'ai Pu parcourir que les principaux sites des Alpes, puisque étudier la chaIne en un seul été est absolument impossible, 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, et entre les aiguilles de Chamonix et le Jura, m 'ont donné une idée assez différente de sa structure. (Gimbernat, 1804) La liste des localités citées par Gimbernat dans ses textes (voir Appendice 2) nous permet 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 GrimselGuttanen-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 morceaux avec 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 collection de << fossiles>> pour le Cabinet Royal (ordre royal 05/18/1796, ratifld le 08/08/1798), de voyager en Paris et en l'Allemagne, afin de se perfectionner en les sciences naturelles (05/18/1796, 0lI?/1800) et de visiter les usines de canons de la Belgique (4?/?/1802?). Ii reçut du gouvernement une pension de 24.000 reals (03/02/1797) et la poste honorifique de second directeur du Cabinet Royal (ordre royal 04/12/1798). Ii n'existe pas une ordre spécifique pour voyager en Suisse ; on peut envisager ce parcours comme une extension de ses voyages minéralogiques en Allemagne.

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La route traversait des cols ou pas, considérés a l'epoque comme des montagnes ceux 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 de Balme (2204 m) ; ils se trouvent tous cites sur les écrits de Gimbernat. Mais aussi ii s'est écarté de la route pour visiter ou se rapprocher aux sommets, comme le Saint Gothard (2.999 m), le Tramorcio (2.7 14 m), le Märenhorn (2.923 m), le Grand SaintBernard (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 le glacier des Boissons.

Dans le mémoire de l'Atlas, Gimbernat nous raconte parfois ses excursions a quelques points, par exemple au mont Schipsius: j'ai monte au sommet par le ruisseau d'Oberalpe, etj'y arrivait après six heures de grimper sur des rochers très escarpés a côté des précipices; le plaisir d'observer des 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 et plus admirable spectacle s'ouvrit devant mes yeux. (Gimbernat, 1804) et aussi les cheminées du Brévent (L'accès y eSt très difficile, mais j 'ai grimpé jusqu 'a la plus grande hauteur possible afin d'examiner si elles étaientformes du vrai granit 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 seul objet de cet extrait des notes de mon voyage...) ; mais celle de 1808 semble mdiquer qu'il réalisa un autre voyage en Suisse, au cours duquel ii visita encore les glacières du Mont Blanc, peut être en été 1804 ou bien en été 1807 ; en tout cas après avoir fini l'Atlas manuscrit et avant l'achèvement manuel des planches imprimées de son ouvrage.

A Genève, ayant fini ses observations sur le terrain, Gimbernat visita le cabinet de Saussure: 24

Voici les itinéraires décrits par Saussure qui Gimbernat aurait parcouru au sens envers a) Genève-Bonnevil1e-C1use-Sallanche-ServozChamonjxVallorcineBuetTa1èfreBréventBoissons Col 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 provenance 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 Chamonix et celle du Arve jusqu'à Genève. C'était un parcours de 400 lieues, a faire en minimum deux mois et douze journées ; mais Ebel recommande y mettre quatre mois afin de voyager plus a l'aise, outre le cornmencer a la fin d'Avril.

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Fig. 9. Massif du St. Gothard : situation du profil manuscrit et localités citées dans l'Atlas. Toponymie d'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 names after 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 come appartiennent aux schistes argileux primittfs, et je m 'en suis rassuré dans sa propre collection, conservée et augmentee par son fl/s a Génève. (Gimbemat, 1803) Cette visite peut expliquer quelques-unes des citations des minéraux et des roches, et surtout elle explique les références a la composition lithologique du sommet 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 (levee des 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 (Saint Gothard), n° 2 et n° 3 (Aiguille de la Tour et du Pic du Midi), ce qui ne coIncide pas avec sa numeration dans l'Atlas ; aucune mention a la carte géologique. Ces trois profils, 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 peutêtre le profit du Tramorcio auraient été ajoutés pendant une seconde phase, et la mémoire amplifié a la suite.

3) La forme definitive du manuscrit fut confiée a des artistes les planches manuscrites (sauf la carte geognostique) sont signées par J. Bsar. Pichot, un artiste espagnol ou français 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 copiée en 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 de cuivre gravées entre 1806 et 1807, et sur les gravures imprimés en 1808 ; d' oü résulte que la 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 armées de Moreau, le ducat de Bavière se trouve sous l'influence de 1'Empire francais. Quand Gimbernat y arrive, ce ducat était en train d' évoluer vers un Etat moderne sous 1' administration du baron de Montgelas ; le 1805 recut le Tyrol et autres territoires grace a son appui a l'Empereur contre la cour autrichienne ; peu après se transforme en royaume, le duc Maximilian IV Josef sera couronné roi en 1806 et Montgelas sera nommé son ministre. A Munich, Gimbernat reprend ses rapports au gouvernement espagnol : sur les établissements de charité publique (lettre de juillet, 20, 1804), sur des pièces d' artillerie (1805), sur la nouvelle technique lithographique - qu' ii nomme polyanthographique - mise au point par Senefelder (1806), sur l'usine d'armes d' Amberg (1807); ii contribue d' ailleurs a un envoi de mérinos de Godoy au nouveau Roi Maximilien, a 1' expedition militaire du Marquis de la Romana (1807) en appui de Napoleon (avec la publication d'un guide d'Allemagne et d'un dictionnaire

allemandlespagnol. D' ailleurs, pendant les belles saisons, il poursuit ses voyages d' 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 des mindraux 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 les tiroirs 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 long et coüteux pour lequel ii dépensa une forte somme d'argent (pius de 12.000 francs, Faura 1907). Bien sur, ii a du combiner ce procès de gravure avec ses multiples activités et ceci peut 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 écheiies iegerement plus petites. La géologie a été enrichie sur les plans verticaux, avec des nouveaux 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 sur l'originel ; sur ce du Mährenhom on distingue des grès inexistents sur le manuscrit). La carte géognostique a été transportée sur une base topographique différente qui exprime ie relief des montagnes de la Suisse, très voisine de la carte de Chrétien de Méchel (les limites ne sont pas coilicidentes, mais l'allure de la topographie est assez pareiie).

