El cicle cretaci superior als Pirineus

La superseqüència del Cretaci superior als Pirineus comprèn tres grans cicles amb significació tectònica ben diferent pel que fa a l’evolució d’aquest àmbit. El primer, l’albocenomanià, és lligat a la creació d’un sistema de fosses entre les plaques ibèrica i europea al llarg de la falla nordpirinenca, acompanyada per la sedimentació de “flysch". El segon i el tercer, durant la resta del Cretaci superior, reflecteixen l’inici de la surrecció de la serralada entre dues conques perifèriques mòbils.

L’Albocenomanià als Pirineus

El cicle albocenomanià és constituït per una sola seqüència deposicional i comprèn l’Albià mitjà, l’Albià superior, la part més alta del qual és anomenada Vraconià, i el Cenomanià inferior. Té una durada breu —de 8 a 10 milions d’anys—, al voltant dels 97,5 milions d’anys (límit Albià-Cenomanià), i entre 113 i 91 milions d’anys (base de l’Albià i sostre del Cenomanià respectivament). Aquest cicle deu la seva individualització a un esdeveniment capital en la història dels Pirineus: l’obertura d’un sistema de fosses entre Ibèria i Europa al llarg del sistema de la falla nordpirinenca, entre la Mesogea i el golf de Biscaia, que al mateix temps era en plena fase d’obertura per acreció d’escorça oceànica. Aquests esdeveniments comporten nombrosos efectes.

Des del punt de vista tectònic, el desplaçament relatiu de les plaques ibèrica i europea, al llarg de diversos segments E-W de la falla nordpirinenca, provoca l’enfonsament i el basculament de blocs prèviament delimitats per falles de direccions NE-SW i NW-SE. En resulta la formació de conques profundes ròmbiques i triangulars, en un sistema de tipus "rift", amb l’escorça aprimada, entre dues vores continentals aixecades amb escorça normal. L’obliqüitat de la trajectòria de les plaques respecte a les falles va provocar un cert plegament per compressió als angles de les conques i, més particularment, a la part oriental de la serralada.

El procés de "rifting" descrit destrueix l’equilibri morfològic anterior a causa de la juxtaposició de fosses submarines estretes limitades per pendents abruptes, amb una batimetria relativament elevada, i superfícies continentals aixecades, molt extenses. En resulta una emersió d’una gran part de les plataformes del Cretaci inferior, una activació de l’erosió subaèria i una sedimentació turbidítica al peu dels pendents submarins. Aquest és l’origen del primer "flysch" pirinenc, "flysch" de fàcies "graben" (fossa).

L’aprimament, l’extensió i la fracturació de l’escorça continental del "rift" albocenomanià afavoreix l’ascensió d’un magma profund que cristal·litza en els sediments en forma de filons o que s’estén sobre el fons submarí en forma de colades volcàniques. Recordem que aquest és un magma alcalí, com es presenta en els "rifts" intracontinentals, i no toleïtic com el de les dorsals oceàniques. Aquest aprimament, l’extensió i la fracturació de l’escorça continental també afavoreixen una elevació anormal del flux tèrmic, causa del metamorfisme de les formacions sedimentàries i eruptives de les fosses del "rift". Recordem que al mateix temps tingué lloc un cert plegament, almenys a la part oriental de la serra (sinclinori de Boixavila), on els terrenys del Cretaci inferior presenten minerals orientats pel plegament, datats radiomètricament a 95 milions d’anys. L’elevació anormal del flux geotèrmic durant l’Albià als Pirineus és confirmada pel grau d’evolució de la matèria orgànica en els sediments d’aquesta edat.

El cicle albocenomanià és representat principalment per terrenys detrítics silícics que es disposen sobre una important discontinuïtat subaèria o submarina i indiquen, alhora, una forta represa" de l’erosió continental i una sedimentació marina profunda. En funció del medi deposicional hi distingim dos tipus de sèries.

Les sèries turbidítiques

El "flysch" argilogresós albocenomanià és el primer "flysch" de la història alpina dels Pirineus. Es localitza a la zona de la falla nordpirinenca, entre l’encavalcament frontal nordpirinenc al N i el límit de la zona axial i del massís d’Aldude-Quinto Real al S. S’hi distingeixen dues formacions.

Als Pirineus bascobearnesos, les Pudingues de Mendibelza constitueixen una formació conglomeràtica, pelítica i gresosa molt potent que ha estat interpretada com a dipòsits de resedimentació submarina acumulats al llarg d’escarpaments de falla, als blocs basculats de la vora ibèrica de la conca ("rift") pirinenca.

El "Flysch" negre és una formació de pelites, gresos i conglomerats que omple les fosses del "rift" pirinenc. Succeeix les margues negres de l’Albià a la part central de les fosses i reposa sobre un substrat d’edat variable, erosionat fins als terrenys paleozoics als cantells dels blocs basculats. A l’eix de la zona nordpirinenca, el "flysch" negre ha sofert un metamorfisme i una intensa deformació tectònica que li donen un aspecte pissarrós. D’aquí ve el nom de "flysch" pissarrós ("flysch ardoisier") amb què és conegut el "flysch" negre de la zona metamòrfica. L’edat del "flysch" negre ha estat determinada amb ammonits que han datat l’Albià mitjà, l’Albià superior i el Vraconià. En el "flysch" negre hi ha roques eruptives alcalines intercalades. Són filons o petits massissos de roques intrusives i colades de laves ("pillow-laves") que cristal·litzaren sota un gruix d’aigua de l’ordre d’algunes desenes a algunes centenes de metres, estimació feta a partir dels vacúols de desgasificació.

Les sèries de plataforma

La vall de la Noguera Ribagorçana ofereix bons talls del Cretaci superior de la unitat sudpirinenca. La fotografia és presa des del sud de Sopeira, cap al N. L’embassament de les Escales se situa sobre el congost obert a les calcàries de la serra de l’Aulet i l’eixamplement de la vall, ocupada per l’embassament, ha estat excavat en les margues de l’Aulet. Aquestes dues unitats representen les seqüències albocenomanianes. Ascendint en la sèrie, més al sud, la depressió on hi ha el poble de Sopeira es troba sobre les margues de Sopeira, que són limitades superiorment per la bretxa de Sopeira, que no s’aprecia bé a la fotografia. Aquestes dues unitats formen una seqüència de talús datada del Cenomanià mitjà i superior. El túnel és perforat a les calcàries bretxoses i pelàgiques de la formació de Reguard (Turonià). A la boca sud del túnel s’entra ja a les calcàries coniacianes de la següent seqüència.

