El cicle juràssic al marge oriental d’Ibèria

Unitats estratigràfiques del Juràssic a la vora oriental d’Ibèria. S’han indicat les formacions litostratigràfiques amb les seves relacions geomètriques i canvis laterals de fàcies, així com la divisió d’aquestes unitats en seqüències deposicionals. Les unitats litostratigràfiques són les següents: 1 formació d’Imón, 2 formació de Cortes de Tajuña, 3 formació de Cuevas Labradas, 4 formació de Cerro del Pez, 5 formació de Barahona, 6 formació de Turmiel, 7 membre de Casinos, 8 formació de Xelva, 9 part mitjana de la formació de Xelva, 10 formació de làtova, 11 formació de Sot de Xera, 12 formació de Loriguilla (o de Polpís), 13 unitat d’Ascla, 14 formació de Figueroles (o de Bovalar), 15 unitat de l’ermita de la Bota, 16 gresos del barranc d’En Siroll, 17 calcàries i margues dels Mangraners, 18 calcarenites dels Polacos, 19 calcàries de la Bastida.

Servei de Fotografia/C.B.M., original de Josep Gisbert, modificat per Ramon Salas

Entre el massís de Garraf, just al S de Barcelona, i la serra d’Oliva i Almansa, a la serralada Bètica, la superseqüència del Juràssic comprèn l’interval de temps Sinemurià-Valanginià mitjà, és a dir, des de 206 milions d’anys d’antiguitat fins un moment entre 138 i 131 milions d’anys. Consta de set unitats estratigràfiques del tipus de seqüència deposicional. La superseqüència del Juràssic és limitada a la base i al sostre per les discontinuïtats majors ja esmentades. Les set seqüències de què consta corresponen al Sinemurià-Carixià, Domerià, Toarcià-Aalenià, Bajocià-Cal·lovià, Oxfordià-Kimmeridgià mitjà, Kimmeridgià superior-Berriasià, i part del Valanginià.

La seqüència deposicional del Sinemurià - Carixià

És limitada a la base per la discontinuïtat major de la base de la superseqüència juràssica, i al sostre per una discontinuïtat menor, la qual sovint és representada per una superfície ferruginitzada i perforada. Aquesta unitat engloba diverses unitats litostratigràfiques definides per autors espanyols a la branca castellana de la Serralada Ibèrica (carnioles de Cortes de Tajuña i calcàries i dolomies de Cuevas Labradas) i per autors holandesos a la zona de Montalbán i Muniesa (dolomies de Cantalesa i calcàries de Martín).

És una seqüència del tipus de profunditat creixent ("deepening upwards"), és a dir, en la qual els materials representen progressivament sediments d’ambients més profunds.

L’origen de les bretxes de la part inferior d’aquesta seqüència (carnioles de Cortes de Tajuña) ha estat molt discutit i ha estat objecte d’interpretacions molt diverses: bretxes de col·lapse per dissolució d’evaporites, bretxes sinsedimentàries, i fins i tot hi ha qui ha arribat a interpretar-les com a bretxes tectòniques. Tanmateix, avui sembla clar l’origen d’aquestes bretxes. Són el resultat de tres processos que es desenvoluparen simultàniament: dissolució d’evaporites, fet que donà lloc a les carnioles; resedimentació de materials a causa de la inestabilitat dels fons en relació al moviment de falles, procés que donà lloc a la bretxificació; i dissolució d’evaporites acompanyada del col·lapse d’alguns trams carbonàtics suprajacents. Tot això, juntament amb el caràcter sovint erosional dels contactes entre els diversos trams d’aquesta formació, així com els ràpids i freqüents canvis laterals de fàcies i de potències, i la presència de nivells amb clars "slumps" (esllavissades durant la sedimentació), ens fan pensar en un sistema de sedimentació en talusos inestables. El procés seguí una seqüència d’inestabilitat, dissolució d’evaporites, resedimentació. En períodes d’estabilitat no es destruïren les capes, com ho testifiquen certs nivells de calcàries i dolomies que s’han conservat.

La unitat de calcàries i dolomies superior (calcàries i dolomies de Cuevas Labradas) representa ambients més profunds i, a la Serralada Costanera catalana i la part N del País Valencià, mostra una profundització creixent. Els termes més superiors, amb ammonits, representen els ambients més profunds i/o més oberts d’aquesta seqüència. Per contra, al País Valencià, ja a prop del Prebètic extern, tot el conjunt de calcàries i dolomies de la meitat superior de la seqüència correspon a ambients d’aigües somes típiques de les zones marginals d’una plataforma de carbonats.

Les Carnioles de Cortes de Tajuña

Les Carnioles de Cortes de Tajuña, formació en què predominen les bretxes calcareodolomítiques, formen la part inferior de la seqüència deposicional del Sinemurià-Carixià, i constitueixen la base de la superseqüència juràssica. Formen uns relleus enèrgics i alhora arrodonits molt característics, com el que mostra la fotografia, d’una vista dels Motllats, al mig de les muntanyes de Prades.

ECSA

La seqüència deposicional del Sinemurià-Carixià comença amb una formació (Carnioles de Cortes de Tajuña) on dominen les bretxes calcareodolomítiques. Aquestes bretxes poden arribar a gruixos de fins uns 400 m. També hi són presents les carnioles dolomítiques (fins a 150 m), probablement originades en part per dissolució de litologies evaporítiques. Aquests darrers materials són representats per margues grisoverdoses, guixenques que alternen amb capes de guixos laminats, amb làmines centimètriques. També és possible de trobar-hi calcàries micrítiques, amb pèl·lets, bivalves, estructures d’algues cianofícies, etc.) i dolomies de gra fi amb passadetes de nivellets bretxosos.

A Garraf les fàcies bretxoses tenen còdols d’1 a 5 cm, però a la Febró (muntanyes de Prades) poden arribar a superar els 4 m de diàmetre i no és rar trobar-ne de prop del metre. Aquests còdols procedeixen, majoritàriament, del Triàsic, encara que també hi ha veritables bretxes intraformacionals. La dissolució dels còdols dona a aquestes bretxes un aspecte cavernós característic (de carniola). Localment, però no a tot arreu, pot observar-se com el contacte amb la unitat infrajacent —gairebé sempre les dolomies taulajades d’Imón —és una discontinuïtat. Tal és el cas del massís de Garraf i de les muntanyes de Prades als Motllats (la Febró). Es tracta de la discontinuïtat més gran de la base del supercicle Juràssic que, com ja hem dit, al baix Aragó, arriba a col·locar aquestes bretxes sobre el Buntsandstein.

Pel que fa a la distribució de les fàcies principals, cal indicar que les bretxes i les carnioles són àmpliament majoritàries en relació a les altres fàcies descrites. Gràcies als sondatges sabem que sota els dipòsits terciaris de la Depressió de l’Ebre hi ha un bon paquet de fàcies evaporítiques liàsiques. Aquestes evaporites afloren només, en l’àmbit considerat, al sector d’Ariño. Hom n’ha arribat a perforar fins a un gruix de 400 m.

Les Calcàries i dolomies de Cuevas Labradas

Sobre les carnioles i bretxes calcareodolomítiques segueix una unitat de calcàries i dolomies (Calcàries i dolomies de Cuevas Labradas). El contacte entre ambdues unitats és gradual. Tanmateix, a la Serralada Costanera catalana el límit és sobtat i es pot reconèixer fàcilment gràcies al seu caràcter de superfície de ferruginització perforada, que va esvaint-se, però, de manera progressiva cap a la Serralada Ibèrica. Al S del Principat, les calcàries i les dolomies d’aquesta formació constitueixen una entitat del relleu ben característica del paisatge, el gruix de la qual no supera mai els 70 m. Als voltants del Prat de Comte s’hi poden reconèixer: una barra inferior, d’uns 25 m de potència, de dolomies amb lamel·libranquis i fantasmes d’ooides, a la qual segueix un tram de calcàries micrítiques i "wackestones" en bancs massissos, que també fa uns 25 m, amb lituòlids i d’altres foraminífers. Al damunt, tot coronant la formació, es troben 20 m de calcàries margoses i margues amb braquiòpodes i ammonits, entre els quals cal citar Uptonia jamesoni, que les daten com a carixianes.