La gravure commenca par la carte topographique et géognostique, la seule des planches qui est achevée. Le 1806 (date qui figure sur ia carte) cette pianche était a-peu-près terminée, mais encore on y ajoutera quelque petit detail : le nom des chaInes et une dédicace au ministre Godoy. Ce dernier detail est datable entre la concession 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 terminée, a défaut seulement des noms des termes géologiques. Le procès fut probablement interrompu a la suite de la chute de la monarchie espagnole de Carlos IV en printemps 1808. Nous ne connaissons pas le nom du artiste graveur, qui ne figure pas sur les pianches ; mais soulignons-nous que la calligraphie est très voisine 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 disparu de la Bibliothèque catalane les manuscrits : Observaciones geológicas sobre Ia extremidad oriental de Ia Cordillera de los Alpes un cahier avec les observations baromdtriques prises dans le voyage, et: Voyage par le Tyrol en 1806 par Mm Charles de Gimbernat et Antoine Baum gartner (un document... escrit en forma 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] tan sols lo referent a les ciencies sino fins a les costums dels pobles qu 'encontraren (Faura, 1907). La carte géologique fut prdsentée au Roi (Lettre a Montgelas, 15/5/08) et a 1'Académie des Sciences de Bavière 23/5/09) : Este trabajo fruto de mis observaciones durante dos viajes al Tirol, aunque no perfecto, es lo bastante exacto yjusto como parafacilitar las investigaciones mineralógicas dtiles para el estado que se pueden hacer en estas montahas. Debo añadir sin ser vanidoso, que para hacer una obra parecida, harIa falta mucho tiempo, y gastos, a cualquier otro que no tuviera el conocimiento general de Ia Formación de los Alpes, que yo he adquirido durante mis viajes a todo lo largo de esta cadena. (voire reproduction dans 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' armée napoléonienne fait tomber le ministre Godoy et a la suite le roi Charles le IV renonça le trône en faveur de Bonaparte. A la suite le gouvernement ordonna Gimbernat de retourner en Espagne. Apparemment, Gimbernat recut avec joie cette ordre, d' après un écrit du Mai, 10 au nouveau Premier ministre Ceballos:

Rien pourrait me plaire aussi que retourner en patrie, ce que mes commissions royales que le Prince de la Paix m 'avait confle m 'empêchaient 1...] étant mon devoir les exécutei j 'ai procure lefaire avec le zèle et lafidelite qui sont prop res a tout bon servant du 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 jamais Gimbernat restait pendant un temps a Munich, avant passer a Paris. Dans cette nouvelle situation c'est très vraisemblable que la fin des commandes royales ait entraIné pour Gimbernat 1' arrêt de ses retributions, et cela pourrait expliquer et cela pourait expliquer que l'ouvrage du Atlas restait inachevé, en lui manquant seulement de graver 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 des noms des unites sur trois des profils. Un des exemplaires (Barcelone) a été utilisé comme brouillon pour réaliser les exemplaires définitifs ; et seulement sont bien achevées ceux de Bale et Munich, ce dernier avec quelques corrections sur le précédent. L' introduction pour la premiere fois de la langue allemande dans 1' uvre peut s' interpreter comme un indice de la perte de protection espagnole suivant les événements d'avril-mai 1808. A noter que la calligraphie definitive des deux derniers exemplaires est faite du même spécialiste qui a grave les planches et qui a écrit le texte manuscrit de l'Atlas (date a Berne le 1804) ; cet artiste, qui ne possédait pas la langue allemande comme le démontrent quelques erreurs orthographiques (anfloessung au lieu d'aufloessung, p.e.) était peut-être un compatriote de Gimbernat (le dessinateur Pichot ?). D' ailleurs, le mémoire ne serait jamais imprimée.

Un des exemplaires achevés de l'Atlas fut envoyé en 1808 a un personnage inconnu. La lettre qui 1' accompagnait, oü 1' auteur paraIt faire quelque mention a une Académie de sciences naturelles (Wissenchaften), se publia dans un périodique scientifique a Gotha, en Allemagne (Gimbernat, 1808) 26 Dans cette lettre Gimbernat nous parle d'un grand projet d'étude integral des Alpes (il avait déjà parcouru 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 astronomique bâti sur le Kleine Seeberg entre 1788 et 1791 par Ernest II de Saxe-Gotha (1786). Ii fut membre des Academies de Bavière et de Berlin Ct l'écliteur scientifique du journal Monatliche Correspondenz zur Beforderung 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 Sciences de 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 la seconde classe mathématique-physique au sein du groupe de minéralogistes (Actes n° 9, p. 65) dans la reunion génerale de l'Académie du 28 mars. D'après Parra del RIo, Gimbernat y aurait été introduit par le prince du royaume, mais a notre avis est plus vraisemblable que fur le ministre Montgelas le protecteur de Gimbernat a cette époque.

Reprise et final (1823-1833) Ii existe une histoire de l'Atlas postérieur a 1808 d'après des documents publiés par Faura (1907), Sole (1982) et Parra del RIo (1993), que nous allons résumer ici. En 1822, 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 novembre ii se rend a Chamonix pour le plaisir de voir le Mont Blanc en hiver. Au debut de 1823 ii se trouve a Genève. En été ii retourne dans les Alpes afin d'actualiser la carte géologique, et c'est pour cela qu'il demande un passeport pour terminer sa Carte de la jonction des Alpes avec le Jura (15/07/23). Du Saint Gothard, oü il arrive en provenance de Bellinzona, il écrit a son ami Dumont pour lui exprimer sa satisfaction pour avoir constaté que sa carte geologique était mieux qu'il ne l'avait pensé (!), et mieux aussi que toutes autres cartes connues ; 27 il envisageait alors sa publication a Londres.