Jordi Vidal

Les sèries de fàcies de plataforma s’estenen de manera discontínua a banda i banda de la zona de la falla nordpirinenca. Són conegudes al N, a Aquitània i a la cobertora del Motomet i al S, en algunes unitats tectòniques del vessant meridional. En aquest vessant es distingeixen dues sèries de plataforma. Una de potent, localitzada a l’àrea d’Aulet a la Ribagorça, resultat de la sedimentació en un bloc basculat que coincideix amb l’extremitat occidental de la unitat Aulet-Prada. L’altra, no tan potent i fonamentalment gresosa, és ben representada al Turbó i se situa sobre un altre boc basculat que coincideix amb la unitat tectònica Turbó-Cotiella. Més a l’W, a l’Aragó, a la unitat de Gavarnia (unitat intermèdia) l’albocenomanià es redueix a esquinçalls petits i discontinus. L’Albocenomanià calcari i gresós també és present a les unitats de l’Empordà (unitats superiors). Per contra, és absent a totes les altres unitats estructurals (unitats inferiors de la zona axial, unitat del Cadí, resta de la unitat central sudpirinenca), les quals materialitzen, per tant, una àmplia superfície emergida (massís de l’Ebre) a la vora de la placa ibèrica, que durant aquells temps estava essent recoberta pels dipòsits fluvials de les arenes d’Utrillas.

Els terrenys del cicle albocenomanià presenten una distribució diferent que els precedents, dels quals són separats per una discontinuïtat major, que separa les superseqüències del Cretaci inferior i del Cretaci superior. A les unitats superiors del vessant S dels Pirineus el cicle albocenomanià és representat per dos conjunts litológics, un de materials terrígens amb lignits de l’Albià superior-Vraconià inferior, i l’altre, carbonàtic, del Vraconià superior-Cenomanià inferior.

A totes les altres àrees meridionals, de les unitats inferiors de la zona axial fins a les àrees no esmentades de les unitats superiors, l’Albocenomanià és absent i els termes més recents del Cretaci superior reposen directament sobre un substrat més antic, del Cretaci inferior, el Juràssic o el Triàsic. Aquesta important discontinuïtat assenyala l’acabament d’aquest cicle.

La unitat sudpirinenca central

A la SERRA D’AULET, a la part NW de la unitat sudpirinenca central (Ribagorça), l’Albià superior i el Cenomanià inferior atenyen 1000 m de potència a l’interior d’un prisma sedimentari que s’estén només pocs quilòmetres a banda i banda de la vall de la Noguera Ribagorçana; els ràpids acabaments en bisellament són ocasionats pel desbordament del Cretaci superior suprajacent que, lateralment, reposa, en discordança, sobre termes més antics, basculats i erosionats. Hom ha distingit dues formacions ben exposades al tall de la Noguera Ribagorçana.

Unitats litològiques del Cretaci superior a l’extrem nordoccidental de la unitat sudpirinenca central, i les seves correlacions.

Maber, original de Pierre Souquet

En contacte per falla amb el Triàsic d’Aulet, i, per tant, sobre un substrat desconegut, es troben les Margues gresoses d’Aulet. Tenen una potència de 400 m i afloren fins a la presa del pantà d’Escales on s’enfonsen sota la formació suprajacent. S’hi reconeixen fàcies de plataforma distal que se succeeixen de la base al sostre: margues amb intercalacions calcàries i fauna bentònica; margues fosques, homogènies amb microfauna planctònica i intervals condensats amb glauconita; margues gresoses amb intercalacions de calcàries gresoses. Les margues d’Aulet són riques en orbitolines planes de grans dimensions (Mesorbitolina) i algues florídies especialment al seu membre inferior (primer túnel). Han estat datades de l’Albià superior i de l’inici del Vraconià per foraminífers (Orbitolina concava, Planomalina buxtorfi) i ostràcodes.

Unitats litològiques del Cretaci superior a la unitat sudpirinenca central i les seves correlacions, entre la Noguera Ribagorçana i el Segre.

Maber, original de Pierre Souquet

Segueixen les Calcàries de la serra d’Aulet, de 500 m de potència. Constitueixen una potent formació de calcàries que s’inicia poc més amunt del barratge d’Escales i es desenvolupa a les gorges de la Noguera Ribagorçana fins a la depressió de Sopeira, on és recoberta per les margues cenomanianes del cicle següent. Les calcàries són bioclàstiques, gresoses i ferruginoses, amb colors d’alteració rovellats; contenen un gran nombre de restes de briozoaris, lamel·libranquis, equinoderms, orbitolines i algues. La formació comporta una successió de fàcies de plataforma distal: calcàries argiloses fosques amb algues i orbitolines del Vraconià (Orbitolina durandelgai), una alternança de calcàries noduloses i calcàries massisses, i calcàries gresoses amb estratificació encreuada de gran escala, amb fauna del Vraconià alt (Conicorbitolina) i del Cenomanià inferior (Simplorbitolina).

Les dues formacions s’organitzen segons un mateix tipus de successió de transgressió, després d’alt nivell de la mar, i finalment de rebliment. Poden ésser considerades d’ambient de plataforma distal, corresponents a dues subseqüències deposicionals, la primera més terrígena (Albià superior-Vraconià inferior), la segona més carbonàtica (Vraconià superior-Cenomanià inferior).

A la unitat PONT DE SUERT-TURBÓ-COTIELLA, a l’extrem NW de la unitat sudpirinenca central, el conjunt inferior terrigen és més groller i més litoral; el superior, carbonàtic, més reduït. La unitat litològica inferior són les Margues lignitoses de Sant Martí. Aquesta formació, de 80 m de gruix, comença amb un nivell de lumaquel·la (amb madreporaris, braquiòpodes, ostres, rudistes, gasteròpodes i equínids) i és formada essencialment per margues fosques associades a margocalcàries gresoses.

Conté nivells de lignits intercalats. Correspon a fàcies d’aiguamolls litorals. L’Albià superior hi és provat per orbitolines (Neorbitolinopsis conulus), ostràcodes, espores i pol·len. Segueixen els anomenats Conglomerats i gresos de Sant Martí de 100 m de potència. També han estat anomenats Gresos del Turbó pel nom de la muntanya on es troben els seus millors afloraments. Es tracta de conglomerats i gresos quarsosos i feldspàtics, amb estratificació encreuada, de fàcies marina litoral. Els gresos del Turbó són coberts, al sector de Bonansa, per alguns metres de calcàries bioclàstiques, gresoses i ferruginoses amb orbitolines del Vraconià, del tot comparables a les Calcàries de la serra d’Aulet. Aquestes calcàries són associades a un nivell de condensació, el Nivell roig de la Selva de Bonansa, de 2 m de gruix, constituït per calcàries d’oòlits ferruginosos i glauconítics i per una lumaquel·la extremament rica en lamel·libranquis, braquiòpodes i ammonits del Vraconià superior.

Les margues lignitoses i els conglomerats i gresos de Sant Martí constitueixen una seqüència terrígena correlacionable amb les margues gresoses d’Aulet. Aquesta seqüència té el seu màxim desenvolupament al sector de Bonansa, on reposa sobre les calcàries urgoalbianes (U6) coronades per un fons endurit (ermita de Sant Roc, serra de les Ares). El seu gruix es redueix progressivament cap a l’W i també cap al N, on reposa sobre un substrat erosionat cada cop més antic: Dogger i Lias al barranc de Sant Adrià a l’anticlinal del Turbó, Triàsic al vessant S del tossal de l’Abella, per exemple; fàcies roges permotriàsiques al N de tossal d’Abella. Les calcàries ferruginoses amb orbitolines i el nivell roig de la Selva de Bonansa són correlacionables amb les calcàries de la serra d’Aulet. Només es troben a prop de Bonansa; més a l’W, els gresos del Turbó són recoberts directament per les margues o calcàries cenomanianes del cicle següent.

