GEOLOGÍA

Historia Geológica

La historia geológica de Navarra puede dividirse en dos capítulos principales; el ciclo hercínico y el ciclo alpino. La historia anterior al Ordovícico (hace 500 millones de años) es desconocida en Navarra. El ciclo hercínico puede estudiarse en los macizos paleozoicos, que es donde afloran los terrenos anteriores al Pérmico, período con que se inicia el ciclo alpino. Los movimientos caledonianos no han dejado la menor huella en esta zona, en la que hay una perfecta continuidad desde el Ordovícico al Carbonífero, sin que se hayan producido discordancias de importancia.

El Ciclo Hercínico

Dado lo limitado del área en que puede estudiarse es difícil establecer la Paleogeografía. Los depósitos que aparecen asta el Carbonífero son sedimentos de plataforma y, como veremos, pueden presentar diferentes facies localmente, pero, todo lo más, permiten adivinar cuál podía ser la plataforma interior y hacia donde caía la exterior.

El Ordovícico ocupa una extensión muy limitada que no da lugar a cambios de facies. Fuertemente detrítico en la base, la sedimentación va haciéndose más fina con el tiempo, indicando una suavización del relieve en el continente (en aquellas épocas, además, la sedimentación reflejaba los cambios de relieve con mucha mayor precisión, al no haber aparecido aún la vegetación terrestre protectora de la erosión).

Durante el Devónico, que ocupa un área más amplia, ya pueden distinguirse una zona más detrítica al SO, con arrecifes, es decir, poco profunda y, otra con subsidencia más rápida al NE. Se producen pequeños desequilibrios que provocan deslizamientos, originando niveles de brechas. La cuenca se va haciendo más profunda, apareciendo niveles turbidíticos.

En el Devónico superior, de pronto, la sedimentación se hace muy detrítica, lo que indica un relieve más fuerte en el continente. La cuenca se va rellenando, apareciendo depósitos someros con colores abigarrados, con los que se realiza el paso al Carbonífero.

En este último se diferencian claramente dos áreas, Quinto Real y Cinco Villas. En este, sobre unas calizas, probablemente devónicas, hay una potente serie turbidítica sinorogénica, que se extiende más tarde a la zona de Quinto Real.

Es el principio del plegamiento que va a afectar fuertemente a Navarra, produciendo estructuras con dirección N-S volcadas hacia el Oeste, con cabalgamientos y con escamas alóctonas.

Toda el área queda emergida y sometida a fuerte erosión. El relieve se suaviza y se originan extensas zonas pantanosas con exuberante vegetación, bajo un clima ecuatorial, que darán origen a depósitos de hulla; el único resto que queda en Navarra se encuentra en Ibantelli (pueden recogerse restos de frondas de helechos fósiles en la escombreras de la mina de carbón abandonada).

El Ciclo Alpino

Se inicia en el Pérmico, con el desmantelamiento por la erosión de la cordillera recién formada. Se produce el relleno de las cuencas formadas con materiales de zonas próximas. Los depósitos son rojizos, debido al agresivo clima tropical reinante. Hay volcanes que dan lugar a coladas de lava bajo el agua (basaltos espilíticos interestratificados).

El mar vuelve a invadir progresivamente todo el territorio. Conglomerados y areniscas rojas, a los que siguen terrenos más arcillosos (Buntsandstein) y, por último, dolomías y calizas (Muschelkalk) dan idea de esta trasgresión marina. Esta sucesión estratigráfica indica también la paulatina desaparición del relieve.

Al final del Triásico medio se inicia la retirada del mar. El territorio queda cubierto por un extenso lago salino sometido a una fuerte evaporación con clima tropical árido. Se depositan arcillas rojas y verdes con algún nivel de caliza, yesos y sales (Keuper). Estas condiciones perduran hasta el Rético.

En este se verifica una nueva trasgresión marina que invade el territorio desde el Oeste. Esta vez no llega a cubrir toda Navarra pues queda emergida la parte oriental (Umbral del Alto Aragón). La apertura de los lagos del Keuper al mar se hace sin producir trastornos (dolomías bandeadas del Rético). La situación al final de la trasgresión ha sido representada en el correspondiente esquema paleogeográfico. El clima se hace húmedo, aunque sigue siendo cálido. Esta situación continúa hasta el Jurásico medio.