Dans une lettre a l'ambassadeur Chevalier (Bex, 25/08/23) ii dit qu'il a continué son étude geologique des Alpes et du Jura, mais a cette époque la geologie n'était pas son activité principale : manqué des ressources économiques, Gimbernat se mit a travailler par les établissements thermaux. En 1825 ii dit qu'il a fini une carte géognostique locale a Wulperlsberg ; il a fait aussi la description géognostique du profil du Jura le long des fleuves Reuss et Aar, oü il découvrit des couches de gypse riches en sulfate de soda cristallisé. Mais la mort du roi Maximilien en octobre 1825 signifie la fin de ses relations avec la Bavière, et bien sur des subventions royales.

Quelques années plus tard (février 1829), Gimbernat traite de récupérer les planches de cuivre gravées qu'il avait déposé a l'Académie de Munich, car ii desire faire un nouveau tirage de ses cartes, peut être pour obtenir des ressources économiques on 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 a Berne, pour réclamer les deux cartes originelles du Tyrol et de la Suisse, qui se trouvaient dans la bibliotheque privée du Roi Maximilien, afin de pouvoir n' obtenir des copies, car il ne disposait pas d'autres exemplaires et les planches de cuivre n'existaient 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 des moyens pour les publier ; on peut soupconner d'ailleurs que c'est a cause des difficultés 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 voulut acheter mes Cartes Géologiques de la Suisse, a savoir une qui est le plan general de 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 la précddente. (Franks et at, 2000) 28 D'après Sold, le destinataire de cette lettre serait l'ingdnieur Ignace Venetz 1...] mais ce point n'est pas clair sur le rddigd de Faura: se trovan borradors de papers dirigits at 1828 a Mr. Venets pera I 'Asamblea de Naturalistas de S. Bernardo ; després quantfou a Plombieres at 1831 feu una porció d'análisis d'aqueues 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.

27

sa suiface, et cinq autres de profils ou Sections ? J'ai dépensé plus de 12.000 francs pour ce travail qui n 'est pas publié parce que j 'ai fait Naufrage avec la glorieuse Espagne, et les moyens me man quent pour 1 'impression. Je crois vous avoir montré a Naples une épreuve de la Carte ou plan de la Suisse et une autre du Tyrol. Dans mes voyages en Suisse depuis notre separation j 'ai peifectionné la premiere. Le grand malheur d'une maladie douloureuse qui depuis trois ans m 'a rendu incapable d'autant travail 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 principal et le plus important résultat des recherches de Gimbernat dans les Alpes, et aussi cornme 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'entre eux n 'avait osé lever une carte géologique et tracer des profils si exacts et si bien dessinés, qui rep résentent avec soin les plus importants traits de la structure géologique, soit de ce pays là, soit d'autres pays. (Vilanova, 1874) Pour Sole SabarIs la carte de Gimbernat, dtant antdrieure a celle publiee par Gruner en 1805, seIait la premiere carte géologique de la Suisse. Seulement Klöti, qui l'a compare avec la carte anonyme de Berne, a exprimd quelque reserve sur cette opinion : a son avis, la premiere carte de la Suisse resterait encore inconnue. Pour Weidmann et Sold l'auteur de l'Atlas était Un excellent observateur et un remarquable cartographe, dans une époque oà Ia cartographie géologique commençait a être utilisée. Par contre, c 'est admirable que pendant le peu de temps qu 'il avait reside en Suisse, entre aoi2t 2 et le debut de décembre 1803, il ait réussi a lever la carte des traits généraux de la chaIne alpine dans son secteur suisse (Weidmann & Sole, 1983) Ce qui étonne ces auteurs c'estjustement ce qui nous empêche d'accepter que la carte geologique de l'Atlas ait été faite de la main de Gimbernat. En effet, l'idde que Gimbernat aurait pu lever la carte en seul trois mois, pendant le cours de son voyage est fort opposée a la raison : comme lui-même avoue dans le mdmoire, il n'a fait qu'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 période Gimbernat n'a fait qu'un itinéraire classique, recommandd par la guide d'Ebel pour les voyageurs naturalistes en provenance d'Allemagne, et pour la plupart ddcrit par Saussure dans ses Voyages. Et pourtant, la carte comprend presque tout le pays et contient des petits affleurements en dehors des grandes unites gdologiques, la levee desquels aurait demandé l'exploration de tout le pays, pas possible sans disposer de beaucoup de temps, voire plusieurs anndes, de campagne. D'ailleurs, il y a des indices qui vont dans le même sens ii paralt que Gimbernat ne connaissait pas la valeur de la 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 fait soupçonner qu'elle lui aurait été additionnée tardivement ; ii manque la prdtention d'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 geognostico de la Suiza n' avait une importance pareille a nos cartes geologiques ; n' étant pour lui qu'une dbauche complémentaire, incomplete et seulement approximative: Cette carte doit être envisagée piutôt comme un Essai que comme une description géognostique complete et exacte, ce travail demandant pius de temps et d'observations que celles quej'ai pufaire. Mon objectif a été seulement de tracer app roximativement la situation relative des Formations qui se présentent dans Ia superficie des Alpes, de la Suisse inferieure et du Jura, afln de démontrer l'ordre et les lois que la Nature a suivi dans ces pays, etje meflatte que les Géognostes qui l'examinent attentivement et avec impartialité, us vont trouver cette carte assez exacte en general, et qu'ils passeront sur les defauts qu'y puissent trouver dans ies details, et ils vont la considérer 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 le schema general alpin afin d'aider a la comprehension de la structure, l'objectif principal de son travail etant les plans verticaux, beaucoup plus precis aussi pour la topographie (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, laqueile n' a pas été faite par Gimbernat. Mais cette carte a été tracee aussi sur la même edition de la carte de Heinzmann (1803), ce qui nous oblige a admettre l'existence d'une autre carte plus ancienne (par l'impossibilité de lever la carte geologique de la Suisse 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 dddié plusieurs decades a l'exploration systématique.

Un ouvrage unipersonnel?

Si, comme nous venons de voir, l'Atlas incorpore des elements qui ne sont pas faits de la main de son auteur, c' est raisonnable 1' envisager comme un ouvrage collectif plutôt qu'unipersonnel.