Les unitats de l’Empordà

A l’extrem oriental dels Pirineus catalans, l’Albocenomanià només és conegut al MASSÍS DE MONTGRÍ. Presenta una sèrie comparable a la del sector Pont de Suert-Turbó. Sobre les calcàries albianes aflora el Complex detrític del Montgrí, que fa un gruix d’uns 100 m. Aflora en una banda NW-SE, de Sobrestany a la vall del Ter, al flanc oriental del sinclinal del castell de Montgrímuntanya d’Ullà. Consta d’una alternança de margues fosques, calcàries bioclàstiques gresoses i ferruginoses, gresos i microconglomerats quarsosos. Els nivells més calcaris contenen ostres, gasteròpodes i orbitolines. Al damunt hi ha 20 m de calcàries margoses taulajades. Són calcàries de gra fi amb orbitolines (Conicorbitolina) i simplalveolines (pedrera a la pista de cala Montgó a punta Llarga).

Les unitats intermèdies

Fora de les regions esmentades, l’Albocenomanià només és conegut en un punt a les unitats meridionals, a la regió de Cambrils-Llinars, a l’E del Segre, a prop de la carretera d’Organyà a Sant Llorenç dels Morunys, és a dir, en una unitat tectònica situada per sota del mantell del Pedraforca i que representa en certa manera, la prolongació, cap al S, per sota del mantell esmentat, de la unitat del Cadí (unitat intermèdia). Hi és representat per argiles i lignits que s’intercalen entre les dolomies juràssiques i les calcàries cenomanianes. Aquesta unitat pot ésser correlacionada amb el conjunt terrigen inferior descrit. Conté carofícies.

El Cenomanià - Santonià inferior als Pirineus

La història del cicle Cenomanià-Santonià inferior, d’uns 10 milions d’anys de durada —entre 97,5 (començament del Cenomanià) i 83 milions d’anys, final del Santonià—, és presidida per dos esdeveniments: l’obertura del solc de "flysch" a la zona de la falla nordpirinenca i a les seves proximitats entre dues plataformes carbonàtiques molt eixamplades per la transgressió cenomaniana; i l’inici de la compressió pirinenca. Així, un solc subsident, amb sedimentació profunda, s’estén tot al llarg de l’àmbit pirinenc fins al golf de Biscaia. Substitueix i recobreix les diverses fosses de l’Albià i testimonia un refredament de l’escorça i una gran subsidència. En efecte, els terrenys posteriors al cicle albocenomanià no han estat afectats pel metamorfisme tèrmic pirinenc (manifesten només un metamorfisme dinamotèrmic de feble intensitat —clivatge pissarrós i formació de sericita— causat per la compressió pirinenca). El solc del "flysch" cretaci era doncs una conca freda. El refredament de l’escorça s’acompanyà d’un enfonsament de les vores de l’antic "rift", les quals s’enfonsen amb erosió i desprendiment de blocs que jalonen les bretxes marginals. A l’interior del solc, els alts fons albians també s’enfonsen i són recoberts pels dipòsits turbidítics profunds i potents. L’obertura d’aquest solc subsident pot relacionar-se amb l’expansió de l’escorça oceànica del golf de Biscaia a partir del funcionament d’una branca lateral E-W de la dorsal medioatlàntica, procés que és contemporani al que ens interessa. De fet el solc del "flysch" és una prolongació d’aquesta obertura extensiva al domini continental, al llarg de la zona de falla nordpirinenca.

L’inici de la compressió pirinenca, de direcció N-S aproximadament, es reflecteix a la part oriental de la serralada per l’estructuració de la zona metamòrfica (datacions radiomètriques de 95 ± 3 milions d’anys) i per una migració de les zones de màxima subsidència cap al N, a partir del Turonià. El "flysch" turonosenonià, en efecte, es diposità a banda i banda de l’antiga fossa del "flysch" pissarrós, aparentment transformada en un talús de trànsit sedimentari sense dipòsits, en el front de les zones de la serralada en compressió. El "flysch" turonosenonià es va acumular al N (zona nordpirinenca) i els seus materials provenen del S, del marge nordibèric; les seves fàcies grolleres, apicals, es troben al S i poden lligar-se a les sèries de plataforma de les zones meridionals que hem descrit.

L’obertura i aprofundiment del solc del "flysch" són acompanyats per la instal·lació, a banda i banda, de plataformes carbonàtiques, a les vores de les dues plaques submergides per la transgressió cenomaniana. El terrenys del Cenomanià al Senonià inferior tenen, així, una composició predominantment carbonàtica. Formen dos tipus de sèries sedimentàries segons llurs medis deposicionals que s’agrupen en un cicle que comprèn el Cenomanià mitjà, el superior i el Turonià (dues seqüències deposicionals), i una altra que abraça el Coniacià i el Santonià pro parte, que constitueix una sola seqüència deposicional.

Les dades aparentment contradictòries sobre l’obertura del solc "flysch" i l’inici de la compressió pirinenca poden ésser reconciliades en un model de límit de plaques obliqües respecte a les trajectòries de les plaques. Així es pot explicar la simultaneïtat d’una separació per divergència i extensió a l’W i una suturacio per convergència i compressió a l’E.

Les sèries turbidítiques

Els "flyschs" dels cicles Cenomanià-Santonià inferior es localitzen al vessant N de la serralada, a la zona de la falla nordpirinenca i els voltants immediats. Recobreixen una superfície de discordança regional, coneguda amb el nom de "discordança precenomaniana", que talla el "flysch" albocenomanià del "rift" pirinenc i els terrenys mesozoics i paleozoics dels blocs adjacents. Presenten una distribució diferent a la del "flysch" albià. Així, són absents de la part oriental de la zona metamòrfica on el "flysch" pissarrós era tan potent. A la zona nordpirinenca es desenvolupen només allà on el "flysch" negre era absent o reduït, a l’E d’Axat, i se sobreposen a blocs més o menys erosionats, i, localment, fins al sòcol hercinià. Desborden, tant pel N com pel S, els límits de la regió ocupada pel "flysch" albià.

Les sèries de plataforma

Les sèries de plataforma del Cenomanià al Santonià inferior s’estenen a banda i banda del solc del "flysch" nordpirinenc. Al S, adquireixen un bon desenvolupament a la unitat sudpirinenca central i a les unitats de l’Empordà. Les sèries de plataforma d’aquesta edat són absents a les altres unitats dels Pirineus catalans, les serres marginals, la unitat del Cadí i les unitats inferiors de la zona axial, on la sedimentació del Cretaci superior arribà més tard. Les sèries de plataforma foren dipositades per la transgressió cenomaniana sobre un ampli territori anteriorment emergit. Recobreixen un substrat d’edat variable, sobre una superfície de discordança i d’erosió subaèria afaiçonada durant el cicle albocenomanià.

Relació entre la seqüència del Cenomanià mitjà i superior i les seqüències del Cretaci inferior a la unitat sudpirinenca central. Els terrenys del Cenomanià mitjà recobreixen transgressivament els del Cretaci inferior, fallats, basculats i diversament enfonsats i erosionats. Aquesta disposició reflecteix la tectònica albocenomaniana que provocà la formació de conques profundes, amb aprimament de l’escorça.