Al País Valencià, ja a la zona d’enllaç amb el Prebètic extern (sector valencià de la branca castellana de la Serralada Ibèrica), aquesta unitat pot arribar a assolir més de 200 m de potència, però, en canvi, allí, només s’hi troben calcàries bioclàstiques, oolítiques, amb moltes d’algues, mol·luscs, etc.

La seqüència deposicional del Domerià

És limitada inferiorment per la discontinuïtat menor ja esmentada i per la part superior, també, per una superfície ferruginitzada amb perforacions i incrustacions. De la base al sostre consta de les margues del Cerro del Pez i de les calcàries bioclàstiques de Barahona, definides a la branca castellana de la Serralada Ibèrica, que equivalen respectivament a les margues d’Ariño i a les calcàries d’Alcaine, definides a la regió de Montalbán-Muniesa.

Aquesta seqüència, contràriament al que succeeix en la sinemuriana-carixiana, presenta una evolució seqüencial de somerització creixent, és a dir, que en ascendir en la sèrie, els materials corresponen progressivament a ambients més soms ("shallowing upwards"). En general, corresponen a diverses fàcies d’una plataforma carbonàtica, on els materials del sector més meridional representen medis més marginals que els seus equivalents de la zona dels ports de Beseit-Vandellòs.

Les Margues del Cerro del Pez

La seqüència deposicional del Domerià, llevat de la zona més meridional del sector descrit, comença amb un conjunt margós (Margues del Cerro del Pez) que, als ports de Beseit, és una unitat eminentment terrígena, amb una abundant fauna de braquiòpodes i bivalves (Pholadomya). Es tracta de margues de color beix amb intercalacions de fins a 15 m de margocalcàries noduloses i amb alguna passada, amb un gruix màxim de 2 m, de calcàries massisses amb estratificació nodulosa d’ordre decimètric.

Al sector més meridional, a l’extrem valencià de la branca castellana de la Serralada Ibèrica, no s’ha pogut identificar aquesta unitat litostratigràfica margosa. Aquest fet no es donaria per l’erosió o no deposició d’aquesta unitat, sinó per un canvi lateral cap a fàcies més calcàries, de manera que l’equivalent de les margues del Cerro del Pez en aquesta regió meridional caldria buscar-lo en alguna de les formacions carbonàtiques situades a la seva base o sostre.

Les Calcàries bioclàstiques de Barahona

La part superior d’aquesta seqüència —i al sector més meridional, la totalitat— és formada per calcàries bioclàstiques (Calcàries bioclàstiques de Barahona). Als ports de Beseit forma una barra d’uns 25 m de potència com a màxim, ben individualitzable en la topografia, la qual destaca entre nivells més margosos. La potència d’aquesta unitat experimenta una considerable disminució cap al NE, de manera que als Dedalts, damunt de Vandellòs, queda reduïda a 5 m. A la zona de Beseit s’hi poden diferenciar dos trams. L’inferior (fins a 11 m de gruix) és format per calcàries "wackestone-grainstone" bioclàstiques, estratificades en bancs massissos i que contenen ammonits, braquiòpodes i belemnits en bona quantitat. Aquesta fauna ha permès d’atribuir aquest tram al Domerià inferior i mitjà. El tram superior, també calcari, és més margós i molt nodulós, bioclàstic, i ferruginós. Ateny els 4 m de potència. Conté una rica fauna fòssil de pectínids, belemnits i braquiòpodes, algunes de les espècies dels quals donen una edat de Domerià superior.

A l’extrem meridional de la branca castellana de la Serralada Ibèrica, aquesta unitat es troba directament sobre les calcàries i dolomies de Cuevas Labradas, ja que, com hem dit, no s’hi troben les margues del Cerro del Pez. En aquesta àrea hi és representada per calcàries "packstone-grainstone", molt bioclàstiques, de bivalves, equínids, pel·lets, etc., i hi és característica l’existència de nòduls de sílex. Ací, aquesta unitat assoleix una potència màxima de 50 m a Alcaiblar. A la zona de Caudiel hi ha, en un tram d’uns 10 m, diverses intercalacions volcàniques.

La seqüència deposicional del Toarcià - Aalenià

El límit inferior d’aquesta unitat estratigràfica és la discontinuïtat de què ja hem fet esment. El superior és una superfície d’erosió, més o menys important, que ve assenyalada per la presència de crostes ferruginoses i/o fosfàtiques i fons endurits ("hard-grounds"), recoberts, en molts indrets, per una capa prima (1 m de gruix com a màxim) d’oolites —l’"unterer grenz Oolith" dels geòlegs alemanys—. Es tracta del famós "oòlit ferruginós inferior" del límit Lias-Dogger. És freqüent que els materials situats immediatament per sota d’aquesta discontinuïtat tinguin una edat toarciana, fet que suposa un buit deposicional i/o erosional que comprendria part del Toarcià i tot l’Aalenià. Aquesta discontinuïtat presenta un marcat desenvolupament al sector oriental de la regió considerada (ports de Tortosa i Beseit, Llaberia, Vandellòs), i va perdent importància cap al N de la Serralada Ibèrica, sobretot pel que fa a la magnitud de la llacuna estratigràfica que comporta.

Aquesta unitat és formada, de base a sostre, per l’alternança de margues i calcàries de Turmiel i per les calcàries noduloses de Casinos, definides a la branca castellana de la Serralada Ibèrica. Equivalen respectivament a les margues d’Obón i a la part inferior de les calcàries de Cabra definides a la regió de Muniesa-Montalbán.

Des del punt de vista de l’evolució seqüencial, la unitat toarciana-aaleniana mostra una evolució de somerització creixent. En aquesta seqüència, en particular a l’alternança de margues i calcàries de Turmiel, es pot tornar a apreciar la diferent posició paleogeogràfica dels diferents sectors considerats. En una distribució teòrica de cinturons de fàcies dins d’una plataforma de carbonats, les fàcies de la zona d’enllaç entre la Serralada Costanera catalana i la Serralada Ibèrica representarien dipòsits més distals i/o oberts en relació als de les fàcies carbonàtiques del sector valencià de la branca castellana de la Serralada Ibèrica, els quals correspondrien al registre d’ambients més marginals. Els sediments més profunds, però, es troben més cap al N, fora ja de l’àrea considerada, a l’àrea tipus on ha estat definida la formació de Turmiel. Allí, les fàcies presents són les pròpies d’una situació intermèdia entre la conca profunda, oberta a l’Atlàntic, i el marge-talús de la plataforma del sector de la Serralada Costanera catalana/Maestrat/sector valencià de la branca castellana de la Serralada Ibèrica.

L’alternança de margues i calcàries de Turmiel

A l’àrea de Beseit, Tortosa, el Perelló, el Cardó i els seus voltants, l’alternança de margues i calcàries (Alternança de margues i calcàries de Turmiel) de la part inferior de la seqüència és constituïda per uns 30 m de margues i margocalcàries beix, molt riques en ammonits (se n’hi han trobat 6 zones) que daten el Toarcià. Cap a la part superior pot presentar algunes intercalacions de calcàries noduloses i, fins i tot, oolítiques. Aquesta unitat sofreix un aprimament considerable cap al NE (els Dedalts, Vandellòs) i també cap al SW (ports de Beseit).

Al sector valencià de la branca castellana de la Serralada Ibèrica, aquesta formació és representada per una alternança de margues grises i groguenques amb calcàries i margocalcàries grises. Assoleix una potència que oscil·la entre 20 i 30 m. Els nivells durs van des de lumaquel·les de braquiòpodes a calcàries noduloses i bioclàstiques.

Les Calcàries noduloses de Casinos

La seqüència deposicional del Toarcià-Aalenià culmina amb les calcàries noduloses (Calcàries noduloses de Casinos) que constitueixen el membre inferior de la formació carbonàtica de Xelva. Tal com ja ha estat comentat, el sostre d’aquesta unitat queda tallat per l’oòlit ferruginós inferior. Pot sobtar la definició d’una unitat litostratigràfica, com la formació de Xelva, tallada per una discontinuïtat important. De tota manera cal indicar que aquesta definició és correcta, ja que malgrat la discontinuïtat, les característiques litològiques es mantenen força constants. És un cas semblant al que es presenta amb les barres carbonàtiques del Muschelkalk, a l’interior de les quals hi ha discontinuïtats que permeten de diferenciar seqüències deposicionals.