La nueva regresión se inicia con sedimentos de menos profundidad, surgen arrecifes en Aralar, y progresivamente el mar abandona el terreno. Solamente queda cubierto el cuadrante NO por lagunas litorales, emergiendo el resto. Durante la regresión se producen algunas discordancias y cuando el mar vuelva a invadir el continente la disposición de las cuencas habrá cambiado. Es posible que esta regresión esté en relación con la apertura del golfo de Vizcaya. El clima no sufre un gran cambio. Hay plantas resinosas (restos de ámbar en Aralar).

En el Aptense se inicia una nueva trasgresión. La zona ocupada por las lagunas costeras se ve invadida por un mar poco profundo en el que pronto se instalan edificios arrecifales. Entre los arrecifes se depositan arcillas arenosas negras. El fondo es subsidente, de forma que se deposita una serie potente de sedimentos de poca profundidad. La vida de los arrecifes viene condicionada por la falta de turbidez de las aguas, de modo que un aumento de sedimentos terrígenos puede condicionar su existencia. Este aumento se produce en el paso al Albense en que, al mismo tiempo, aumenta la subsidencia, lo que, en conjunto, provoca la desaparición de los arrecifes, excepto en puntos aislados, como San Miguel. Todo esto es el inicio de los movimientos Aústricos. En la parte Sur, se producen depósitos deltaicos (Estella-Alloz-Sur de Pamplona), mientras que en la zona septentrional (Leiza) hay unos depósitos potentes de margas en régimen reductor (condiciones euxínicas).

Se inicia el Cretácico superior con la fase principal aústrica. Una serie de fallas origina la compartimentación del zócalo paleozoico, que origina los macizos palcozoicos, responsables del modelado actual. Son fallas E-O y NE-SO. Estas últimas se habían iniciado ya en el Albense, provocando una de ellas el cebado de las chimeneas salinas (diapiros Estella-Elizondo). El macizo de Cinco Villas cabalga al Sur sobre la zona de los mármoles. Un magmatismo ácido produce el metamorfismo que da lugar a la marmorización, y es posible que esté en relación con la formación de los distintos yacimientos de origen hidrotermal de los macizos paleozoicos.

El relieve producido en el área de los macizos es rápidamente desmantelado por la erosión, iniciándose el relleno de las cuencas formadas con los materiales arrancados de áreas cercanas. Una amplia trasgresión marina anega el umbral del Alto Aragón. La distribución de tierras y mares ha cambiado. El macizo del Ebro está emergido; hacia el Norte, toda la zona ocupada recientemente por el mar constituye una amplia plataforma donde se depositan calizas; y en la zona noroccidental se forman cuencas más profundas en las que pronto se extiende la sedimentación turbidítica de las cuencas guipuzcoanas.

La situación se mantiene durante gran parte de Cretácico superior. A las calizas de la plataforma suceden margas pero no se producen cambios profundos, hasta el Maastrichtiense en que se inicia una nueva regresión. Aumentan los aportes detríticos, depositándose calizas arenosas, areniscas y conglomerados en la plataforma. Al llegar al Paleoceno cesan los aportes detríticos, que se limitan a los depósitos de arcillas rojas y verdes en lagunas costeras en el litoral (facies garumnense de las Sierras), y en el resto se depositan dolomías y calizas dolomíticas. Posteriormente se hunde la parte septentrional de la cuenca, iniciándose los depósitos turbidíticos que pronto alcanzan gran extensión. Más al Sur, en la plataforma se depositan calizas. El hundimiento progresivo de la cuenca turbidítica produce frecuentes desequilibrios que originan deslizamientos submarinos (slump) y las barras calizas que se intercalan en el flysch.

En el Luteciense se puede apreciar ya en las Sierras la iniciación del plegamiento. En la parte septentrional de la cuenca desconocemos su evolución por haber sido erosionados los depósitos del Eoceno medio y superior. En el Biarritziense, tras unos niveles de calcarenitas, se producen depósitos de margas con niveles turbidíticos intercalados que representan la parte externa de un extenso delta situado más al este.