Servei de Fotografia/C.B.M., original de Pierre Souquet

Les fàcies són carbonàtiques i localment sollades per rares aportacions terrígenes, representades per grans de quars i òxids de ferro preparats per una profunda alteració continental. Es reparteixen en dos cicles, l’un Cenomanià-Turonià i l’altre Coniacià-Santonià inferior, el desenvolupament dels quals és controlat per la subsidència i les variacions del nivell de la mar. Cadascun d’ells comprèn, en efecte, una seqüència d’aprofundiment i de transgressió dels dipòsits sobre la plataforma, coronada per un nivell de condensació, que registra un ascens del nivell del mar, i una seqüència de rebliment amb materials de medis poc profunds, escullosos o terrígens, que, amb el temps, prograden cap a la plataforma distal; registren una progradació durant un període estable d’alt nivell de la mar. La vora distal de la plataforma i el talús vénen assenyalats per acumulacions de sediments fins i per esllavissades sinsedimentàries de blocs i de sediments no consolidats.

Les seqüències del Cenomanià mitjà-Turonià

Els terrenys d’aquest cicle formen dues seqüències deposicionals en les quals se succeeixen fàcies de plataforma externa a talús, localitzades a l’àrea Aulet-Prada, i fàcies de plataforma poc profunda, esteses per la resta del territori recobert per la transgressió cenomaniana.

La seqüència inferior (Seqüència del Cenomanià mitjà i superior) comprèn tres unitats estratigràfiques: Les Margues de Sopeira són una unitat, de 400 m de potència, constituïda per margues gresoses i glauconítiques, grisoblavoses, que alternen amb margocalcàries noduloses. Els fòssils hi són abundants (equínids, ammonits i foraminífers planctònics del grup de les globotruncanes). La Bretxa de Sopeira, de 200 m de gruix màxim, és calcària, estratificada en bancs gruixuts amb estructura interna caòtica i deformada per esllavissades sinsedimentàries. La matriu és de calcària de gra fi, amb microfauna planctònica (Globotruncana, pitonel·les) i ammonits del Cenomanià superior (Calycoceras). Els elements provenen de la mateixa formació (intraformacionals) o de la formació de Santa Fe, que descriurem a continuació. Són còdols tous o blocs litificats de grandària variable, localment d’alguns metres cúbics. La bretxa de Sopeira reflecteix la resedimentació en un talús. Els seus afloraments són molt localitzats a la vall de la Noguera Ribagorçana on formen espadats al S de Sopeira. Les Calcàries de Santa Fe —100 m de potència màxima— formen una barra blanca ben reconeixible en la topografia, en particular a la seva localitat tipus, a la base del cingle de la serra de Santa Fe d’Organyà (vall del Segre), sobre les margues de Lluçà. És constituïda per calcàries bioclàstiques, riques en foraminífers bentònics del Cenomanià superior (Praealveolina cretacea). Aquestes calcàries amb prealveolines indiquen una sedimentació sobre una plataforma poc profunda amb hidrodinamisme moderat. Les concentracions locals de rudistes (caprínids) a la serra de Sant Gervàs, a l’E de la Noguera Ribagorçana, representen nuclis escullosos construïts a la vora distal de la plataforma. La formació de Santa Fe, al N, a la vall del Flamicell, a la zona que correspon a la part més distal de la plataforma, massa profunda per a rebre una sedimentació important, és interrompuda al sostre per un fons endurit i un nivell de condensació glauconític; a les altres bandes, passa progressivament a calcàries pelàgiques amb pitonel·les (formació de Reguard) que denoten un procés d’aprofundiment progressiu al màxim de la transgressió.

Les margues de Sopeira i la bretxa de Sopeira formen una seqüència de talús exclusivament localitzada a la vall de la Noguera Ribagorçana on succeeix, en concordança, les calcàries d’Aulet del cicle albocenomanià. Lateralment cap a l’E a partir de la serra de Sant Gervàs, la bretxa de fàcies de talús és substituïda per les calcàries amb prealveolines de la formació de Santa Fe, de fàcies de plataforma. Cap a l’W, la seqüència desapareix, a causa de l’erosió santoniana.

A l’Isàvena, les margues de Sopeira i les calcàries de Santa Fe formen una seqüència de plataforma distal que reposa sobre els gresos del Turbó o el nivell roig de la Selva de Bonansa. A tots els altres llocs les calcàries de la formació de Santa Fe desborden les margues infrajacents i reposen transgressivament sobre un substrat erosionat fins a nivells variables. Cap a l’E, es troben sobre les margues de Lluçà al Flamicell i Bóixols, sobre les margues de la vall de Cabó a Organyà, sobre les dolomies del Dogger a la unitat inferior del Pedraforca i a la serra de Turp, i sobre les calcàries del Lias a les escates d’Alinyà i l’Alzina; cap al S, sobre les margues o calcàries urgonianes de l’Aptià, les calcàries amb carofícies del Montsec o les dolomies del Juràssic al Montsec; cap a l’W, sobre els conglomerats i gresos de Sant Martí al Turbó i sobre el Trias al Cotiella. Aquesta seqüència marca la transgressió cenomaniana i la instal·lació d’una àmplia plataforma carbonàtica a la vora septentrional de la placa ibèrica.

La seqüència superior (Seqüència del Turonià) comprèn dues formacions superposades. A sota, les Margues i calcàries margoses de Reguard, amb un gruix màxim de 250 m. Aquest conjunt és format per una alternança de margues, calcàries margoses noduloses i calcàries de gra fi, de tipus litogràfic i colors força foscos. La fauna és planctònica: globo truncanes (Helvetotruncana helvetica del Turonià) i pitonel·les. La secció tipus és la de la vall del Flamicell, on a la base presenta un nivell de condensació glauconític, i on la proporció de margues i el gruix són els màxims. Lateralment la potència es redueix i la litologia es modifica: amb un augment dels carbonats cap al marge de la plataforma (serra de Sant Joan, Santa Fe d’Organyà, serra del Montsec); cap a una alternança rítmica margocalcària de capes primes vers la plataforma distal (sinclinal de Sant Orenç, al S del Pont de Suert); amb desenvolupament de calcàries detrítiques fines, pelites i "silts", amb còdols tous, a la vora de la plataforma arran del talús (vall de la Noguera Ribagorçana, darrer túnel al S de Sopeira). EI pas a les Calcàries del congost d’Erinyà suprajacents és gradual. Aquesta unitat, de 160 m de gruix, és formada per calcàries bioclàstiques, amb estratificació encreuada de gran escala. Contenen nombrosíssims foraminífers bentònics de petites dimensions (vidalines, cuneolines, miliòlids, etc.) i nuclis escullosos construïts localment per madreporaris i per rudistes (hippurits, vaccinits), els quals justifiquen l’atribució d’aquesta formació al Turonià i al Coniacià inferior. Representen dipòsits de plataforma poc profunda, amb aigües molt agitades. La proximitat d’un litoral és delatada per la presència, al sostre de la unitat, de capes amb carofícies als afloraments meridionals de la serra del Montsec; la plataforma distal és assenyalada per les construccions esculloses dels afloraments septentrionals de la vall del Flamicell.