La unitat de calcàries de Casinos es troba ben desenvolupada al sector dels ports de Tortosa (les Paüls, el Caragol, el Cardó). A les Paüls ateny els 15 m de potència. La base sol presentar arreu una àmplia dolomitització, la qual va esvaint-se cap a la part alta de la unitat. A la resta de la unitat, de naturalesa calcària, el tret més característic és la presència de nòduls de sílex. La fauna d’ammonits ha permès de datar-la fins a l’Aalenià superior (a les Paüls). Això vol dir, que en aquesta localitat, el possible buit erosional i/o deposicional no hi és o resulta pràcticament indetectable. Les calcàries noduloses de Casinos s’aprimen considerablement cap el NE. Així, a Tivissa només se’n troben 5 m, per sota de l’oòlit ferruginós, que contenen ammonits que les daten de l’Aalenià. A la zona de Vandellòs (els Dedalts, mola de Nadell) aquesta formació queda reduïda a menys d’1 m de gruix, i els ammonits que conté daten de l’Aalenià mitjà. Igualment s’aprecia una forta reducció del gruix de la unitat cap al SW, i acaba per desaparèixer a prop de Beseit (tossal d’En Querol).

Al sector valencià de la Serralada Ibèrica (branca castellana) les calcàries de Casinos són representades majoritàriament per calcàries micrítiques i "wackestones" d’espícules d’esponja i, en menor proporció, també per "packstones" i "grainstones" d’equínids, bivalves, esponges, gasteròpodes, braquiòpodes, ostràcodes, coralls, briozous i foraminífers bentònics. Són calcàries generalment de tons grisencs amb els plans d’estratificació ondulats, fet que els dona un aspecte nodulós. El gruix de les capes és d’ordre decimètric, sense sobrepassar els 50 cm. A la localitat tipus, la sèrie assoleix els 40 m, però en la majoria de localitats en fa uns 30. La potència de la unitat es redueix considerablement cap al N i cap al S de l’àrea tipus. Així a Caudiel, cap al N, té uns 5 m de gruix, i, a la vora de Iàtova, no gaire més. En tota aquesta zona meridional, l’edat de la unitat que ens ocupa va des del Toarcià mitjà fins l’Aalenià inferior.

La seqüència deposicional del Bajocià - Cal·lovià

Queda limitada inferiorment per la discontinuïtat associada a l’oòlit ferruginós que ja hem esmentat. El límit superior també és associat a una capa característica i significativa d’oòlits ferruginosos. Aquesta ruptura sedimentària sol afectar diverses zones d’ammonits i representar la condensació d’algunes unitats cronostratigràfiques o, almenys, d’una part d’aquestes unitats. L’origen d’aquesta oolita, anomenada "oòlit ferruginós superior" és similar al de l’oòlit inferior, del trànsit Lias-Dogger. En períodes de gran estabilitat, amb sedimentació escassa o nul·la, les zones altes donarien lloc a fons endurits, nivells de condensació de fauna i producció d’oòlits ferruginosos i/o fosfatats. Al mateix temps, en segons quines àrees de llindar, pot tenir-hi lloc l’erosió, mentre que a les zones més deprimides té lloc una sedimentació contínua però lenta. El resultat de tot plegat és un registre molt irregular de la capa oolítica, el gruix de la qual normalment no ultrapassa els pocs centímetres. La gran abundància d’ammonits dins dels nivells de condensació permet situar el temps de la màxima llacuna entre el Cal·lovià mitjà i l’Oxfordià inferior. Aquesta etapa de no deposició o baixa taxa de sedimentació afecta la totalitat de la Serralada Ibèrica on es pot reconèixer la citada discontinuïtat. Només a l’àrea més subsident del que es podria anomenar "domini català" (Salou-Vandellòs), té lloc la sedimentació contínua de fàcies pelàgiques de plataforma distal. A causa d’aquesta circumstància no hi és possible la formació de l’oòlit ferruginós superior. Per aquesta raó a l’àrea d’enllaç entre la Serralada Costanera catalana i la Serralada Ibèrica tan sols és possible de reconèixer-lo als sectors de les Paüls (ports de Beseit) i a l’escata de la Ginebrosa. Ambdues àrees se situarien, paleogeogràficament, en posicions més marginals, de vora de plataforma, respecte a les fàcies més profundes, de conca-talús, del sector de Vandellòs-Salou (el que hem anomenat domini català).

La seqüència deposicional del Bajocià-Cal·lovià comprèn la major part de la formació carbonàtica de Xelva, que equival a les calcàries de Cabra definides pels geòlegs holandesos a Muniesa i Montalbán.

El registre vertical de la sedimentació del Bajocià-Cal·lovià és una seqüència del tipus de somerització creixent ("shallowing upwards"), especialment pel que fa a les àrees marginals de la plataforma, on la sedimentació comença amb "mudstones" micritoargilosos, amb bioherms d’esponges a la base, segueix amb calcàries més bioclàstiques, i finalitza amb "grainstones" oolítics al sostre. Al depocentre de la conca (sector Vandellòs-Salou) la sedimentació és, però, únicament margocalcària.

Paleogeogràficament, el fenomen més important és, sens dubte, el canvi del repartiment de les àrees més subsidents en comparació amb el del Lias. Durant el Lias, la conca s’obria cap al NW (cap el que podríem anomenar domini ibèric), i és als sectors septentrionals de les branques aragonesa i castellana on trobem els sediments més pelàgics, de plataforma externa i de talús-conca. Durant aquest temps, l’àrea que ens ocupa registra una sedimentació de carbonats d’aigües somes, característics de les parts marginals i medials de les plataformes carbonàtiques. En canvi, durant el Dogger la conca s’obre cap al SE. Al domini ibèric s’instal·la una plataforma de carbonats, hemipelàgica, en la qual, cap al final del cicle sedimentari (Cal·lovià mitjà), hi ha etapes de no deposició d’amplitud variable. S’hi observen fons endurits submarins, nivells de concentració de glauconita, de condensació de fauna, d’oòlits i crostes ferruginoses, d’oòlits fosfatats, etc. En canvi, durant el Juràssic mitjà (Dogger), al domini català (Orpesa-Morella-Tarragona) té lloc una subsidència considerable. Així, la plataforma soma del Lias és substituïda per una conca profunda on s’acumulen els màxims gruixos de sediments de fàcies pelàgiques, de plataforma externa i de transició talús-conca.

La formació carbonàtica de Xelva

La formació carbonàtica de Xelva abraça l’interval Aalenià superior-Oxfordià inferior. Aquesta unitat és formada, de la base al sostre, per les calcàries noduloses de Casinos que ja hem descrit al sostre de la seqüència del Toarcià-Aalenià i la part mitjana de la formació de Xelva limitada a base i a sostre per oòlits ferruginosos, i que constitueix la seqüència bajociana-cal·loviana. La capa d’oòlits superior i les calcàries amb esponges de la part superior de la formació de Xelva formen part de la seqüència suprajacent.

Durant la seqüència del Dogger (Bajocià-Cal·lovià), l’àrea de sedimentació més subsident, que presenta fàcies pelàgiques, és la zona d’Orpesa-Morella-Tarragona (dins del domini català). Això no obstant, als sectors més marginals hi ha sedimentació de carbonats soms de zones relativament proximals de plataforma, com a l’E de Tarragona, on les fàcies profundes de Salou passan a "packstones" "wackestones" de braquiòpodes i pectínids, que posteriorment han estat dolomititzades. La seqüència del Dogger s’aprima significativament cap al NE, de tal manera que a Garraf no hi és representada. Possiblement els escassos metres de carbonats que s’hi dipositaren van ésser desmantellats posteriorment, durant els episodis erosius de la base del Malm, en relació amb la discontinuïtat que limita aquesta seqüència superiorment.