El Eoceno superior se inicia con una regresión que origina localmente discordancias, para volver pronto a los depósitos margosos. En el Eoceno terminal, el mar se retira hacia el NO. En el borde meridional de la cuenca queda una extensa zona con un mar restringido, comunicado deficientemente con el mar abierto, en la que se originan depósitos salinos producidos por la intensa evaporación. En ella se formarán los depósitos de potasa.

En el Oligoceno el mar se retira definitivamente y, sobre la cuenca salina, se instala un lago que se extiende hacia el Sur. Al Este y al Oeste recibe aportes fluviales.

Emerge la cordillera pirenaica, iniciándose el desplazamiento hacia el Sur de una serie de escamas alóctonas, en relevos. Al final del Oligoceno (Chattiense) se produce un desmantelamiento intenso de la cordillera recién formada, que continúa en varias pulsaciones durante el Mioceno. Mientras tanto el macizo del Ebro se va hundiendo, recibiendo aportes sedimentarios del Norte (Pirineos y Cordilleras Vasco-Cantábricas) y del Sur (Cordillera Ibérica). Cada pulsación origina conos o abanicos de deyección en los bordes de la cuenca, que dan lugar a la formación de conglomerados, y ríos meandriformes entre estos y el lago que ocupa el centro de la cuenca, en el que con frecuencia se depositan yesos.

Durante el Mioceno continúa el desplazamiento de las escamas alóctonas hacia el Sur, originándose avances diferenciales que dan lugar a una serie de escalones en el frente de cabalgamiento, produciéndose el cabalgamiento hacia el SE de la sierra de Alaiz, o el fraccionamiento de la sierra de Cantabria, La Población, Codés, Costalera. Probablemente es también en el Mioceno cuando se inicia la formación de los anticlinales con núcleo de yesos en la Ribera. Una fase posterior de distensión origina la formación de fallas E-O y el hundimiento de algunas dovelas (El Perdón, Aguilar de Codés). Los desplazamientos de yesos y sales, no sólo originan anticlinales halocinéticos, como los de La Ribera, sino que pueden emerger a lo largo de fallas (Monreal-Sengáriz o Puente la Reina-Alaiz).

Durante el Plioceno y Cuaternario se verifican fundamentalmente procesos de erosión, condicionados en el último por los bruscos cambios climáticos originados por las glaciaciones.

Navarra ofrece, desde un punto de vista geológico, la misma diversidad que su relieve (al que condiciona la estructura geológica), su clima o su flora. Están representadas en ella todas las épocas geológicas, desde el Ordovicico hasta los tiempos actuales. Su litología es variadísima, sobre todo en lo que concierne a las rocas sedimentarias, sin dejar de estar representadas también con cierta amplitud las ígneas y metamórficas. En su historia geológica, que es muy compleja, se han dado prácticamente todos los ambientes sedimentarios, tanto marinos (depósitos batiales, de talud continental, de plataforma, con ambientes arrecifales, litorales, deltaicos, salobres, etc.) como continentales (fluviales, fluviolacustres, eólicos).

Situada a caballo entre el Pirineo y la Cordillera Cantábrica, con casi su mitad meridional sobre el Macizo del Ebro y llegando hasta el borde del Sistema Ibérico, su estructura es muy variada, pues participa de las características de cada una de estas unidades.

Por todo ello, se comprende que, estando dotada, además, de buenas comunicaciones, resulte una provincia especialmente atractiva para quien quiera aprender Geología, pero, en cambio, sea muy difícil tratar de describir resumidas en unas pocas páginas sus características geológicas.

Es frecuente dividir la provincia en distintas unidades geológicas que abarcan áreas con una cierta unidad estructural y que tienen una historia geológica semejante. Esta división da lugar a cinco áreas distintas, que son las siguientes:

Zona pirenaica.
Zona cantábrica.
Zona de transición, situada entre las dos anteriores y que comprende la terminación occidental del Pirineo.
Macizo del Ebro, en el que se ha incluido la zona de Fitero, que pertenece a la Ibérica.
Macizos paleozoicos de Cinco Villas-Aya, Quinto Real y Oroz-Betelu.