Les formacions de Reguard i del congost d’Erinyà constitueixen una seqüència que ha registrat una evolució de plataforma oberta, primer prou profunda per a no poder rebre dipòsits (nivell de condensació glauconític), després de profunditat decreixent amb augment de l’hidrodinamisme (evolució regressiva). Després de la transgressió cenomaniana (ascens del nivell de la mar) registrada per la seqüència anterior, aquesta seqüència agrupa els dipòsits d’alt nivell de la mar, progradants sobre la plataforma, del continent (al S de Sant Corneli i del Montsec) cap a la mar oberta (Flamicell, el Pont de Suert, Sopeira).

Les seqüències cenomanoturonianes poden observar-se a nombroses seccions, les millors de les quals són localitzades a la unitat sudpirinenca central; també són representades a les unitats de l’Empordà.

La unitat sudpirinenca central

A la VALL DEL SEGRE, el camí d’accés a l’ermita de Santa Fe d’Organyà talla les calcàries amb prealveolines de la formació de Santa Fe, les calcàries amb pitonel·les de la formació de Reguard (replà) i les calcàries bioclàstiques del congost d’Erinyà (cingle). També es pot observar la superposició directa de les calcàries de Santa Fe sobre les margues de Lluçà al N, al barranc d’Inglada i al S fins a Bóixols; sobre les margues i calcàries de Senyús, sota el pic de Santa Fe; i a l’E de la vall del Segre, fins i tot sobre les margues de la vall de Cabó.

Als afloraments cretacis de la VALL DEL FLAMICELL hi ha les seccions tipus de les formacions de Reguard i del congost d’Erinyà (a més dels de les formacions de Lluçà, que ja hem comentat, i d’Anserola, que veurem més endavant). Les margues de la formació de Lluçà (Aptià superior-Albià) afloren a la vall, al S de Reguard; són fàcilment reconeixibles a la xarnera anticlinal que dibuixen al llit del riu en enfonsar-se sota les calcàries cenomanianes de Santa Fe (llacuna de l’Albocenomanià), les quals formen una barra massissa de color clar, horitzontal. És coronada per un nivell de condensació glauconític. Al damunt es desenvolupen les calcàries i les margocalcàries fosques, pelàgiques, amb pitonel·les i globotruncanes de la formació de Reguard. La formació del congost d’Erinyà pot observar-se, a la seva localitat tipus, als espadats de la dreta del Flamicell. S’hi veuen diversos nuclis escullosos de polípers, massissos, entre calcàries bioclàstiques més ben estratificades.

Aquestes construccions se superposen decaladament cap al N, fet que il·lustra la progradació de la plataforma en aquesta direcció. És interessant d’observar, encara, a sobre, les margocalcàries de la formació del barranc d’Anserola (torrent de la dreta, a prop del pont d’Erinyà). Les margues amb Micraster d’aquesta formació són recobertes pels conglomerats terciaris posttectònics de la formació de Collegats, en una discordança angular clàssica.

La VALL DE LA NOGUERA RIBAGORÇANA talla dues unitats tectòniques amb característiques estratigràfiques diferents. La unitat de Pont de Suert-Turbó és travessada entre el Pont de Suert i Aulet. Els Gresos de Turbó són reconeixibles en una xarnera sinclinal, amb clivatge de pla axial, abocada cap al S. Es presenten en fàcies distáls, això és, en forma d’una successió de margues i margocalcàries noduloses, glauconítiques i, al damunt, gresos amb orbitolines, glauconítics i amb colors d’alteració rovellats. Més cap al S, la carretera talla el sinclinal de Sant Orenç amb calcàries cenomanianes amb prealveolines i rudistes (caprínids) en els flancs i la sèrie alternant de les margocalcàries fosques amb pitonel·les de la formació de Reguard al nucli.

La unitat d’Aulet-Prada és travessada al S del Triàsic d’Aulet. Les margues d’Aulet s’observen aigües amunt de la presa; les calcàries de la serra d’Aulet, al S de la presa, a les gorges. El poble de Sopeira és construït a la depressió desenvolupada a les Margues de Sopeira, al N d’un relleu format per la Bretxa de Sopeira. El darrer túnel és perforat a les calcàries bretxoses i pelàgiques de la formació de Reguard. A la boca S, uns nivells de "slumps" afecten les calcàries coniacianes de la base de la seqüència següent. En aquest punt és interessant d’enfilar-se al vessant dret de la vall per tal d’observar l’erosió de tota la sèrie descrita i la fossilització de la superfície d’erosió per la sèrie de turbidites profundes de la formació de Vallcarga del Senonià superior. D’aquest punt, l’observador contempla el paleotalús del Senonià.

A la VALL DE LA NOGUERA PALLARESA, al Montsec, les calcàries cenomanianes reposen sobre un substrat erosionat d’edat variable: dolomies juràssiques a banda i banda de l’ermita de Colobor; calcàries amb carofícies a l’ermita de Colobor i a la vall de la Noguera Pallaresa; calcàries urgoaptianes i margues amb lignits de l’Aptià a |a Noguera Ribagorçana a l’W, i a la mina del Montsec i al riu Boix a l’E. A la mateixa vall de la Noguera Pallaresa, sobre les calcàries amb carofícies del Montsec, tenim 2 m de margues blanquinoses amb foraminífers cenomanians marins; una barra de 20 m de calcàries massisses, bioclàstiques i amb prealveolines a la base (Cenomanià), i de gra fi i amb pitonel·les i globotruncanes al sostre (Turonià). Els termes suprajacents, que s’organitzen en seqüències de margues i calcàries bioclàstiques, pertanyen ja al cicle següent (Coniacià).

Cal assenyalar que les calcàries cenomanianes i turonianes han estat erosionades a la prolongació del Montsec, a la serra d’Aubenç, a l’W del Segre, mentre que a la serra de Turp, a l’E d’aquesta vall, se’n troben testimonis discontinus sota el Santonià superior transgressiu. No ha estat constatada cap variació de fàcies en aquests afloraments marginals, de la qual cosa es dedueix que el límit dels afloraments és un límit d’erosió presantonià superior, i que la transgressió cenomaniana s’havia pogut extendre molt àmpliament al S dels Pirineus.

Les unitats de l’Empordà

A les unitats de l’Empordà, al MASSÍS DE MONTGRÍ és conegut el Cenomanoturonià en el flanc oriental del sinclinal del castell de Montgrí i la muntanya d’Ullà. Succeeix els gresos de l’Albià superior i presenta les mateixes característiques que a la unitat sudpirinenca central: 45 m de margues grisoblavoses amb ostrèids; 40 m de calcàries bioclàstiques amb prealveolines i rudistes (caprínids) de la formació de Santa Fe, que es poden observar al km 5,5 de la pista militar de l’Escala a l’Estartit; 50 m de calcàries pelàgiques amb pitonel·les i gobotruncanes de la formació de Reguard.