També es dipositaren carbonats d’aigües somes al centre dels ports de Beseit, on els materials són calcàries bioclàstiques ("packstones-grainstones") més o menys oolítiques amb intraclastos ferruginosos i nòduls de ferro. A l’E dels ports de Beseit (sector de les Paüls-Alfara), el Bajocià és representat per uns 20 m de margues i margocalcàries amb macrofauna pirititzada (margues grogues amb Parkinsonia), que correspondrien ja a dipòsits de talús de plataforma-conca. Aquestes fàcies passen verticalment i lateralment a les clàssiques calcàries de filaments del Bajocià-Cal·lovià, que han estat interpretades com a dipòsits de plataforma distal-talús.

Al Maestrat la seqüència deposicional del Dogger és dolomititzada i erosionada, erosió probablement lligada a la discontinuïtat límit superior d’aquesta seqüència. Així doncs, al Maestrat, igual que a Garraf, durant el Dogger la sedimentació hauria estat escassa i els materials corresponents haurien sofert una intensa erosió.

A l’E del riu Ebre les fàcies pelàgiques del Dogger assoleixen un desenvolupament considerable, uns 150 m de potència. A la base hi ha margues i margocalcàries groguenques, noduloses, amb fauna pirititzada i restes asfàltiques. És característica d’aquest nivell la presència de pistes de Cancellophycus; també conté closques de bibalves molt fines, radiolaris i foraminífers, juntament amb una fauna d’ammonits rica (Parkinsonia, entre d’altres). Aquests nivells margosos, que atenyen un màxim de 50 m, passen lateralment i verticalment a un tram més compacte i calcari de més de 120 m. Són les conegudes amb el nom de calcàries de filaments. Es tracta de "wackestones-mudstones" amb abundants filaments, Cornuspira, Globochaete, radiolaris, Aptychus, espícules d’esponges, etc. El límit superior d’aquesta unitat és difícil de precisar a causa de la dolomitització que a molts llocs presenta el sostre del tram amb filaments. La dolomitització pot arribar fins a nivells del Portlandià. Al sector de Vandellòs (els Dedalts, mola de Nadell, mola del Grèvol), Tivissa i Tivenys, aquests dos trams del Dogger han pogut ésser datats en base als ammonits. Hom ha obtingut una edat compresa entre el Bajorcià superior i el Cal·lovià inferior. Tant les margues grogues basals com les calcàries de filaments s’haurien dipositat en un ambient obert, de marge de plataforma i de transició de talús-conca.

Al sector valencià de la branca castellana de la Serralada Ibèrica el tram intermedi de la formació de Xelva també és constituït per un conjunt de roques carbonàtiques. La fàcies predominant és la de "wackestones" (biomicrites) de filaments (calcàries de filaments) que, en menor proporció, també contenen fragments d’equínids, foraminífers, bivalves, ostràcodes, radiolaris, etc. Només de manera esporàdica contenen belemnits, Aptychus, esponges i gasteròpodes. La segona fàcies més abundant és la de "wackestones" de pèl·lets amb filaments, en la qual també són presents, en proporció menor, els components esquelètics de la fàcies anterior. Aquestes dues fàcies suportades per la micrita ("wackestones") predominen a les zones més subsidents, com són els sectors d’Alcubles i Oset, on assoleixen 200 m de potència. En canvi, a les zones d’alts paleogeogràfics com les Figueroles, Sogorb i Arroyo de Picastre, hi ha les fàcies granosuportades: "grainstones" i "packstones" d’equínids, bivalves i gasteròpodes principalment, i pèl·lets i oòlits. La major porositat d’aquestes roques ha afavorit la seva posterior dolomitització. A la part inferior d’aquesta unitat hi ha també una intercalació molt contínua, d’un màxim de 30 m de gruix, de calcàries margoses i margues. Una altra característica és la presència de nòduls de sílex, els quals sempre són associats a les fàcies suportades per la micrita ("mudstones", "wackestones"). Hom els suposa d’origen diagenètic, formats pel reemplaçament epigenètic de materials inicialment carbonàtics.

A l’àrea de Caudiel, durant l’Aalenià superior-Bajocià inferior, es produïren manifestacions volcàniques importants. Les emissions són de tipus traquibasàltic i de caràcter submarí. L’acumulació de material volcànic sincrònicament amb la sedimentació provoca anomalies en la distribució i geometria de les fàcies. A l’aflorament de Caudiel és possible d’observar gairebé la meitat d’un turó volcànic recobert progressivament per diversos episodis d’aquesta seqüència deposicional. És interessant de remarcar que la zona de Caudiel-Sogorb es comporta com un sector d’alt paleogeogràfic durant la sedimentació del Dogger.

En el sector valencià de la branca castellana de la Serralada Ibèrica, el conjunt de fàcies suportades per la micrita, és a dir, les calcàries "mudstone" i "wackestone" de filaments, s’han interpretat com a dipòsits de plataforma externa, distal, mentre que les fàcies granosuportades ("packstones" i "grainstones") podrien haver estat sedimentades en condicions somes, més marginals, proximals i més energètiques.

La seqüència deposicional de l’Oxfordià - Kimmeridgià mitjà

El model deposicional de la seqüència de l’Oxfordià-Kimmeridgià mitjà de la vora oriental d’Ibèria correspon a una rampa amb escarpament en la seva part distal. Es pot apreciaria posició que en el model ocupen cadascuna de les unitats d’aquesta edat.

Ricardo Gènova, original de Ramon Salas.

La base de la unitat queda limitada per la discontinuïtat ja descrita. El seu límit superior és una interrupció sedimentària que es fa bastant difícil de reconèixer. A les zones marginals de la conca, on sempre les discontinuïtats són més patents, hi ha quasi sempre una dolomitització intensa que ho emmascara tot. Aquest és el cas de la Serralada Costanera catalana, on la dolomitització pot arribar a afectar des dels materials del Cal·lovià fins als del Valanginià superior. Al massís de Garraf, la part inferior d’aquestes dolomies ha estat anomenada Dolomies de les Agulles. Al depocentre de la conca, al Maestrat (la Salzadella, Santa Magdalena de Polpis) la dolomitització ja no és tan intensa i, si bé no afecta la zona on s’hauria de situar la discontinuïtat superior de la seqüència de l’Oxfordià-Kimmeridgià mitjà, aquesta tampoc és detectable fàcilment. Cal tenir en compte que es tracta de l’àrea de màxima subsidència i amb una taxa de sedimentació major durant aquesta seqüència. En aquestes condicions pot ésser que no hi hagi cap discontinuïtat, és a dir, que hi hagi continuïtat sedimentària entre aquesta seqüència i la següent; o potser, en tot cas més probablement, que la discontinuïtat sigui només demostrable amb una anàlisi biostratigràfica molt acurada. El que sí que hi ha, tanmateix, és un canvi litològic i ambiental molt brusc. Es passa molt sobtadament de carbonats fins, micrítics ("mudstones") de talús-conca més o menys profund, amb margues anòxiques de conca, a carbonats marins, però molt soms i d’alta energia, dipositats a zones marginals d’una plataforma. Aquestes fàcies representarien el començament del següent cicle sedimentari. Malgrat tot, en algun indret la discontinuïtat superior de la seqüència Oxfordià-Kimmeridgià mitjà es fa molt patent i és detectable per criteris de camp. Fora ja de la zona que ens ocupa, a Belchite, a la branca aragonesa de la Serralada Ibèrica, prop del Moncayo, s’ha observat la presència d’una superfície ferruginitzada amb acumulacions de fauna pirititzada i crostes ferruginoses amb perforacions (fons endurit), que representaria la discontinuïtat, límit superior d’aquesta seqüència.

La seqüència Oxfordià-Kimmeridgià mitjà presenta una evolució de profunditat creixent ("deepening-upwards"), tendència que és sobtada per la discontinuïtat que la limita superiorment. Aquesta discontinuïtat té una significació important en l’evolució de les conques relacionades amb la mar Tetis, conques intracratòniques en el nostre cas. Al Kimmeridgià mitjà tingué lloc la que ha estat anomenada "crisi finijuràssica-eocretàcia", relacionada amb l’obertura de l’Atlàntic. Aquests esdeveniments es manifesten a les nostres conques per un registre sedimentari característic, continental, molt siliciclàstic, i també carbonàtic, marí, molt som. Es tracta de les clàssiques fàcies "purbeck" i "weald".