On peut se demander d'ailleurs si la réalisation de 1'Atlas a été possible sans la participation directe de quelqu'un des naturalistes autochtones. A notre avis une telle collaboration expliquerait le caractère unique de l'Atlas dans la production scientifique de Gimbernat, qui est pour le reste très peu géologique, mais plutôt hygieniste et chimique. A la recherche de cet collaborateur hypothétique, nous avons cherché de trouver quelque relation entre Gimbernat et Eseher, maiS, malgré les deux naturalistes ont voyage en été 1803 par les pays de l'Aigle et le Grindeiwald, le nom de premier n'est pas cite dans les journaux de voyage du se cond, ce qui paralt indiquer qu'ils ne se trouvèrent pas sur le terrain. On peut soupconner la collaboration de Saussure fils, qui Gimbernat visita a Genève dans son cabinet ; mais d'après Maclure ii paraIt que ce chimiste n'était vraiment intéressé 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 de Werner resident a Berne (oü Gimbernat acheva son manuscrit), Gruner est cite dans 1'Atlas comme source d'information orale, et peut être significatif que cet auteur ait pris le chemin de l'exile en même temps Ct dans la même direction que Gimbernat Munich. Cette hypothétique intervention de Gruner comme collaborateur dans l'Atlas (aussi dans l'élaboration a Berne que dans l'édition a Munich) peut expliquer en plus l'origine des cartes utilisées, aussi géographiques que géologiques, et la coherence avec laquelle les idées de Werner y sont exposées, si l'on tient compte que 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 donflees intéressantes sur la formation géologique de son auteur (ou auteurs, si 1' on admet la collaboration hypothétique d' autreS naturalistes).

Sole (1983) nous propose pour Gimbernat une formation éclectique dans les écoles de Freiberg, Edinburgh, Londres et Paris. Mais 1' analyse détaillée nous demontre que 1' auteur de 1' Atlas a été un vrai géognoste, de formation entièrement wernerienne : il applique a son étude la méthode d' observation de Werner (étude du sousso! 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 étudié dans cette école, laquel!e visita pendant un bref période en 1803 au cours de son voyage de Berlin a la Suisse. Au cours de cette visite il se réunit sans doute avec le célèbre professeur, auquel il connaissait auparavant, comme l'épreuve une lettre écrite a Berlin et publiée par Sole. Cette breve relation avec le maître suffirait apparemment pour lui convaincre de l'utilité des méthodes géognostiques, qui permettaient obtenir des résultats supérieurs a ceux du premier Saussure. N'ayant été élève direct du professeur de Freiberg, Gimbernat (dans le cas qu'il ait été effectivement l'auteur de l'Atlas) aurait du puiser ses connaissances géognostiques dans les textes pub!ies par Werner mais surtout par ses disciples Reuss et L. von Buch, et aussi ceux du wernerien De Luc, auxquels il cite (y compris un résumé de ses idées inséré par Delamétherie dans le Journal de Physique de 1802).

Chez les géognostes, !a connaissance des substances << fossiles >> du sous-sol avait une grande importance dans la caractérisation des unites lithologiques déjà Dolomieu avait dit que le géologue doit être d' abord un minéralogiste. Les collections et 1' analyse chimique avaient conduit a mieux connaItre les minéraux et popularisèrent son étude. Gimbernat blame les erreurs de l'oryctognosie, a son avis bannis par Werner, mais il décrit avec detail la minéralogie du Saint Gothard —ce qui Saussure 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 prolixes et souvent exactes 1...] ses observations, absolument intuitives, sur la diagenese et le métamorphisme, s 'attachent aux travaux récents sur les roches de la region.

Sans mépriser quelques connaissances minéralogiques préliminaires, probablement apprises en Ecosse, il parait raisonnable que Gimbernat ait acquis une bonne

formation minéralogique et petrographique a Paris entre 1797 et 1900 (HaUy et Dolomieu, professeurs a l'époque, sont cites dans l'Atlas). On peu supposer que ce dernier a joué un role pas negligeable, autant pour la petrographie que pour la géologie alpine, qu'il avait si bien connu ; ce qui permit Gimbernat de rectifier quelquesunes des classifications de Saussure, autant pour les roches granitiques que pour les sédimentaires.

Sole suppose aussi - sans autre épreuve que l'assistance de Gimbernat en 1792 a un cours d'histoire naturelle a Edinburgh - quelque influence des grands géologues anglais et écossais C'est très possible que Gimbernat ait eu quelque relation avec Smith a travers Townsend, peut-être aussi avec les geologues d'Edinburgh, volontiers avec Hutton, chef de l'école plutonienne. Soulignons-nous que 1...] Carlos assistait au cours d'histoire naturelle et de géologie du professeur John Walker en mai 1792, a côté des geologues John MacCuloch, Robert Jameson et James Pinkerton; dans son inscription 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 de Hutton, 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 a consigner que quelques-uns des naturalistes ont envisage comme des produits du feu le basalte, la zéolithe et la vésuvienne. Non plus, les idées diluviennes de Townsend n'ont pas eu aucune influence sur Gimbernat, qui ignore le récit mosaIque et qui se montre 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 la géognosie : 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 << fossues >> proposée par Gimbernat pour le Cabinet Royal de Madrid: Un fait nous rassure que Gimbernat avait une connaissance directe du travail de Smith ou bien ii n 'était prochain : quelque ressemblance entre les méthodes employees pour la levee cartographique 1...] Sous 1 'influx de la nouvelle technique d'appliquer lesfossiles a la stratigraphie, il propose au Cabinet Royal laformation d'une collection de fossiles [...] Le contact avec cette courante pratique a fait que Gimbernat ait compris l'importance de la stratigraphie et cela a été deciszf pour son wuvre cartographique postérieure. (Parra del Rio, 1993) Certes, au cours de sa residence en Angleterre, Gimbernat proposa au gouvernement 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 dans les travaux souterrains, démontre la structure interne de la terre et soit utile pour l'étude et l'observation des couches superficielles afin d'y reconnaItre les matières qu '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 le terme << fossile >> aurait a l'epoque le même signifie qu'aujourd'hui. Les werneriens utilisaient ce terme au sens d'Agricole, comprenant aussi les minéraux que les <<pétrifications >>, qui ne sont autre chose que des reliques organiques fossiles (pour nous, des fossiles tout court). La collection proposée par Gimbernat était concue surtout comme une collection de minéraux et roches d'intérêt economique.