La seqüència del Coniacià-Santonià inferior

Els terrenys del cicle Coniacià-Santonià inferior (Seqüència del Coniacià-Santonià inferior) presenten una organització seqüencial comparable a la del cicle precedent, però amb un decalatge de les fàcies cap al S, causat per l’avenç de la línia de costa en aquest sentit i l’enfonsament de la vora distal de la plataforma. Les fàcies de plataforma distal a talús s’estenen a la unitat de Pont de Suert-Turbó, als voltants de la vall de l’Éssera; les fàcies carbonàtiques de plataforma poc profunda apareixen a l’anticlinal de la serra de Sant Corneli i a l’anticlinal del Turbó i es troben encara al Montsec, al S. La seqüència del Coniacià-Santonià inferior comprèn nombroses unitats estratigràfiques, totes representades al Turbó, on llurs relacions poden ésser ben observades; aquestes unitats també es troben a la vall del Flamicell i a la serra de Sant Corneli.

La repartició de les unitats estratigràfiques del Coniacià-Santonià inferior a la unitat sudpirinenca central reflecteix l’organització d’una plataforma instal·lada a la vora de la placa ibèrica. La part proximal és al S, on es desenvolupen seqüències de margues fossilíferes i calcàries bioclàstiques o esculloses (Montsec, Sant Corneli, Serrado i Turbó); la part distal, al N, és recoberta per les margues amb Micraster de la formació d’Anserola (Flamicell, Turbó); el talús és senyalat per les calcàries d’Aguas Salenz (Éssera) i pels conjunts de les capes esllavissades ("slumps") de la Noguera Ribagorçana.

La unitat sudpirinenca central

Entre l’Éssera i l’Isàvena, el MASSÍS DEL TURBÓ correspon a un conjunt de tres anticlinals transversos, d’orientació submeridiana, que fan aflorar les calcàries de plataforma de Cenomanià al Senonià superior. Així, aquí és possible de seguir de manera contínua l’evolució de les fàcies a partir de la vall de l’Éssera dins de cadascun d’aquests plecs que ocupen posicions cada cop més meridionals: l’anticlinal del Turbó, l’anticlinal del pic 2016 i l’anticlinal del Serrado. En aquest sentit se substitueixen les unitats que descriurem a continuació.

Les Calcàries d’Aguas Salenz constitueixen una sèrie de 3000 m de calcàries fosques, amb sílex i en bancs prims, que l’Éssera talla al S de Seira, a les gorges d’Aguas Salenz, i que formen el pic del Cotiella. Contenen espícules d’espongiaris, globotruncanes i rares seccions d’equinoderms. Les seves capes presenten localment "slumps" o són tallades per cicatrius d’esllavissades. Representen dipòsits de talús. Les calcàries d’Aguas Salenz succeeixen les calcàries de plataforma de la formació del congost d’Erinyà i són interrompudes al sostre per una superfície d’erosió sobre la qual es troben les bretxes de Campo. Lateralment passen a les Margues amb «Micraster» o formació d’Anserola, una alternança de margues i margocalcàries noduloses, glauconítiques, caracteritzada per la seva gran riquesa d’eriçons (Micraster); també conté ammonits (Texanites), inoceràmids i globotruncanes. S’hi observen blocs de calcàries de plataforma provinents de les formacions ja descrites i emplaçats per ensulsiades (olistòlits); també s’hi observen truncaments, interpretats com a cicatrius d’esllavissada. Les margues amb Micraster representen dipòsits de talús o de plataforma distal. Les margues descrites són reemplaçades lateralment per les Calcàries de Serrado, formació de 300 m de calcàries bioclàstiques que formen les parets del Turbó, als flancs de l’anticlinal, a la volta de l’anticlinal del pic 2016 i al nucli de l’anticlinal del Serrado. Mostren una evolució de fàcies de plataforma cada cop menys profunda: calcàries massisses de gra fi amb sílex, seguides de calcàries bioclàstiques amb foraminífers bentònics i rudistes i, al capdamunt, calcàries gresoses. El Macigno del Cotiella, corona la seqüència. Fa un gruix de 200 m i és constituït per calcarenites gresoses i ferruginoses fàcilment reconeixibles per la seva pàtina fosca, grogosa o rovellada. Conté, a més del quars i el ferro terrigen, nombrosos bioclastos (foraminífers, lacazines i d’altres miliòlids, briozoaris i mol·luscs). Aquesta unitat constitueix un cos sedimentan lenticular, amb estratificació encreuada de gran escala, que s’engruixeix cap al N.

Aquesta seqüència del Coniacià-Santonià inferior, del Turbó i l’Éssera, agrupa un conjunt de formacions que s’esglaonen des de fàcies de talús a plataforma; llur organització mostra dos trets significatius: un enfonsament de la vora externa de la plataforma del cicle precedent (instal·lació dels dipòsits de talús de la formació d’Aguas Salenz) i una extensió de la plataforma cap al S amb una evolució d’aprofundiment (calcàries bioclàstiques de Serrado) i de rebliment (Macigno del Cotiella).

A la VALL DEL FLAMICELL només tenim les margues i Margocalcàries noduloses del barranc d’Anserola en la seva localitat tipus. Les margues són biotorbades i glauconítiques. Les cicatrius d’esllavissada (truncaments) i els "slumps" hi són nombrosos. La formació d’Anserola reposa sobre les calcàries esculloses de la formació del congost d’Erinyà del cicle precedent; al sostre és interrompuda per una superfície d’erosió fossilitzada per la sèrie de turbidites de la formació de Vallcarga del cicle següent. La seqüència del Coniacià-Santonià inferior hi és, doncs, representada exclusivament per les seves fàcies de plataforma més distals o de les parts altes del talús.

El Cretaci superior a l’anticlinal de Sant Corneli presenta una gran diversitat de formacions, ja que aquest anticlinal era tectònicament actiu durant aquest temps. En el seu nucli es troben les unitats de la seqüència del Coniacià-Santonià superior; les calcàries de les Collades corresponen a la seqüència del Santonià superior-Campanià, i contenen nuclis escullosos i capes bioclàstiques —sobre una de les quals s’alça el castell d’Orcau (Pallars Jussà), a la fotografia—, que alternen amb margocalcàries noduloses. A segon terme, els relleus més suaus corresponen a les margues de Salàs, del Campanià terminal-Maastrichtià.

Jordi Vidal

A la SERRA DE SANT CORNELI, al Pallars Jussà, al nucli de l’anticlinal que s’hi desenvolupa, hom pot observar les sèries de plataforma carbonàtica d’aquesta seqüència, sota els materials terrígens argilogresosos del Senonià superior que les recobreixen. Les sèries de plataforma comencen amb un nivell de transgressió molt estès (calcarenites de la collada del Gassó) situades sobre un fons endurit (nivell de condensació). Al damunt vénen dos grups de fàcies: d’una banda, margues de plataforma que predominen vers el NE cap a la serra de Carreu, on remplacen les margues amb Micraster de la formació d’Anserola (són designades amb els noms locals de Margues del Carregador de Carreu, del clot de Moreu, del coll de Jovell i de Margues amb Texanites); d’altra banda, calcàries de plataforma proximal que predominen a l’extrem occidental del plec i que són homòlogues de les calcàries del Serrado del Turbó (són les calcàries de Sant Corneli en les quals es distingeixen les calcàries amb rudistes del Montagut i les calcarenites d’Aramunt Vell).