A escala paleogeogràfica més local, i en relació amb aquests fets, també es produïren canvis importants. Així, l’anomenat "estret de Sòria" que comunicava la "mar cantàbrica" amb la "mar llevantina", es tancà a la fi dels temps de l’Oxfordià-Kimmerigdià mitjà. El "massís de l’Ebre" quedà unit al bloc de la Meseta (Meseta-Astúries), i les conques mesozoiques mediterrànies quedaren convertides en unes entrades o golfs de la mar Tetis. Potser és també a partir d’aquest moment que comença una etapa de compartimentació en diverses cubetes (Salou-Garraf, el Perelló, el Maestrat, Aliaga-Penyagolosa, Oliete i València).

Les Calcàries amb esponges de Iàtova

La seqüència de l’Oxfordià-Kimmeridgià mitjà comença amb una unitat calcària (Calcàries amb esponges de Iàtova) que s’estén des del sector valencià de la branca castellana de la Serralada Ibèrica fins a la Serralada Costanera catalana, encara que amb característiques lleugerament diferents. Al sector valencià de la branca castellana de la Serralada Ibèrica reposa directament sobre l’anomenat oòlit ferruginós superior i a la Serralada Costanera catalana ha estat identificada als ports de Beseit. Clàssicament, aquestes calcàries eren considerades com la part superior de la formació carbonàtica de Xelva, però avui hom les considera una unitat litològica independent, una formació, a causa de la seva homogeneïtat de fàcies i la seva situació per sobre d’una discontinuïtat regional de gran extensió.

A la zona d’enllaç entre la Serralada Costanera catalana i la Serralada Ibèrica, la unitat de Iàtova és formada per una sèrie calcària i calcareomargosa de tons rosats a la base, que cap al sostre passa a calcàries més massisses amb passades molt bioclàstiques. És característica la presència d’esponges i protoglobigerines, juntament amb una rica fauna d’ammonits que han permès la datació de la unitat. Aquesta unitat aflora bé als ports de Beseit (les Paüls) i al Matarranya (escata de la Ginebrosa). També al coll del Vidre, damunt del Triàsic, a la carretera de l’Adzaneta a Vistabella del Maestrat. Aquests materials són el resultat d’una deposició en ambients de plataforma distal o de talús-conca.

Al sector valencià de la branca castellana de la Serralada Ibèrica és on fou definida la unitat de Iàtova. Allí és constituïda per un conjunt de calcàries ("wackestonespackstones") de tons grisencs amb contactes irregulars que els donen un aspecte nodulós. El gruix dels estrats és centimètric; assoleix un màxim de 30 cm. Són molt riques en esponges i belemnits, i, en menor proporció, també contenen ammonits, crinoïdeus, braquiòpodes, bivalves, etc. El depocentre de les calcàries d’esponges, amb la màxima taxa de sedimentació, és a les Alcubles, on atenyen 50 m de gruix. La potència de la unitat decreix cap a l’E (10 m de potència a Sagunt), cap a l’W (uns 25 m a Caudiel) i cap al S (al voltant de 20 m a Setaigües). La deposició d’aquests carbonats es realitzà sobre la part distal d’una plataforma. Les calcàries amb esponges de Iàtova són oxfordianes. Poden atènyer l’Oxfordià superior, però enlloc, l’Oxfordià terminal.

Les Margues de Sot de Xera

Sobre les calcàries amb esponges que hem descrit, i també amb una gran extensió lateral, segueix una unitat margosa (Margues de Sot de Xera). Als ports de Beseit aquesta unitat és representada per un tram de margues fosques, d’uns 15-20 m de potència, amb passades de margocalcàries molt riques en glauconita. Encara s’hi troben alguns espongiaris i també restes d’ammonits, sovint amb les cavitats internes reblertes de pirita, i que daten de l’Oxfordià superior. Aquestes margues són el resultat d’una sedimentació de materials detrítics fins i carbonàtics en una plataforma externa on hi havia condicions anaeròbiques, com ho proven el color de les margues degut al ferro i la pirita dels ammonits. Els terrenys margosos d’aquesta unitat, així com els pertanyents a la unitat de Iàtova, es troben també ben representats a les serres de Cardó i de Tivissa, on han pogut ésser datats gràcies a les faunes d’ammonits que hom hi ha trobat.

Al sector valencià de la Serralada Ibèrica, branca castellana, les margues de Sot de Xera són de color gris clar, amb trams de color més fosc, si bé en nombrosos indrets són fulloses i localment noduloses; allà on tenen intercalacions calcàries són grisenques, d’ordre centimètric, i sempre d’aspecte nodulós. El seu contingut en fòssils és molt baix, però malgrat tot, s’hi han pogut recollir restes de flora i algun ammonit. Aquests han permès d’atribuir a les margues de Sot de Xera una edat d’Oxfordià superior terminal-Kimmeridgià inferior basal. Al sector que ens ocupa, hom pensa que els materials d’aquesta unitat van dipositar-se en un medi de plataforma soma. Cal pensar també que durant la deposició d’aquests materials tenia lloc una etapa d’erosió a les terres emergides properes, que subministrà quantitats importants d’argiles (més del 70 % d’il·lita i més del 25 % de caolinita). La potència d’aquesta formació al sector que considerem oscil·la entre 10 i 40 m; augmenta considerablement cap a l’W, cap a la Meseta, fins a assolir els 80 m. La Meseta actuà, indubtablement com a àrea font dels terrígens fins.

La Ritmita calcària de Loriguilla

La unitat litològica superior de la seqüència deposicional de l’Oxfordià-Kimmeridgià mitjà és una ritmita calcària (Ritmita calcària de Loriguilla, al sector valencià de la branca castellana de la Serralada Ibèrica, i formació de Polpís, al Maestrat).

A la Serralada Costanera catalana aquesta unitat es troba, pràcticament a tot arreu, dolomititzada. Només en alguns petits sectors han estat preservades les litologies originàries, com per exemple a Salou, on, vora el dipòsit de l’aigua, els "mudstones" d’aquesta unitat són fàcilment reconeixibles sota les argiles laterítiques del Barremià inferior. A la serra de Tivissa hom pot reconèixer, encara, 40 m d’aquesta unitat, per sota d’un gran paquet de dolomies massisses. Als ports de Beseit, prop de les Paüls, en queden 15 o 20 m. Presenten la típica fàcies de calcàries micrítiques ("mudstones") grisenques, pràcticament azoiques amb estratificació regular d’ordre decimètric, amb gruixos de capa màxims de 40 cm.

És a la conca del Maestrat, però, on la formació de Polpís presenta millor desenvolupament, sobretot a la localitat tipus, situada entre la Salzedella (serra d’En Canes) i Santa Magdalena de Polpís. Es tracta fonamentalment de "mudstones" amb estratificació d’ordre decimètric. Els estrats s’ordenen en cicles bàsics estratocreixents i el conjunt supera els 400 m de gruix. És pràcticament azoica, encara que, de manera molt localitzada, hi ha acumulacions de bioclastos (braquiòpodes, equínids, bivalves, etc.). A escala microscòpica s’han identificat Saccocoma (crinoïdeu planctònic), Globochaete i espícules d’esponges; són rars, però també hi ha estat recollit algun ammonit. A la serra d’En Canes (la Salzedella) han estat localitzats esculls d’esponges. Es tracta d’edificis de geometria biohermal, això és, que oferien ja un relleu positiu en el medi deposicional, sobre el qual s’atasconaven les capes del seu entorn, amb molt de fang calcari (micrita) en el qual floten els organismes, principalment esponges. Cal pensar que les esponges i d’altres organismes que no han deixat registre, devien atrapar el fang calcari i l’acumulaven, tot fent una mena de funció de pantalla. Tant a la Salzedella com al coll del Vidre (carretera de l’Adzaneta a Vistabella del Maestrat) aquesta formació presenta espectaculars esllavissades submarines ("slumps"), fet que ens indica l’existència d’un cert pendent deposicional, suficient per a arribar a produir la inestabilitat del sediment encara tou. Aquests materials s’han interpretat com a sediments periòdics o cíclics dipositats en una zona entre el talús de la plataforma i la conca. S’haurien originat per la deposició del fang calcari micrític que hi havia en suspensió a la conca, procedent del que produïen certs organismes a les zones més somes de la plataforma. La presència de "slumps" i de capetes de bioclastos, amb estructures turbidítiques, ens informa que la deposició es produí al talús, o ben a prop seu, amb un cert pendent. Les calcàries micrítiques de Santa Magdalena de Polpís s’aprimen considerablement cap a l’W. En trobem uns 250 m al coll del Vidre, i un gruix del mateix ordre a la sèrie de la serra d’Esparreguera (al S de la Torre d’En Besora i damunt del mas de Rosildos, a l’Alt Maestrat). Hom pensa que aquesta unitat passa lateralment i verticalment a la unitat subjacent de Sot de Xera.