Zona pirenaica

Comprende la parte nororiental de Navarra influida fuertemente por el Umbral Altoaragonés. Su estilo tectónico es pirenaico: estructuras largas con clara vergencia al Sur. Los terrenos que afloran son alóctonos, desplazados hacia el Sur.

Estructura. El conjunto forma una unidad aláctona con estructuras ESE-ONO de vergencia sur, muchas de las cuales se prolongan en Aragón. En el límite con Francia se conserva un klippe (pico de Lácora) que forma parte de otra unidad deslizada enraizada en Santa Engracia.

El deslizamiento de la unidad hacia el Sur ha producido pliegues volcados y cabalgamientos en el área más septentrional, pliegues asimétricos (anticlinales de Belabarce y Ezcaurre) y cabalgamientos (Isaba, Urzainqui y San Miguel) más al Sur, suavizándose las estructuras más adelante, para volver a hacerse violentas en los cabalgamientos complejos de las sierras de Idocorri e Illón y en la de Leire, que forma el frente de la unidad.

Las estructuras van suavizándose paulatinamente hacia el O, como puede verse en los cortes seriados de la sierra de Leire, al mismo tiempo que sus ejes se hunden progresivamente en esa misma dirección.

Las estructuras pueden observarse fácilmente en las zonas en que la erosión ha alcanzado los niveles duros calizos, tanto de los olistostromas eocenos (sierra de San Miguel, como de los del Eoceno inferior y Paleoceno (Leire, Idocorri, Illón, Ezcaurre, Abodi) o del Cretácico (Larra) ya que el flysch y las margas son difíciles de ver. Al estar ocupada la mayor extensión de la zona por el flysch, que es bastante homogéneo desde el punto de vista mecánico y, por tanto, no ofrece niveles diferenciales frente a la erosión, predominan los valles perpendiculares al Pirineo en los que los ríos han excavado profundos tajos en los niveles calizos que proporcionan una visión espectacular de las estructuras. Para observar estas es especialmente interesante recorrer el valle del Esca, desde Salvatierra hasta la frontera.

Zona vasco-cantábrica

Comprende la parte noroccidental de la provincia, quedando limitada por el Este por un importante accidente, jalonado por diapiros, que va de Estella a Elizondo. Por el Sur comprende las sierras de Dos Hermanas y Cantabria y, por el Norte, queda limitada por el macizo de Haya.

Pertenece tectónicamente a la zona Vasco-Cantábrica estando presentes en ella las distintas unidades del Arco Vasco. La vergencia cambia de ser al Sur de la parte próxima a la depresión del Ebro a ser al Norte entre la Barranca y el macizo de Haya.

Estructura. En esta zona se pueden distinguir una serie de unidades, que, de Norte a Sur, son las siguientes:

Depresión Oiz-Beasáin.
Situada junto al macizo de Aya-Cinco Villas, ocupa los valles de Santesteban y Basaburúa Menor.
Está cabalgada desde el Norte por el macizo paleozoico y, desde el Sur por la “zona de los mármoles” que forma la alineación Lizarza-Almándoz que limita meridionalmente a la depresión. En conjunto forma un estrecho sinclinorio relativamente complejo en su parte oriental.
Sinclinorio Araiz-Ulzama.
Correspondería al sinclinorio de Vizcaya en el Arco Vasco. Limita con la unidad anterior, a la que cabalga, y por el Sur con la de Aralar.
Su estructura es la de amplios sinclinales separados por anticlinales muy agudos cabalgantes, con dirección general E-O, interrumpidos por fallas NNO-SSE y NNE-SSO que desplazan las estructuras.
Tanto los cabalgamientos como las fallas transversales, se encuentran inyectados por las arcillas y yesos del Keuper, con ofitas.
Las vergencias cambian. Son al Norte en la parte occidental, pero predominan las al Sur en la mayor parte de la unidad.
El borde septentrional está constituido por la interesante “zona de los mármoles”. Se trata de una zona que ha sufrido cierto metamorfismo, que ha marmorizado las calizas jurásicas y urgonianas. El conjunto forma un amplio cabalgamiento de edad pirenaica, hacia el Norte, pero parece apoyarse en un antiguo accidente que formaba un cabalgamiento hacia el Sur, originado en los movimientos Aústricos (Cretácico medio) que fue cuando se produjo el metamorfismo con magmatismo ácido.
Aralar.
Continuación de la segunda orla anticlinal del Arco Vasco (Bilbao-Amboto-Udala-Aitzgorri-Aralar).
Es un anticlinal cabalgando al Norte sobre la unidad anterior. El frente principal de cabalgamiento lo forman las Malloas. Dentro de la estructura existe un segundo cabalgamiento, de orden menor en Odériz.
El conjunto tiene una clara vergencia al Norte. Lateralmente queda interrumpida, al E, por la falla Oderiz-Huici. A partir de esta falla el cabalgamiento toma la dirección NO-SE entre Muguiro y Aguinaga.
El flanco meridional, al Este de Irurzun, vuelca al Sur.
Urbasa-Andía, Lóquiz.
Contrasta enormemente con las unidades anteriormente descritas por la amplitud y suavidad de su estructura. Esta está constituida por un amplio sinclinal (Urbasa) y un anticlinal (Lóquiz) que culmina en el valle de Lana, que está excavado en su charnela. En este anticlinal el flanco Sur es más pronunciado, iniciándose ya la tendencia a la vergencia en este sentido.
La falla de Lizarraga, de dirección más o menos N-S, separa la sub-unidad de Urbasa, que es la que se acaba de exponer, de la de Andía, de características semejantes, en la que la estructura consiste en el sinclinal de San Donato, anticlinal de Ergoyena y sinclinal de Aizpún, que viene a continuación del de Urbasa, hundiéndose a continuación bajo el Terciario continental del valle de Guesálaz. Esta sub-unidad, ya muy influida por el accidente Estella-Elizondo y los diapiros a los que este ha dado lugar se encuentra afectada por una densa red de fallas.
Sierras de Dos Hermanas, Codés y Cantabria.
Forman el frente de cabalgamiento sobre la depresión del Ebro y fosa riojana.
El frente se ve interrumpido repetidamente por una serie de fallas transversales, con desplazamiento levógiro, de forma que queda dividido en una serie de sectores escalonados. La Peña de Lapoblación queda interrumpida por el Este, y se desplaza la estructura a la sierra de Codés, para continuar, tras un nuevo desplazamiento, en Peña Costalera y Dos Hermanas.
El accidente afecta al Mesozoico y Terciario marinos y también a los conglomerados fluviales oligomiocenos, que cabalgan sobre el Mioceno.
Al tratar de la zona pirenaica se ha resaltado la existencia de valles más o menos perpendiculares a las estructuras, que las disectan, permitiendo una clara visión de las mismas. Las condiciones son totalmente distintas en esta otra zona que acabamos de tratar, siendo difícil encontrar cortes que permitan ver las estructuras tan claramente como a lo largo del río Esca. La erosión ha arrasado todo el Paleoceno y Eoceno, excepto en Urbasa-Andía, que forma un bonito ejemplo de relieve invertido, alcanzando las calizas mesozoicas en que se apoya el relieve. En estas condiciones casi todos los valles siguen la dirección de las estructuras y se encuentran pocos que las corten.
La carretera de Oroquieta a Saldías permite ver dos cabalgamientos con vergencia Sur, uno al norte del pueblo, y, el segundo, en la ferrería, y, por último, el frente de los mármoles formando la alineación de cumbres y la depresión con flysch formando el valle de Doneztebe.
El cabalgamiento de Aralar se puede observar bien, en conjunto, desde la primera curva de la carretera de Lecumberri a Pamplona, que permite ver una amplia panorámica. Desde el Km 24 hasta las peñas de las Dos Hermanas se corta una serie bastante completa del Jurásico al Albense, apreciándose bien en este último el carácter lentejonar de los niveles arrecifales.
Ningún barranco corta la plataforma de Urbasa-Andía. Hay carreteras que la cruzan y permiten seguir la estructura y observar interesantes fenómenos kársticos.
El valle de Lana, que ha perforado las calizas cretácicas permite observar el anticlinal de Gastiáin.
El cabalgamiento de la sierra de Cantabria se puede observar en el puerto de Lapoblación a Bernedo.