Les Calcarenites de la collada del Gassó fan un gruix màxim de 180 m. Són grises amb pàtina bruna i alternen amb margues en una successió interrompuda per superfícies endurides. Algunes capes són lumaquel·les d’ostres i d’altres contenen lamel·libranquis, gasteròpodes, briozous i foraminífers bentònics. Aquesta unitat es troba damunt de les calcàries de la formació del congost d’Erinyà, en els flancs de l’anticlinal de Sant Corneli. És coronada per una discontinuïtat sedimentària i la segueixen les margues amb equínids o les calcàries amb rudistes que descrivim a continuació.

Les Margues del Carregador de Carreu i les Margues de Jovell formen una sèrie de 140 m de potència màxima constituïda per una alternança de margues i de calcàries margoses noduloses amb intercalacions de nivells de calcarenites lenticulars. La fauna és rica en equínids, ammonits, rudistes, lamel·libranquis i gasteròpodes. El medi deposicional correspon a una plataforma poc profunda. Aquestes margues reposen sobre les calcarenites de la collada del Gassó i passen verticalment i lateralment a les calcàries amb rudistes de Montagut; també poden ésser seguides verticalment per les margues amb Texanites. Les Calcàries de Montagut —300 m de potència— són bioclàstiques i es presenten en bancs gruixuts massissos que alternen amb calcàries margoses i calcarenites. La fauna hi és abundant (coralls, briozous, braquiòpodes, lamel·libranquis, rudistes: Hippurites, Vaccinites, Radiolites) i característica d’ambients de plataforma poc profunda. Aquestes calcàries afloren al flanc N de l’anticlinal de Sant Corneli. Al damunt tenen les margues amb Texanites o les calcarenites d’Aramunt Vell. Les Margues amb «Texanites» són grisoblavoses, homogènies o noduloses, amb ammonits del Santonià (Eupachydiscus, Gauthiericeras, Texanites, etc.) i nombrosos equínids. Fan 180 m i afloren al flanc N de l’anticlinal de Sant Corneli. Les Calcarenites d’Aramunt Vell—200 m de gruix— són gresoses i ferruginoses, amb pàtina grogosa o rove liada i amb estratificació encreuada de gran escala. Són interstratificades amb margues biotorbades. Les restes orgàniques hi són abuntants (Lacazina i d’altres miliòlids de grans dimensions; briozous, lamel·libranquis, rudistes, equínids). Aquesta unitat recorda el Macigno del Cotiella del Turbó, i com aquests, es troba al sostre de la seqüència; representa els dipòsits d’alt nivell de la mar, progradants (estratificació encreuada) cap a la conca (vers el NW), en direcció al Flamicell.

A la SERRA DEL MONTSEC la successió, de 120 m, comprèn margues i calcàries bioclàstiques gresoses, ferruginoses, riques en Lacazina, grans foraminífers i rudistes. S’organitza en seqüències en què les margues són predominants a la base i les calcàries adquireixen importància cap al sostre fins a formar uns nivells continus molt fossilífers (Lacazina, Hippurites, Radiolites). La successió és interrompuda per una discontinuïtat sedimentària recoberta per calcàries gresoses i ferruginoses, de tons rovellats molt característics.

El Santonià superior - Maastrichtià als Pirineus

El Senonià superior és presidit per l’aixecament i l’emersió d’una àrea plegada a la part oriental de la zona de la falla nordpirinenca entre les dues plaques ja suturades. El solc del "flysch" es manté a la zona bascobearnesa i a les dues conques perifèriques o conques d’avantpaís (més a l’E) que s’acaben en forma de cul de sac cap a l’E, a banda i banda de la serralada plegada en curs de surrecció. Aquest solc s’eixampla per enfonsament de les vores de les plataformes, al N en el crató europeu, i al S sobre el crató ibèric; es rebleix progressivament i durant el plegament a partir de les seves dues extremitats orientals. Les plataformes es decalen i s’estenen a banda i banda del solc del "flysch" després de la transgressió campaniana i maastrichtiana. La regressió de la fi del Cretaci acaba per omplir les dues conques perifèriques i per instal·lar dipòsits fluvials i paleosòls sobre la zona plegada i sobre els dos continents encara separats pel solc del "flysch" occidental.

La història dels cicles Santonià superior-Maastrichtià estigué controlada, doncs, per dos grups de factors principals. D’una banda, per la tectònica compressiva que provocà la surrecció i l’emersió de la part oriental de la serralada (plegada per compressió obliqua o transpressió) i l’emigració consecutiva del solc pirinenc cap a l’W, però també cap al N i cap al S sobre els marges de les plaques europea i ibèrica respectivament, en curs d’enfonsament (subsidència tectònica); d’altra banda, per l’ascens eustàtic del nivell de la mar. La dinàmica de la conca pirinenca es realitza paral·lelament a un ascens relatiu del nivell de l’oceà mundial que és responsable del màxim aprofundiment del solc cretaci pirinenc i de l’extensió màxima de les dues plataformes de les vores. La davallada universal del nivell de la mar ocorreguda a la fi del Cretaci afavoreix l’escampament de les capes roges continentals i la limitació dels dipòsits profunds del començament del Terciari a l’únic domini de solc de la part occidental dels Pirineus.

La durada d’aquesta etapa és d’uns 20 milions d’anys i se situa a l’interior de l’interval que va entre 87,5 (començament del Santonià) i 65 milions d’anys (final del Maastrichtià). El Senonià superior és reflectit per dues seqüències deposicionals (la del Santonià superior-Campanià i la del Campanià terminal-Maastrichtià) que són formades per terrenys de tres grups de fàcies principals: les sèries turbidítiques, les sèries de plataforma i els dipòsits fluvials i paleosòls.

Les sèries turbidítiques

Es tracta de potents sèries terrígenes de dos tipus. A les conques perifèriques de la part oriental, una evolució regressiva lligada al rebliment sintectònic assegura un encadenament de dipòsits diacrònics cada cop menys profunds, primer turbidítics, després de fàcies de talús i, finalment, de plataforma. A la conca profunda de la part occidental, on el rebliment sintectònic no tindrà lloc fins a l’Eocè, la sèrie roman totalment turbidítica. A les zones septentrionals (més orientals) els "flyschs" i "flyschoides" del Senonià superior es desenvolupen al N de l’encavalcament frontal nordpirinenc, a les zones subpirinenques, on dibuixen un solc que es va desplaçar cap al N uns 30 km. A les zones meridionals són ben desenvolupats a la unitat sudpirinenca central, pel que fa a l’àrea que ens ocupa. Reflecteixen un solc que s’eixamplà cap al S en dues etapes que corresponen a les dues seqüències mencionades: la seva vora avançà 30 km sobre el marge ibèric en curs d’enfonsament. Aquesta dinàmica és relacionada amb el plegament de la part septentrional (Aulet-Prada), en curs de surrecció.

Les sèries de plataforma

El Cretaci superior, a la serra del Montsec, és dominat per l’espectacular cinglera formada per les calcàries bioclàstiques (400 m de gruix) i per les calcàries gresoses, la potència de les quals ateny els 600 m. Són d’edat Santonià superior-Maastrichtià, i en ésser tallades per les Nogueres formen espectaculars congostos, com el de Terradets, a la Noguera Pallaresa, o el de Mont-rebei, a la Noguera Ribagorçana, al qual correspon la fotografia.