Or, la << stratigraphie > de Gimbernat n'a rien a voir avec la stratigraphie paléontologique de Smith, mais uniquement avec les cinq formations de Werner, tel que Sole et Weidmann l'ont reconnu. L'idée que Gimbernat a des fossiles est entièrement wernerienne : son absence indique que les roches primitives sont plus anciennes que la vie ; les <<petrifications >> étant très peu fréquentes dans les roches de transition, et très abondantes dans le floetz en plus, les fossiles sont plus semblables aux animaux actuels au fur et a mesure qu'on monte dans la table stratigraphique.

Géologie ou géognosie?

Nous venons de démontrer que l'auteur de l'Atlas a été un vrai géognoste de l'école wernerienne. Mais, dans les écrits de Gimbernat, au côté des termes géognosie, géognoste et l'adjectif géognostique qui s'applique a des sujets comme des principes, considerations, relation, conformation, carte, plans (17 cites), ii apparait le terme géologue et l'adjectif geologique appliqué aux districts et observations (11 cites), et c'est pour la premiere fois que ces termes-ci ont été adaptés en langue espagnole. Si l'on compare la fréquence des termes géologue et geognoste, la preference du premier sur le second est claire (9 et 2 fois, respectivement); surtout dans les textes espagnols. Ii parait que 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 ii doit elargir sa vue sur les grandes masses, et c 'est la connaissance de la nature ce qui doit être l'objectf principal de ses observations. (Gimbernat 1804) Ce qui dtait aussi l'objectif du géognoste. Sans doute Gimbernat a emprunté le terme géologue de Saussure, qui a étd le premier a l'utiliser dans un sens concret (les instruments nécessaires au geologue voyageur). Aussi Dolomieu, pour qui le géologue est un naturaliste, ii doit être minéralogiste, et ii es essentiellement un Lithoclaste, ou rompeur de pierre (cites d'Ellenberger 1994) Quelques auteurs faisaient la difference entre géologie et géognosie. De Luc et Saussure avaient lance le premier vocable comme equivalent possible de la cosmologie terrestre. Pour Werner les deux termes sont différents et complémentaires : la géognosie était une discipline ou méthode d'observation, ce qui serait equivalent d'une sorte de géologie structurelle descriptive (les géognostes décrivent la conformation geognostique des terrains a travers des relations, considerations, cartes et plans geognostiques), tandis que la géologie était réservée aux speculations théoriques sur 1' origine de la terre.

Mais pour quelqu'uns, tels que Maclure, la géologie et la géognosie étaient des termes 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 Géognosie, 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 postérieure aux écrits de Gimbernat. De ce fait, c ' est seulement au très large sens qu' on peut dire qu' il fait de la geologie ; si 1' on veut parler strictement, ii doit être attaché a 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 cornmande royale. Cette affirmation a porte aux auteurs espagnols a croire que fut le Roi Charles 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 zèle scientifique, et par extension, tout le pays par son effort en faveur d'une si haute entreprise: 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 états européens, et ce constitue un volet de gloire pour eux et pour notre patrie. Les Alpes avaient été visitées auparavant par plusieurs naturalistes, mais toujours de leur propre initiative, sans aucun caractère officiel. Gimbernat a fait la même chose par ordre de son Gouvernement et aux dépenses de 1 'Etat espagnol, pour lequel ce voyage fut un veritable sacrifice, compte tenu de la disette qu' ii éprouvait; et voilà une circonstance très remarquable. (Barreiro, 1992, annex 14) Dans ce même sens, Mme Parra, del RIo (1993) a fait aussi de la cartographie géologique de la Suisse un affaire d'Etat: A i'origine du texte se trouve l'autorité souveraine de Charles le IV 1...] Les Pianos 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 ordonné 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 la dédicatoire 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'il n'y a aucun document que dérnontre l'intérêt royal par la géologie de la Suisse ; mais un tel intérêt nous apparaIt comme fort improbable, compte tenu que l'Espagne n'avait aucune prétention sur le pays helvetique (et ceci marque la difference avec le voyage 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 corn missions 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 en sciences naturelles (rappelons-nous que l'auteur de l'Atlas nous dit qu'il voyageait par ordre du Roi, et cela c'est exact). Mais ii rendit autres services a la couronne, en lui rapporter des informations utiles sur les rdcentes découvertes technologiques d'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 mission de Gimbernat avait un vrai intérêt public. On ne peut pas douter que Gimbernat avait des objectifs personnels, parmi lesquels l'intérêt pour des questions scientifiques, par exemple les sources thermales - avant se rendre en la Suisse, il avait étudié les gazes des eaux thermales dans les bains d'Aix-la-Chapelle -, cc qui démontre qu'il allait plus au-delà des commissions royales ; or, 1' étude géologique des Alpes bien pourrait être un des travaux effectués de sa propre initiative, sans doute suggéré ou motive par le 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'une commission 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'introduction a l'Atlas qu'il declare que son objectif principal était de démontrer la validité des principes 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 determiner la structure physique de cette chaIne là, au moyen des lumières de la Geognosie perfectionné par les découvertes de Werner très-peu connues lorsque Saussure écrit ses Voyages. Après parcourir les montagnes de la Saxe et la Bohème, oà Werner afait les observations sur lesquelles ii a fonde sa Philosophie Géognostique, 1 'étude de la structure alpine a été pour moi une entreprise très importante afin d'éprouver si la doctrine du professeur de Freiberg est conforme a nature ou seulement adaptée a celle dupays d'origine 1...] les observations quej'y aifait 1...] m'ont donné une idée assez dfférente de sa structure, et m 'ont démontré que les principes géognostiques de Werner se sont vérfiés dans les Alpes aussi qu 'en Saxe, donc us sont conformes a la nature. (Gimbernat, 1804) Queiques auteurs ont soupconné que la cartographie de la Suisse était le principal objectif de Gimbernat. Ii faut rejeter cette idée : nous venons de voire que la carte géologique n'est qu'un annexe des proflis ; moms encore la cartographie géographique serait le principal objectif de 1'Atlas : ii existait déjà a i'époque— au moms partiellement pubiié - un Atlas cartographique de la Suisse a l'échelie 1:120.000, très supérieur a les cartes utiiisées par Gimbemat.