A la zona valenciana de la branca castellana de la Serralada Ibèrica, la ritmita calcària de la Loriguilla —equivalent, com ja hem dit, de la formació de Polpís— és composta per una alternança regular de calcàries micrítiques grisenques amb calcàries margoses o margocalcàries fulloses. L’estratificació és regular i d’ordre decimètric, amb els nivells calcaris de 10 a 30 cm de gruix i els margosos de 0,15 a 0,50 cm. El cicle bàsic és de calcària margosa o marga a la base (4-5 cm) i micrita al sostre (10-30 cm). Aquest cicle estratocreixent es repeteix indefinidament dins de la unitat. Aquesta deposició ha estat interpretada com a resultat d’un mecanisme de sedimentació provocat per corrents densos no turbidítics, originats a partir del transport de partícules carbonàtiques en suspensió, les quals haurien estat dipositades per decantació; la repetició d’aquests processos donaria els ritmes observats.

La màxima potència d’aquesta formació s’assoleix al sector de Xelva (200 m), i disminueix cap al S, de manera que a la vora de Iàtova només fa uns 125 m de gruix. Igualment aquesta formació també s’aprima cap a l’E (80 m a Sagunt) i cap a l’W (125 m a Figueroles). L’edat de les ritmites calcàries de la Loriguilla és de Kimmeridgià inferior-mitjà.

Les Margues del mas d’Ascla

Finalment, cal esmentar una unitat margosa (Margues del mas d’Ascla) que es troba només al Maestrat, i més concretament a la serra d’En Canes, a la serra de la Vall d’Àngel, a la zona de les Talaies d’Alcalà i a la serra d’Irta. Fora d’aquest àmbit, no es troben aquestes margues, i hom pensa que, lateralment i, probablement, també verticalment, les margues del mas d’Ascla passen als materials de la unitat de Polpís. A la serra d’en Canes fa un gruix de 240 m. Són "mudstones" argilosos i llimosos, sovint laminats, que alternen amb trams de margues molt fulloses. Amb fractura fresca, el color és grisoblavós. El contingut de fauna és més aviat pobre; el fòssil més abundant és un petit bivalve ostrèid, Exogyra virgula, que es troba gairebé sempre en forma de motlles, i en menor proporció, hi ha el foraminífer bentònic Everticyclammina virguliana, algun ammonit, tiges de crinoïdeus i restes de petits peixos. La presència de pirita en aquesta formació és també una característica significativa.

Les margues del mas d’Ascla s’han interpretat com a sediments del centre d’una conca profunda, d’aigües tranquil·les i anòxiques. Aquestes condicions restrictives impediren l’establiment de qualsevol fauna bentònica. Potser no cal pensar en una conca sense cap comunicació amb el mar obert. Només fa falta que al fons, a partir d’una determinada profunditat, es donguin condicions anaeròbiques per manca d’oxigen. S’estima que l’edat d’aquestes margues és del Kimmeridgià mitjà i potser, fins i tot, del superior.

La seqüència deposicional del Kimmeridgià superior - Berriasià

Model deposicional de la seqüència del Kimmeridgià superior-Berriasià de la vora oriental d’Ibèria. Només a la conca del Maestrat, en els "packstones-wackestones" de les fàcies de rampa, es troben Calpionella i tintínids.

Ricardo Génova, original de Ramon Salas.

La seqüència deposicional del Kimmeridgià superior-Berriasià limita, a la base, amb la discontinuïtat ja comentada, i el seu límit superior és representat per entrades de terrígens amb bases erosives, concentracions de glauconita i canvis molt bruscos de la naturalesa dels materials, com pot ésser l’aparició sobtada de tascons de carbonats d’aigua dolça. D’alguna manera aquesta unitat seria el primer registre de les anomenades fàcies "purbeck" a casa nostra. Les condicions d’aflorament dels terrenys de la seqüència en qüestió són bones a les conques de València i del Maestrat. A la del Perelló i de Salou-Garraf es troben molt dolomititzats i a molts llocs ho estan completament. La dolomitització d’aquesta unitat pot quedar amalgamada amb la de les unitats inferiors (Dogger i Malm inferior), fet que provoca la presència d’un paquet potent de dolomies que comprèn un bon interval de temps (és el cas de la Serralada Costanera catalana); aquestes dolomies sovint han estat anomenades dolomies del trànsit Juràssic-Cretaci i recentment han estat denominades dolomies de les Talaies, nom que fa referència a la serra de les Talaies d’Alcalà de Xivert.

Aquesta seqüència és formada bàsicament per una unitat carbonàtica denominada calcàries amb oncòlits de Figueroles al sector valencià de la branca castellana de la Serralada Ibèrica, Calcàries de Mortero al sector de Muniesa-Montalbán i formació de Bovalar a la Serralada Costanera catalana i al Maestrat. Al seu damunt es troben les calcàries laminades i dolomies de l’ermita de la Bota o de la Pleta).

La seqüència del Kimmeridgià superior-Berriasià correspon al primer registre sedimentari que reflecteix l’anomenada crisi finijuràssica-eocretàcia. És constituïda fonamentalment per carbonats marins d’aigües molt somes, sovint amb una gran influència d’aigua dolça. L’evolució seqüencial d’aquesta unitat és del tipus de somerització creixent ("shallowing-upwards"). La major part de la seqüència correspon a un ambient deposicional format per barreres de bioclastos (les anomenades seques o "shoals") que tancaven la part proximal d’una plataforma de carbonats. També tindríem els dipòsits associats del "lagoon", esculls i planes de marea. Al Maestrat hi han estat reconeguts fins i tot fàcies de rampa, amb fauna pelàgica. La part superior de la seqüència correspon a dipòsits d’una plana mareal, amb predomini dels episodis intra i supramareals (unitats de la Pleta i de la Bota).

Les Dolomies superiors de Garraf

A la Serralada Costanera catalana aquesta unitat és completament dolomititzada (Dolomies superiors de Garraf). La imponent massa dolomítica de la base del Montsià, que fa un gruix d’uns 80 m, o com a mínim bona part del tram superior, també seria el resultat de la dolomitització d’aquesta unitat. No és fins més cap al SW que la dolomitització d’aquesta unitat minva i permet de reconèixer les fàcies deposicionals originals. Així, a la serra de la Vall de l’Àngel, a l’ermita de Sant Josep (La Salzedella), la formació de Bovalar presenta només alguns trams dolomititzats. En canvi, la dolomitització augmenta novament més cap al S, a la serra de les Talaies d’Alcalà, on ateny 100-150 m de potència per 3-4 km d’amplada, i a la serra d’Irta.

La geometria de la dolomitització que afecta aquesta seqüència i l’anterior és formada per cossos prismàtics —el·lipsoïdals, amb un sostre relativament pla i una part basal amb tascons. Aquests cossos poden arribar a amalgamar-se entre ells, com a resultat de diversos processos de dolomitització successius. Les seves dimensions acostumen a ser d’alguns quilòmetres d’amplada, amb gruixos de centenars de metres (fins uns 250 m). Hom ha proposat un mecanisme de dolomitització causat per la barreja d’aigües marines i dolces meteòriques en zones properes als alts paleogeogràfics. Tanmateix, caldria contrastar aquest model amb anàlisis geoquímiques delsisòtops de l’oxigen. El model proposat es basa només en les geometries observades o deduïdes de les observacions de camp.