Zona de transición

Está comprendida entre las dos anteriores. Su límite occidental queda claramente definido por el accidente Estella-Elizondo, pero por el Este pasa gradualmente a la zona Pirenaica, lo que hace difícil poner un límite preciso. En el Pirineo Axial el Paleozoico se sumerge poco antes de llegar a Navarra. Más al Oeste vuelve a aflorar en el macizo de Quinto Real. Es aquí, es decir, al Este de la Fábrica de Orbaiceta, donde P. Lamare pone fin al Pirineo propiamente dicho. En la parte más meridional de la zona el límite estaría en Lumbier, donde se inicia la cuenca Izaga-Pamplona. Las estructuras de gran continuidad de la zona pirenaica sufren curvaturas en dirección SO-NE o NO-SE lo que da lugar a cierres periclinales, cubetas, etc.

Estructura. Toda la zona es alóctona, deslizada hacia el Sur. En ella pueden diferenciarse, desde el punto de vista tectónico, dos unidades principales separadas por los cabalgamientos de Músquiz-Olagüe y Arizu-Guelbenzu, prolongación hacia el Oeste del cabalgamiento Eugui-Roncesvalles. En una de ellas aflora casi exclusivamente el Cretácico y en la otra, el Terciario marino.

La más septentrional se caracteriza porque la dirección de sus estructuras es NO-SE, que, al combinarse con las E-O, más generales, dan origen a cubetas y domos. Una estructura diapírica apoyada en una fractura (Lizaso) separa dos cubetas. La más pequeña, con relieve invertido (Urrizola), está rodeada por el río Ulzama y la segunda más amplia y rodeada por los ríos Basaburúa y Arquil queda limitada, al Oeste, por el accidente de Echalecu, cabalgante hacia el SO, y jalonado también por el Keuper. Al otro lado queda la pequeña cubeta de Beramendi.

La segunda unidad queda, a su vez, dividida por el accidente que ha originado el diapiro laminar de Iza. La parte oriental está cabalgada por el Paleozoico (Roncesvalles-Eugui) y por el Cretácico (Olagüe-Músquiz), lo que origina una serie de pliegues con vergencia Sur, algunos de ellos cabalgantes (ver corte del Arga). Al Sur del macizo de Oroz-Betelu, se forman pliegues de dirección pirenaica, que se aprietan en Aoiz, debido al cabalgamiento del macizo que se pierde en la plasticidad del flysch, dejando al Sur un amplio sinclinorio, con fuerte relieve invertido (Izaga-Aranguren) y con cierre periclinal en las sierras de Tabar y Gongolaz. Más al Sur el anticlinal complejo de Alaiz, cabalgante hacia el SE, cuyo eje, en una primer fase E-O, posteriormente se dobla hacia el SO a la altura de Ezperun, originándose el cabalgamiento, y un abanico de fallas de tensión en el flanco norte. El anticlinal cierra periclinalmente por ambos extremos (puerto del Carrascal e Higa de Monreal).

La parte occidental, en cambio, tiene una estructura simple constituida por un amplio sinclinal cuyo eje tiene dirección NE-SO (El Perdón) limitado por la falla de Puente la Reina. Existen estructuras menores que cruzan el sinclinal con direcciones NO-SE, en parte ocultas por los depósitos fluviales terciarios discordantes.

Para ver la estructura de esta zona de transición, se puede recomendar la carretera de Zubiri a Eugui, con pliegues cabalgantes con vergencia Sur producidos por el importante cabalgamiento del macizo de Quinto Real, sobre el Cretácico y Paleoceno. La erosión ha eliminado gran parte de los anticlinales, como se puede observar en la lámina, quedando los sinclinales cabalgados.

También es interesante la carretera de Urroz a la general de Pamplona a Jaca, que corta el amplio sinclinal de Izaga.

La sierra de Alaiz no está cortada por carretera alguna pero se puede observar el cierre periclinal en el puerto del Carrascal y el cabalgamiento sobre el Terciario continental en Unzué, donde la peña de este nombre es un resto del flanco volcado.