Enfin, la dédicatoire a Godoy contenue dans la carte imprimée nous indique la volonté indiscutable de dédier cet Atlas au ministre, et peut être ceci fut l'objectif principal de Gimbernat : faire un don exquis a son protecteur et lui démontrer être digne de sa confiance comme second directeur du Cabinet des Sciences Naturelles.

Maiheureusement, la chute de Godoy et de la monarchie de Carios IV arrêta brusquement la suite des travaux, qui restèrent de ce fait inachevés.

Les <<Pianos geognosticos de los Alpes y de la Suiza >>, un ouvrage essentiellement 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'hui dans le Musée des Sciences Naturelies de Madrid, qui contient sept planches (six profils et une carte géognostique) et un mémoire expiicatif.

La découverte a Barcelone d'un reste d'un des exemplaires des <<Pianos >> porte a 4 le nombre des exemplaires imprimés de cet ouvrage connus jusqu'ici. Etant tous eux différents, donc ii s' agit des vraies épreuves d' artiste, ia comparaison entre ces exempiaires nous permet les ordonner an sens de son majeur achévement, c'est a savoir: Madrid, Barcelone, Bale et Munich.

L'édition de l'ouvrage fut arrêtée a la suite de la chute de la monarchie espagnole en mars 1808. En ce moment-là uniquement la gravure de la carte était entièrement achevée, tandis que sur les planches des profils on n'arriva pas a y graver les noms des unites géoiogiques. Lesqueis y furent ajoutés manuscrits en langue allemande sur trois des quatre copies d'artiste (exemplaires de Barcelone, Bale et Munich). Le texte du mémoire ne fut jamais imprimé.

L'auteur du Atlas décrit avec souci la petrologie des roches et son contenu minéralogique (notamment dans le massif du Saint Gothard), mais a peine fait mention des < pétrifications >> ou fossiles organiques. Ii s'aperçut des répétitions des roches 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 en relief. Ces profils coupent les structures perpendiculairement et ils n'ont pas été distribués de façon reguliere sur le territoire, mais us se groupent deux a deux : sur le massif du Saint Gothard, la vallée de Chamonix, et 1' Oberland bernois. La diversité lithologique et la structure en éventail des terrains primaires y sont représentées, ainsi que 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 granitique 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, avec la 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 considère vérifiée la succession lithostratigraphique et chronologique universelle proposée par Werner: terrains anciens (Urgebirge), de transition (Uebergangsgebirge), terrain secondaire fossilifère (Flotzgebirge), formation tertiaire et alluvions ; et roches qu'on les suppose volcaniques. La diversité lithologique au sein des unites, la répétition des couches, le gypse qui existe parmi les matériaux anciens ne posent pas en question cet schema 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 que les couches inclinées auraient précipité originellement dans cette position, en s'adaptant aux reliefs sous-jacents.

L'histoire de la terre est interprétée tel qu'il le veut l'idéologie neptunienne : formation in situ des roches et des montagnes dans un ocean primordial qui montre une evolution 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 un modèle 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 universelle et les interpretations absolument neptuniennes. C'est dans ce schema que certains 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 tient compte a l'impossibilité de lever la carte geologique de tout le pays au cours d'un seul parcours d'à peine trois mois de durée, on doit admettre que la carte de l'Atlas n'est pas fait de sa main. Ce qui découvre la possibilité que Gimbemat avait un collaborateur, peut-être un géognoste de l'école wernerienne ; cela expliquerait d'un côté l'orthodoxie aussi méthodique qu'idéologique de l'ouvrage (n'étant Gimbernat un disciple de Werner), et de 1' 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 exclusivement attribuables a Gimbernat, si l'on admet la participation d'un collaborateur géognoste. En tout cas, ii faut rejeter pour Gimbernat une formation dans les écoles anglaises 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 ait décidé démontrer ses connaissances et son adéquation au poste de second directeur du Cabinet Royal pour lequel ii fut nomme cinq ans auparavant. Ses propres observations sur le tenain faites au cours d'un itinéraire (peut-être suggéré par Werner), l'existence préalable d'une masse de connaissances sur Ia géologie des Alpes (parmi lesquelles une carte 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 raison de sa poste. Mais la défaite de la couronne espagnole en mars 1808 laissa a jamais inachevée ce magnifique et rare ouvrage lorsque son edition se trouvait fort avancée.

Aragonès, E. (sous presse). <<Un dels perfils geolOgics del Alps gravats per Carles de Gimbernat, trobat al Museu GeolOgic del Seminari de Barcelona >>. Batalleria, 11.

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Bofill, A. 1885. << Visita oficial al Museo de Historia Natural del Seminari Conciliar de Barcelona dia 11 de Janer de 1882 >>. ButlletIde l'Associació d'Excursions Catalana, 7 (79) : 74-80.

Ebel, J.G. [1795]. Instructions pour un voyageur qui se propose de parcourir la Suisse (2 vols). Nous avons consulté une version tardive de cet ouvrage : Manuel du voyageur en La Suisse. Ouvrage oil 1 'on trouve toutes les directions nécessaires pour recuillir tout lefruit et toutes lesjuissances quepeut sepromettre un étranger qui parcourt ce pays. Paris, Langlois, eds 1818 et 1824. Avec une carte géographique de la Suisse.

Ebel, J.G. 1808. Ueber den Bau der Erde in dem Alpen-Gebirge zwischen 12 Langenund 2-4 B reitengraden ; nebst einigen Betrachtungen über die Gebirge und den Bau der Erde überhaupt mit geognostischen karten. Zurich, Orell FUssli, 2 vols+atlas. Avec une carte et des profils géologiques de la Suisse.