La formació carbonàtica de Bovalar

A la conca del Maestrat, la successió carbonàtica que constitueix aquesta seqüència fou descrita sota el nom de formació de Bovalar. Té una potència de 325 m i és formada per cicles típics de somerització amb tendència a l’emersió ("shoaling-upwards"). Cadascun consta d’una part basal formada per "wackestones-packestones" de foraminífers bentònics, bivalves, gasteròpodes, etc. Superiorment passen a "grainstones" bioclàstico-oolítics amb estratificació encreuada plana i de solc, que sovint presenten oncòlits. La biotorbació hi és sempre abundant. El terme superior és format per "mudstones" (mientes) laminades, amb porositat fenestral, això és, fang calcari amb petites cavitats, sovint alineades, reblertes amb ciment esparític bretxes intraformacionals de còdols plans, etc. En alguns indrets el cicle acaba amb una passada de margues llimolítiques blanquinoses. Per sobre, vindria altre cop la base erosiva del terme suportat pel fang del cicle immediatament superior. Els trams biocalcarenítics s’interpreten com a dipòsits de barres litorals, molt marginals, és a dir, seques ("shoals"), les quals tancarien zones protegides amb més fang carbonàtic ("wackestones", "mudstones") de "lagoon" (termes basals), amb una abundant fauna bentònica i flora, algues dasicladàcies principalment. El terme superior s’interpreta com un dipòsit típic de plana mareal carbonàtica (intermareal o supramareal); els nivells margosos podrien ser ja supralitorals. L’edat d’aquesta unitat ve confirmada per la presència del foraminífer bentònic Anchispirocyclina lusitanica, que data el Portlandià. A la part superior conté Feurtillia frequens, un foraminífer també bentònic, que indica el Berriasià, d’acord amb la biozonació establerta al Maestrat. Així doncs, s’estima que aquesta unitat és del Kimmeridgià superior-Berriasià.

A la serra de la vall de l’Àngel (la Salzedella), tant a la carena de l’ermita de sant Josep-corral de les Rases, com al barranc de la font de Seguer, al camí que va al Racó dels Polacos, la formació de Bovalar es presenta amb fàcies molt més micrítiques ("wackestones", "mudstones") i margoses que a la localitat tipus. Els trams biocalcarenítics són més prims i més espaiats. Això vol dir que en aquesta àrea predominen els dipòsits de "lagoon" sobre els de barres d’alta energia ("shoals"). En aquest sector aquesta unitat té un gruix de 160 m.

Més cap al SW, a la zona de les Coves de Vinromà, les fàcies bioclàstiques passen a fàcies de rampa, en les quals abunden els "wackestones" amb Calpionella i els tintínids.

Les Calcàries laminades i dolomies de l’ermita de la Bota o de la Pleta

Cap a l’E i al N, la formació de Bovalar passa lateralment i verticalment a la unitat de Calcàries laminades i dolomies de l’ermita de la Bota, que equivalen als carbonats que a Garraf han estat descrits sota el nom d’unitat de la Pleta, la localitat tipus de la qual es troba a la carretera que des de Castelldefels mena a la masia de la Pleta. Fonamentalment aquesta unitat és constituïda per "mudstones" laminats (laminetes criptoalgals) en alternança amb bancs micrítics més massissos ("mudstones"). La seva potència és d’uns 100 m. Intercalats a la sèrie, hi ha tascons dolomítics de fins a 4 m de gruix. En menor proporció també s’hi troben altres litologies com "wackestones" de pelòides i intraclastos, "grainstones" de pèl·lets, "packstones" de peloides i "wackestones-packstones" bioclàstics amb dasicladàcies, foraminífers bentònics, ostràcodes, pues d’equínids i espícules d’esponges. Cal destacar Clypeina jurassica (alga dasicladal) que, a les conques del Maestrat i de Salou-Garraf, es troba sempre a la biozona de Anchispirocyclina lusitanica del Portlandià. Al sostre de la unitat, a la sèrie de la Pleta, s’hi troba un paquet de 10 m de bretxes dolomítiques asfàltiques amb abundants geodes de calcita.

Lateralment, la unitat de la Pleta es dolomititza en la seva totalitat, com es pot comprovar als voltants de Begues i, en aquest cas, queda inclosa dins la unitat de les dolomies superiors de Garraf. A la Juncosa del Montmell, a la falda de les cotes Fenques i Cova, tot i que molt dolomititzada, hom pot reconèixer aquesta unitat sota les calcarenites valanginianes. També es poden identificar restes de calcàries laminades entre les importants masses de dolomies de l’àrea de Vandellòs i el Perelló.

Però no és fins a la conca del Maestrat que no hi torna a haver un bon aflorament d’aquesta unitat, que en aquesta conca rep el nom de Calcàries laminades i dolomies de la Bota. La sèrie tipus es troba a la carretera de Vinaròs a Alcanyís i comença en el km 49, al barranc de la Bota, al començament de la pujada al coll de Querol, a la serra de Vallivana. Els tipus de fàcies són molt similars als de Garraf, encara que presenten algunes característiques locals que cal esmentar. Al Maestrat hi ha un menor desenvolupament de les laminacions criptoalgals i també s’hi han localitzat diverses acumulacions d’oncòlits amb la porositat reblerta d’asfalt. Aquestes acumulacions d’oncòlits, per la seva geometria, els contactes, la continuïtat lateral, etc., s’han interpretat com a rebliment d’antics canals. Al Maestrat, aquesta unitat, a la part superior, conté Feurtillia frequens, foraminífer bentònic que en aquesta regió indica el Berriasià. La potència de la unitat arriba als 200 m. En el mateix Maestrat, aquesta unitat ja no es troba al S del coll de Querol, ni més a l’W, cap on passa lateralment i verticalment a la formació de Bovalar. En canvi, s’estén considerablement cap a l’E, cap als ports de Beseit, on sempre és més o menys identificable, sovint molt dolomititzada, a la base dels nivells neocomians. L’edat de las calcàries laminades i dolomies de l’ermita de la Bota pot estimar-se de Portlandià superior-Berriasià.

Les Calcàries amb oncòlits de Figueroles

A les comarques del País Valencià corresponents a la branca castellana de la Serralada Ibèrica, la totalitat de la seqüència ha estat definida com a la formació de Calcàries amb oncòlits de Figueroles. Es tracta d’una unitat de calcàries bioclàstiques ("packstones", "grainstones") que solen contenir oòlits i oncòlits, els quals poden arribar a formar acumulacions importants d’ordre mètric. També hi ha intercalacions de "mudstones" i "wackestones" que representen aproximadament un 10 % de la formació. La fauna hi és molt variada i abundant: mol·luscs, coralls, algues, equínids, foraminífers bentònics, braquiòpodes, i ostràcodes principalment. Als voltants d’Oset aquesta unitat conté esculls del tipus anomenat "patch-reef". Es tracta de construccions de geometria biostromal i en menor grau biohermal. Són edificis del tipus "bafflestones", és a dir, amb molta micrita, originada pel fang calcari atrapat per l’efecte de pantalla ("baffle") dels organismes, alguns o bastants dels quals podrien no haver fossilitzat. Els organismes constructors són coralls, estromatopòrids (Cladocoropsis) i algues calcàries principalment. També s’hi troben equínids, espícules d’esponges, briozous i mol·luscs, entre d’altres. Els màxims gruixos s’assoleixen a Figueroles i a Oset, on aquesta formació ateny els 60 m de potència. Cap al S experimenta un aprimament notable i a prop de Iàtova, queda reduïda a uns 10 m. L’ambient deposicional és molt similar al de la conca del Maestrat. En aquesta zona del País Valencià no tenim notícies de l’existència de la unitat de calcàries i dolomies laminades que és present al Maestrat i a la Serralada Costanera catalana. Si hi és, pot haver estat englobada dins de les calcàries amb oncòlits de Figueroles.