Zona del Macizo del Ebro

Cubierta por el Terciario continental, está cabalgada por las unidades anteriores y por la Ibérica, al SO. La parte septentrional ha sido afectada por los movimientos alpinos. En el resto solamente se encuentran pliegues halocinéticos.

Estructura. El borde septentrional se encuentra afectado por el cabalgamiento del Mesozoico y Terciario marino de las Zonas Pirenaica, Cantábrica y de Transición.

El elemento fundamental en la tectónica de toda la zona lo constituyen los yesos y sales, que sirven de despegue de la cobertera terciaria sobre el zócalo y que han originado por halocinesis los grandes anticlinales de Andosilla, Falces, Tafalla y Puente la Reina. La fluidez de los yesos hace que aún hoy se mantengan en lento movimiento, como lo indican las terrazas deformadas o las lagunas endorreicas. Un ejemplo muy claro es el desbordamiento de yesos oligocenos sobre las areniscas miocenas al Sur de Óbanos y Puente la Reina representado en la lámina de cortes.

El borde septentrional está afectado por los empujes y cabalgamiento del alóctono, como en los anticlinales y sinclinales escalonados de Sangüesa, el cabalgamiento de Alaiz o de la sierra de Cantabria.

En el borde meridional, es la Ibérica la que cabalga. En Fitero una serie de fallas inversas de gran pendiente ponen en contacto los conglomerados del Mioceno con el Keuper Yesífero, sobre el que se encuentran carniolas jurásicas, a las que siguen calizas y calizas margosas. Otras fallas del mismo tipo ponen en contacto estos terrenos con el Jurásico superior y Purbeckiense en facies weáldica, con conglomerados de cuarzo (grupo de Tera), conglomerados con calizas dominantes (grupo de Oncala) o calizas con conglomerados dominantes (grupo de Urbión).

Para poder ver la estructura de la zona se puede seguir la carretera general Pamplona-Castejón, que permite una buena visión de los anticlinales de Tafalla y Falces y de las terrazas del Ebro o la ruta Belascoáin-Artajona-Peralta-Rincón de Soto que permite ver la discordancia chattiense con el Oligomioceno detrítico hasta Puente la Reina, falla con desbordamiento de yesos, anticlinal de Mañeru, de Tafalla, de Falces y las terrazas cuaternarias. Y si, además, en el cruce con la carretera Milagro-Azagra se hace un desvío hasta esta última localidad, se puede ver el flanco Sur del anticlinal de Andosilla, con los yesos espectacularmente deformados.

Macizos paleozoicos

El Paleozoico, que forma la zona axial del Pirineo, se sumerge paulatinamente hacia el Oeste, sin llegar a Navarra. Sin embargo aquí vuelve a emerger en forma discontinua formando tres unidades que son los macizos de Aya-Cinco Villas, Quinto Real-Alduides y Oroz-Betelu. En los dos primeros ocupa una extensión relativamente importante, mientras que en el último solamente aflora merced a los ríos Urrobi e Irati, bajo un caparazón de areniscas y conglomerados triásicos. El estudio de este último ha sido subordinado al de los anteriores, en los que se ha podido establecer la estratigrafía directamente.

Estructural mente son muy complicados, ya que a las deformaciones hercínicas se han venido a superponer las dislocaciones posteriores.

Estructura. La estructura de los macizos es compleja, ya que han sufrido el plegamiento hercínico y el alpino. La dirección dominante de los pliegues es N-S, girando al NOSE en Roncesvalles, con vergencia al Oeste, o bien al SO en este último lugar, acomodándose al arco hercínico. Sobre estos se superponen las deformaciones alpinas que, come veremos, pueden reducirse a fallas E-O o con dirección pirenaica o dar lugar a pliegues de mayor o menor complejidad. El estilo resultante varía de un área a otra por lo que para describirlo conviene dividirlos de acuerdo con sus características.