Ellas de Molins, A. 1889. Diccionario biografico y bibliografico de escritores y artistas catalanes del siglo XIX (Apuntes y Datos). Barcelona, F. Giró (vol. 1) et Calzada (vol. 2).

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APPENDICE 1. Calcul des échelles des profits Proffi du Saint Gothard

Indiquée a Echelle horizontale h Echelle verticale v Distorsionv/h

Réelle b

Reduction

Gravure (1806)

Original_(1804) Ecart c=bla

1:45.000 1:30.000 1:30.000 1:24.000 1:25 1.5

1.5 1.25 -

Indiquée d

Réelle e

f=eld

Indiquée d/a

Réelle eTh

1.12 1.01 -

0.56 0.50 -

0.42 0.40 -

Ecart

1:80.000 1:71.000 1:60.000 1:59.000 1.33 1.2

Profil du Märenhorn

Indiquée a Echelle horizontale h Echelle verticale v Distorsion v/h

Réelle b

Ecart c=bla

1:55.000 1:50.000 1:35.000 1:35.000 1.57 1.42

Reduction

Gravure (1806)

Original_(1804)

1.1 1.0 -

Indiquée d

Réelle e

f=eld

Indiquée d/a

Réelle e/b

1.0 1.26 -

1.09 0.61 -

0.83 0.77 -

Ecart

1:60.000 1:60.000 1:57.000 1:45.000 1.05 1.33

Profil du Finsteraarhorn Original_(1804) Indiquée a Echelle horizontale h Echelle verticale v Distorsion v/h

RéeIle b

1:50.000 1:47.000 1:37.000 1:38.000 1.35 1.24

Reduction

Gravure (1806)

Ecart c=bla

1.06 0.97 -

Indiquée d

Réelle e

Ecart f=e/d

Indiquée d/a

Réelle eTh

1.06 1.03 -

0.62 0.62 -

0.62 0.63 -

1:80.000 1:75.000 1:60.000 1:58.000 1.33 1.29

Profil du pic de Tour Original_(1804) Indiquée a Echelle horizontale h Echelle verticale v Distorsion v/h

Réelle b

1:45.000 1:57.000 1:50.000 1:50.000 1.14 0.90

Reduction

Gravure (1806) Ecart c=b/a

Indiquée d

0.79 1.00 -

1:44.000 1:62.000 1:57.000 1:57.000 0.77 1.09

Réelle e

Ecart f=eld

Indiquée d/a

Réelle eTh

0.71 1.00 -

1.02 0.88 -

0.91 0.88 -

2. Localités citées dans les Textes (X) et figurées sur les proffis (Y = manuscrit; Z = imprimé)

7-

Mémoire 1804 Toponyme

Sujet

Aben-Berg, mont Aigle, pays Airolo,vallée Allagne Allamogne (Jura) Alpe Soreccia Andermatt Anniviers, vallée Arve. vallée Arpénas, cascade Baden (Autriche) Badus (mont) Ballenberg Balme (Col) ale aveno(mont) eatenberg, mont ellinzona B1pberg, mont 'tzberg, mont em ex ienden, vallée oltigen, mines onneville orgo di Val Sogana ornes, vallée eitenbrunn (S axe révent, mont révent, chaIne révent, chéminées rienz, lac oissons, glacière uet, pic Campolungo, col Canaria, vallée Casselruch Casteihorn Chamonix Chamonix, vallée Chamonix, aiguilles ______________ Cpp,jui]Je Chevonico [Chironico) Chillon, Aigle Cluse Colombier, mont.

Confignon, torr.

Form. sécondaire _______________ Gypse Mines Cu Carrières calcaire Veine minéralisée Serpentines Mines Co _________________ lissements Calcaires Vrehnite, epidote Plissements Schistes argileux Repére Granit Mines charbon Granit schisteux Huitres marines ________________ Observatoire alines, gypse Minéraux Mines Grés micacé tructure Mines houille Vrehnite panorama '3neiss, schistes ___________________ Second. horizontal _________________ 9168 p.Schistes argileux Dolomie Gypse Porphyire rémanié _______________ _______________ Erosion des schister Granit schisteux Plombagine Schistes,gneiss ctaurolithe, Sappare Grauwacke Plis Plis calc. transition Tertiaire

M

7

-

G

X X

X X X X

X Y

X

X X X X X

X XYZ X X

X

XYZ X

X X

X

X

X X X

X X X X X

X XYZ

X X

X X

X X

X X X

XYZ X

XY

X

XYZ X X X X

X X X X YZ

X X X

XYZ X

X XYZ X

X XY

X

X X

-

Mémoire 1804 Toponyme

Sujet

Coire Constanze Dazio Darlingen Dent de Morcies Dent du Midi Derbignon Diablerets Eiger Falkenalpi Fascia, vallée Faucigny, mines Faulensee Fieudo, mont Finsteraarhorn, pie Formazza, vallée Fribourg, canton Frutigen, mines Furka, pas Gemmi, pas Genève Genève, lac Genève, vallée Gessenay, mont Glans Gletscherberg Grand St Bernard Grand Salève Gnimsel, pas Grindeiwald, montagnes Grund Guttanen, vallée Habsburg, château Hall (Tyrol) Hash, vallée Hohgant, pie Hogstethen Horgen Im-Grund, vallée Horndel (Tyrol) Intra Jungfrau, pie Jura, massif Justis-Thall Kaserthall

________________ Repère 3035 pieds _______________ 8951 pieds _______________ Grauwacke Pie 9600 pieds Cale. transition _______________ Structure Mines houille Gypse Cristal adulaire 13234 p.