La seqüència deposicional del Valanginià "pro parte"

Model deposicional de la seqüència del Valanginià, última seqüència del cicle juràssic, a la vora oriental d’Ibèria. La comparació d’aquesta figura amb la 258 i la 263 il·lustra la regressió de finals del Juràssic i començament del Cretaci.

Ricardo Génova, original de Ramon Salas.

És limitada inferiorment per tascons de carbonats d’aigua dolça, de terrígens o per concentracions de glauconita. El límit superior és una ruptura sedimentària major que es manifesta per l’aparició de terrígens, crostes ferruginoses, una erosió important, carst i latentes. A la localitat tipus, a prop de la Salzedella, aquesta seqüència té una potència de 600 m. Aflora a la part central i oriental de la conca del Maestrat, a l’E de la línia que uneix Tortosa, Pena-roja de Tastavins, Aiguaviva, Cantavella i Torreblanca. Cap a l’W experimenta un aprimament considerable a causa de l’erosió prehauteriviana, i a la cubeta del Perelló desapareix a causa de l’erosió, uns dos quilòmetres al N del poble del Perelló. A la conca de Salou-Garraf no ultrapassa cap al N la línia que uniria el coll de Santa Cristina amb la cota Cova (667 m) del full de Valls (mapa 1: 50 000), a causa, també, de l’erosió prebarremiana. Aquesta unitat no es troba a la cubeta de la Penyagolosa, ni al sector de València, almenys en fàcies marines. En canvi, sí que es torna a trobar més al S, ja en el domini Prebètic extern. L’edat d’aquesta seqüència és Valanginiana, encara que no inclou el Valanginià terminal.

Aquesta última seqüència deposicional del cicle juràssic, dins un marc d’ambients d’aigües somes, mostra una certa evolució del tipus de somerització creixent. És interessant de fer notar que durant el Valanginià s’accentua el comportament diferencial de les cubetes de la vora oriental d’Ibèria, ja iniciat durant el Kimmeridgià mitjà. Cadascuna presenta diferents subsidències. Així, mentre a la conca del Maestrat té lloc la màxima subsidència, a la de la Penyagolosa-Aliaga i a la de València aquesta, en tot cas, és molt petita, de manera que, en aquestes àrees, no sols no hi ha sedimentació durant aquest darrer episodi del cicle juràssic, sinó que, fins i tot, hi són erosionats part dels materials kimmeridgians. Així doncs, durant el Valanginià la zona central del País Valencià fou una regió emergida entre les conques del Maestrat, el Perelló i Salou-Garraf al N i la conca prebètica al S.

Els Gresos del barranc d’En Siroll

Al Maestrat, i només en aquesta conca, sobre la discontinuïtat sedimentària basal, es troba una unitat gresosa (Gresos del barranc d’En Siroll). Formen cossos arenosos de geometria lenticular amb bases erosives que presenten estratificació encreuada de solc a la base i laminació encreuada al sostre. Hi ha còdols tous a la base de les seqüències gresoses. Aquestes alternen amb trams calcaris ("wackestones-packstones") arenosos de gasteròpodes i "mudstones" laminats amb porositat fenestral. Aquest conjunt es repeteix 4 o 5 vegades amb intercalacions de passades lutítiques. El conjunt arriba a atènyer un màxim de 50 m de potència. Lateralment i verticalment passa a calcàries i margues (calcàries i margues dels Mangraners). Les associacions de fàcies dels gresos del barranc d’En Siroll, així com les seves relacions horitzontals i verticals han permès d’interpretar aquesta unitat com a resultat dels dipòsits d’una plana mareal mixta de terrígens i carbonats.

Les Calcàries i margues dels Mangraners

A la resta de sectors on aflora aquesta seqüència, els materials que reposen sobre la seqüència precedent són un conjunt de calcàries i margues (Calcàries i margues dels Mangraners). Aquesta unitat consisteix en uns 90 m de "wackestones" nodulosos grisos, amb estratificació decimètrica, que contenen intercalacions carbonoses. Conté caròfits, ostràcodes, mol·luscs, oncoides, Cayeuxia, intraclastos negres i molts motlles i senyals de biotorbació d’arrels. A la zona marginal de la conca, el seulímit superior és la discontinuïtat major que limita la superseqüència juràssica. Cap a l’interior de la conca, a part de passar als gresos del barranc d’En Siroll, ho fa a les anomenades calcarenites dels Polacos i, a la part alta de la seqüència, a les calcàries de la Bastida, sobre les quals es troba el límit superior de la seqüència i del cicle juràssic. La unitat dels Mangraners, per les seves associacions de fàcies, representa una zona d’aiguamolls carbonatats ("carbonate swamp"), amb fang calcari, que vorejaria els sectors interns d’una entrada de mar o badia.

Les Calcarenites dels Polacos

Lateralment i sobre el conjunt de calcàries i margues descrit, segueix una unitat calcarenítica (Calcarenites dels Polacos). Consta d’un tram inferior de 45 m de "wackestones" de foraminífers porcellanats, dasicladàcies, gasteròpodes i bivalves. Segueixen 120 m de "grainstones" oolítico-bioclàstics en paquets massissos de fins a 30 m de gruix que contenen Choffatella i Valdanchella miliani, a més de la fauna esmentada anteriorment. Alternen amb trams de "wackestones" i "mudstones" laminats amb porositat fenestral i senyals d’arrels ferruginitzades i dolomititzades. Acaba amb 35 m de margues noduloses amb grans natícids que alternen amb passades de "grainstones" bioclàstics, molt biotorbats, amb restes de peixos seminotiformes. Aquestes fàcies s’agrupen en seqüències menors de somerització creixent amb tendència a l’emersió ("shoaling-upwards"). L’anàlisi de les associacions de fàcies i les seves relacions ens fa interpretar els sediments d’aquesta unitat com al registre de bancs marginals oolítico-bioclàstics d’alta energia ("shoals"), amb els seus medis sedimentaris característics associats.

Les Calcàries de la Bastida

A la part alta de la seqüència, les calcàries i margues dels Mangraners passen, cap a l’interior de la conca, a calcàries (Calcàries de la Bastida), unitat que té una potència de 310 m. Comença amb 210 m de "wackestone" grisos de carofícies, dasicladàcies i foraminífers porcellanats principalment, amb intercalacions de "mudstones" laminats amb porositat fenestral. Als 100 m següents, els materials descrits presenten intercalacions de passades de "grainstones" bioclàstico-oolítics. Els 20 m superiors de la unitat són formats per "packstones-wackestones" de rudistes i, al sostre, una barra de "grainstones" bioclàstico-oolítics rubefactats. El límit superior d’aquesta unitat és sempre la ruptura d’ordre major ja descrita, que marca el final del cicle juràssic. El conjunt d’aquesta unitat dona lloc a una seqüència granocreixent. S’interpreta com a propera dels bancs d’acumulació de fang carbonàtic o "mud-banks". Aquests es desenvoluparien a l’interior d’una zona tranquil·la i protegida ("lagoon"), amb influència d’aigües salabroses.

La unitat d’Oliva

Cap al S, torna a no haver-hi registre marí d’aquesta seqüència fins al Prebètic extern, a la serra d’Oliva. L’anomenada unitat II d’Oliva, correspon a aquesta seqüència. És constituïda per una alternança de "packestones"-"grainstones" de mol·luscs, briozous, foraminífers bentònics, equínids, coralls i estromatopòrids principalment, amb estratificació creuada. Conté petits esculls de geometria biohermal construïts per estromatopòrids i coralls. El sostre d’aquesta unitat ve marcat per una superfície d’erosió fossilitzada per sediments terrígens, que correspon a la discontinuïtat superior del cicle juràssic.

Entre aquests afloraments de materials marins prebètics i els descrits abans, a la zona central del País Valencià no hi ha cap registre marí som que correspongui a aquesta seqüència. Així, per exemple, al massís del Caroig, els sediments terrígens de fàcies "weald" (Argiles de Contreres, del Barremià inferior) fossilitzen una important superfície d’erosió situada, allí, sobre les calcàries kimmeridgianes. Aquesta mateixa situació és la que trobem a la cubeta de la Penyagolosa-Aliaga, distinta de la de les altres àrees de sedimentació.