La zona más occidental del macizo de Aya, limitada al Este por el Bidasoa está dominada por el carbonifero en facies Culm, muy plástico, con pliegues complejos en los que han quedado reflejadas las distintas fases de plegamiento. A escala mayor, se puede seguir la estructura general por el contacto de estos terrenos con las calizas inferiores. En este quedan reflejados dos anticlinales N-S (O de Aranaz y Lesaca) cruzados por una serie de pliegues OSO-ENE. Un sistema de fallas con esta orientación pueden seguirse por las cuñas de Permotrías que han originado o las de Carbonífero sobre este último, como la de Ituren. Hay otro sistema de fallas jalonado por diques de diabasa o filones de cuarzo con siderita, pirita, fluorita, blenda y galena. Hay una importante zona de fractura E-O (Arichulegui) que se prolonga en la depresión de Vera de Bidasoa.

La parte Norte de esta zona esta ocupada por el granito de Aya con su aureola de metamorfismo térmico de contacto.

El macizo queda limitado por el NNO por la falla inversa de Ereñozu, ya fuera de la provincia, y por el SSE por el cabalgamiento sobre la depresión de Doneztebe. Aunque también podría considerarse ésta como parte integrante del macizo por los afloramientos carboníferos que jalonan la zona de los mármoles.

En el resto del macizo, al Este del Bidasoa, el Carbonífero continúa con caracteres semejantes, pero sobre él, se encuentra un Devánico alóctono, formando tres escamas. Es imposible determinar el sentido y amplitud del deslizamiento, ya que solamente se conserva este extenso klipen, (sinclinoide Echalar-Urdax, y vertiente septentrional de Baztán, Señorío de Bértiz-Sierra de Achueta) pero lo lógico es que se haya desplazado hacia el Oeste. La parte septentrional del valle del Baztán está afectada por un sistema de fallas N-S bien desarrollado, que afecta a las escamas y al Permotrías que bordea el valle, pero no tanto al sinclinoide Echalar-Urdax. Más al Norte se encuentra la depresión Vera-Olasur cubierta por el Cretácico y la zona de Ibardin, fuertemente fracturada y con basaltos espilíticos.

El macizo de Quinto Real, con estructuras de mayor amplitud y mayor diversidad litológica, permite con más facilidad el estudio de su tectónica. Se trata de una serie de anticlinales y sinclinales de dirección N-S que van girando al NO-SE hacia Valcarlos, con clara vergencia al O o SO, afectados posteriormente por fallas inversas E-O. Las estructuras son más abiertas en la zona de Quinto Real que en la de Valcarlos, donde se aprietan.

Por último, los bordes occidental y septentrional del macizo aparecen bordeados por ofitas, que, aunque suelen ser frecuentes en el Keuper, es raro verlas en tal proporción. Es posible que hubiera una fuerte actividad diapírica que provocara la emigración de las margas y yesos, permaneciendo en cambio más las ofitas. La erosión producida posteriormente ha alcanzado a las raíces de los diapiros, permitiendo que afloren las ofitas.

Del macizo de Oroz-Betelu es poco lo que se puede decir, ya que los afloramientos paleozoicos ocupan una extensión bastante limitada. El Paleozoico se encuentra envuelto en un espeso caparazón de conglomerados y areniscas permotriásicos formando un amplio anticlinal NO-SE que solamente le permite aflorar en los valles del Urrobi e Irati.

Es difícil encontrar carreteras que permitan ver con facilidad la estructura de estos macizos, fuera del de Oroz-Betelu que está atravesado por dos carreteras (Aoiz-Burguete y Aoiz-Arive) que lo cortan casi perpendicularmente a la estructura. En los otros dos macizos tanto su complejidad como su cobertera vegetal hacen difícil encontrar rutas con una fácil visión geológica. La carretera Leiza-Goizueta permite comprobar la complejidad del Culm. Desde Santesteban a Endarlaza se puede ver el Permotrías y el Devónico inferior en los dos primeros kilómetros y, tras el Carbonífero, la depresión de Vera y el granito de Aya. En Urdax y Leorlás se puede ver el cabalgamiento del Paleozoico sobre el Cretácico y los mármoles producidos por el metamorfismo. En la carretera de Zubiri a Esnazu, es interesante sobre todo el tramo entre la explotación de Magnesitas de Navarra, en el flanco occidental de un anticlinal, y Olaverri, en el flanco opuesto.