Laufenburg Lauterbrunnen Leventina, vallée

Mines gypse Mines houille ________________ Transition Conglomérats, tertiaire Calcaires sécondaires Couches vérticales Terrain salifere Calcaire transition Repère Mines Calcaires verticales Schistes, syénites Calcaire transition Roches primitives Roches primitives Gypse tertiaire Muriacite Schistes calcaires Form. Sécondaire Gypse Charbon tertiaire Schistes Schistes Trap, basalt ________________ Calc. sécondaire Form. Tertiaire Mineraux Gypse Granit (Inf. Gruner) Mines Pb Granit schisteux

M

-b-

__

-- -- --

--

G

X X XY Y

X

X X X X X

YZ XYZ

X X X X X

X X X X

XYZ

X XYZ X X

X X

X X

X X X X

X

X X

X X

X X

X X X XYZ X X X

XYZ XYZ

X X XYZ X X

X X

X

X XYZ

X X XZ X X

X X

XZ

X

X

Mémoire 1804 Toponyme

Sujet

Lötschental Lonwerz, lac Lucendro, lac Macugnaga, mines Maggiore, lac Mahrenhorn, pie Martigny Meiringen Meran (Tyrol mend) Mergozzo Mettenberg Midi,aig.

Mole, mont

Schistes, Mines Pb Mines charbon, Fe Granit schisteux Mines Au Granit Syénite _______________ Calcaire transition Porphyres Trap Calcaire transition 12054p;GneissFe

Mont Blanc Monte Piatina Monte Rosa Mormé Moutiers Muhlithal, vallée Musocco, vallée Neuchatel Neumark Niessen, mont Oberland, massif Oberalpe, ton.

Odenburg (Hung) Oeninguen (Schaff.)

Orsières Orteler (Tyrol) Parassi Pergine (Tyrol mend) Petit Salève Piatina, mont Pissevache, cascad Plowen-Grund (Saxe Poleggio Pormenaz Prato Reuss, source Rhin, fleuve Rhone, fleuve Ridda Ritom, lac Saint Brancher Saint Gothard, massif Saint Maurice Salève, mont Sallanche Salle, mont Salzburg (Autriche Schipsius Schwyz

2450 tois. Repère ______________ Gneiss, granites Grés micacé Salines Minerai Fe _________________ Repère Porphyres Form. Tertiaire ___________ Minéraux Granites, gneis Pétrifications Petrosilex Dolomies Mines Fe Basalte, granit Grès de verrier ______________ Granit Syénite Granit schisteux Mines Repère Granit schisteux ______________ Gypse Gypse _______________ Mines Pb, Co Gneiss, Granit schist.

Grauwacke Tertiaire Pus, caic. transition Calcaire transition Salines 9293p. Panorama Calcaire transition

M

-- -- -i--

- --

j-

G

-i-

X

X X X X X

X X XYZ

X X X X X

5788 p Calcaine transition

X

X

XYZ

X X

XYZ X

X

X

X

X

X X X X X X X X X

X

X X

X

X X X X X X X X XY

X

X X

X XY X X X

XYZ

X X X

X

X X X

Y X

X

X

X

XYZ X XZ

X x

X X X

XYZ X

Mémoire 1804 Toponyme

Sujet

Scopel Sella Schafthausen Servoz Servoz, fleuve Simmenthal Simplon, pas Sion Soleure Spietz Talefre, aiguille Tannenhorn Tauresthall, vallée Tessino, sources Tessino, fleuve.

Thun Thun, lac Tirol Tour, aiguille Tour, hameau Tramorcio, pas Tremola, vallée Trient Triften, glacier Troud' Uri Tschangnau Tschuggei, mont Unterwalden Urseren, vallée Vadeaux Valengin Vallais, vallée Vallorcine, vallée Varens, aiguilles Vaud, canton Veduse, pas Vernier, nv.

Viescher-Horner Walliser Weiler-Staude Winterthur, canton Yverdon Zillertal Zum Dorif Zurich Zurich, canton Zweiluschinen

Mines Cu _______________ ________________ Mines Trap transition Terrain salifère Caic. saline ; veine Gypse Repère Gypse Dissemination Mo Form. Sécondaire Granit schisteux ______________ Repère Plis Schistes Gneiss, caic transit.

Gypse _______________ _______________ Grauwacke ________________ ____________ ________________ _______________ Calcaire transition Schistes Charbon tertiaire Repère ___________ Poudingues, trap Calcaires transiton

M

—i-- —i--- —a—

—i--

—i--

G

X XY X X X X

X X X

X

X

X X XYZ X X X

XY

X

X X

XYZ XYZ

X XYZ

X X

XY X X

X XY Y XYZ z XZ

X

X

X

X

X

X X X X X

XYZ X X

________________ Tertiaire Inaccessible Schistes Minéraux _______________ Repére Schistes Pierre olaire Repère Mines gypse

X X X

YZ X X X X X X X X Z

3. Roches et minéraux de Gimbernat dans le Musée d'Histoire Naturelle de Madrid, d'après un inventaire fait par Donato Garcia en 1820 A. Cadre synoptique des envois de Gimbernat au Cabinet Royal Identification N°

Référence ancienne

Origine

________

___________

Date Exemreception plaires

18

CG n° 1 Gimbernat 23/07/04 54 _________ ________ ________

19

BD n° 2 Bruxelles _______________

Localités citées

______ Date récolte probable

Munich, Caach ? Lago de Volcaniques Lochesmar, Andernach, Monte [18021 __________ Cich, Vesubio, Rhin

-

121

Minéraux utiles

-

47

Divers

Bruxelles, Aix la Chapelle

[18011

10

Lignite

Leipzig

[1803]

CG n° 4 Gimbernat' 23/07/04' 107 _________

Divers

Monte Meissen, Maguncia, Monte Tauno, Main

[1802]

20

CG n° 3

21

BC n° 4

22

Types des roches

Caractéristiques

Bruxelles

Gimbernat 1 23/07/041

Aix la Chapelle, Meisser, Lieja [18011

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 contiennent 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 comun Roca caliza, dos egemplares Feispato en masa Tierra alumbrosa Trap, cinco egemplares Pizarra arcillosa.

Porfidos, siete egemplares separados Pizarra 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 cajĂłn son minerales del Sr Gimbernat que contienen rocas de gres, porfido y basalto, ĂĄtiles para colecciones particulares.

Sienita un ejemplar.

Granito id.

Gneis dos ejemplares.

Feldspato un ejemplar Arenisca 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 particulares. Nota de este cajon se ha sacado otro pequeĂąo que contiene muestras de herraduras remitidas de Berlin.