Jordi Vidal

Les sèries de plataforma del Senonià superior reflecteixen l’extensió màxima de les mars cretàcies a banda i banda del solc del "flysch" dels Pirineus, a les vores dels cratons d’Europa, al N, i d’Ibèria, al S. Les del marge ibèric que comprèn l’àmbit d’aquesta obra afloren a la unitat sudpirinenca central (serres del Montsec, Aubenç, Turp, mantell del Pedraforca); a les serres marginals, també a les unitats intermèdies (serra del Cadí, mantell de Bac Grillera) i a les unitats inferiors de la zona axial (conca dels Banys d’Arles). Aquestes sèries de plataforma sudpirinenques han estat instal·lades per les transgressions del Santonià superior-Campanià i, després, la del Maastrichtià, sobre un ampli territori que arriba a desbordar els límits del domini marí dels cicles anteriors. Recobreixen un substrat d’edat variable, erosionat fins al Triàsic (serres marginals) o, fins i tot, fins al sòcol hercinià (unitats inferiors de la zona axial).

Els dipòsits fluvials i paleosòls

Els terrenys de la fi del Cretaci corresponen a capes roges argilocalcàries i conglomeràtiques, de fàcies marginal-litoral, continental i fluviolacustre a les parts orientals de la serralada, en algunes de les zones externes i als seus dos avantpaïsos. Pertanyen a una formació que comprèn part del Maastrichtià i del Paleocè; el límit entre el Cretaci superior i el Paleocè se situa sota una unitat de calcàries lacustres correlacionada amb les calcàries marines del Danià. A les zones meridionals, les capes roges del Cretaci terminal-Paleocè afloren a l’E de l’Éssera, a la unitat sudpirinenca central on recobreixen, en discordança, el front d’encavalcament de la unitat Aulet-Prada-Pedraforca (anticlinal de Sant Corneli-Bóixols-Montanissell). Aquestes fàcies han estat denominades clàssicament Garumnià, i recentment, formació de Tremp. També s’observa a les serres marginals, a les unitats intermèdies i a les unitats inferiors de la zona axial. Les fàcies roges del Garumnià i la seva repartició indiquen una acumulació sinorogènica a les dues conques d’avantpaís, a banda i banda del segment de serralada emergit a l’E d’una línia Garona-Éssera, i una instal·lació d’una xarxa fluvial i una alteració continental a les àrees estables dels dos cratons d’Ibèria i d’Aquitània, encara separats, a l’W de la línia Garona-Éssera, per un solc amb sedimentació marina contínua del Cretaci al Terciari.

La seqüència deposicional del Santonià superior - Campanià als Pirineus

Aquesta seqüència deposicional és condicionada per l’eixamplament del solc del "flysch" sobre el marge N d’Ibèria (unitats de Cotiella-Turbó i d’Aulet-Prada) i per l’extensió de les plataformes cap al continent de l’Ebre sota l’efecte de la transgressió campaniana (el Montsec, serres marginals). La seqüència comença sobre una superfície de discordança i d’erosió submarina i subaèria. La sedimentació és predominantment carbonàtica a la plataforma i al talús continental; els materials terrígens gresosos són localitzats a l’eix de la conca turbidítica i al llarg d’una franja litoral estreta.

Relacions geomètriques entre les seqüències deposicionals del Cretaci superior entre elles i amb les del Cretaci inferior i el Juràssic, a la unitat sudpirinenca central. Es posen clarament de manifest les diferències en l’àmbit del Cotiella-Turbó i en el de les serres d’Aulet, de Prada i de Montsec. Entre ambdós dominis hom aprecia l’existència d’una falla sinsedimentària. L’escala vertical és doble que la horitzontal.

Servei de Fotografia/C.B.M. i Maber, original de Cai Puigdefàbregas i Pierre Souquet

Durant la seqüència deposicional del Santonià superior-Campanià té lloc un eixamplament del solc del "flysch" sobre el marge nord d’Ibèria i una extensió de la plataforma carbonàtica cap al continent de l’Ebre (transgressió campaniana). A les serres marginals catalanes els carbonats i gresos campanians es troben directament sobre el Juràssic i al turó de Sant Salvador (a Camarasa, a la Noguera), fins i tot sobre el Trias. A la dreta, els terrenys tendres on no afloren roques visibles a la fotografia corresponen al Triàsic superior (Keuper); la primera barra vertical, immediatament a l’esquerra dels terrenys esmentats, correspon als carbonats del Cretaci superior; més a l’esquerra, terrenys tendres de tons carbasses amb intercalacions calcàries que formen part de les fàcies continentals de trànsit Cretaci-Terciari, anomenades garumnianes. Les grans masses calcàries de la part alta del turó són calcàries amb alveolines de l’Eocè inferior.

Jordi Vidal

Pel que fa al talús, és ben caracteritzat a la part NW de la unitat sudpirinenca central al nivell de la discordança de les turbidites de la formació de Vallcarga (vegeu la descripció de les formacions més endavant) sobre les formacions menys profundes dels cicles precedents. És un talús d’erosió. A la vall de l’Éssera (unitat de Cotiella-Turbó) entalla les calcàries d’Aguas-Salenz del cicle precedent, les quals són recobertes, mitjançant una discordança angular molt manifesta, per la bretxa de Campo, i damunt les turbidites del membre de Mascarell. A la vall de la Noguera Ribagorçana (unitat d’Aulet-Prada) el talús talla totes les formacions carbonàtiques dels cicles del Coniacià-Santonià, Cenomanià-Turonià i Albià-Cenomanià, les quals són recobertes també mitjançant una discordança ben manifesta, per les turbidites de Mascarell. La plataforma externa és identificable en una posició més meridional i sempre a la part N de la unitat sudpirinenca central. A l’anticlinal del Serrado (plec més meridional del sistema transversal del Turbó) es posa de manifest per una seqüència de margues fossilíferes (margues d’Eixea) i calcàries esculloses (calcàries d’Eixea) i per margues amb equínids (margues d’Espluga). A l’anticlinal de Sant Corneli (plec més meridional de la unitat d’Aulet-Prada es caracteritza també per calcàries esculloses (calcàries de les Collades) i per margues amb equínids (margues dels Prats de Carreu). La plataforma carbonàtica s’estén encara més al S a la unitat sudpirinenca central; també es desenvolupa àmpliament a les serres marginals. A les serres del Montsec, d’Aubenç, de Turp i a la unitat inferior del mantell del Pedraforca, s’instal·la amb calcàries gresoses i ferruginoses que constitueixen la base d’una seqüència de margues i margocalcàries noduloses (margues del Montsec) i de calcàries bioclàstiques (calcàries de les Serres o Formació de Bona). Més cap a l’W, les fàcies carbonàtiques de plataforma són conegudes també a les unitats intermèdies (unitat de Gavarnia). A les serres marginals, directament sobre el Juràssic (regió de Camarasa) o sobre el Triàsic (serres marginals aragoneses), es troba una successió de gresos, margues i calcàries, comparable a la del Montsec, però de gruix menor; no ha deixat fòssils característics, i per tant, l’atribució d’aquesta successió al Santonià superior-Campanià no és ben establerta, i no es pot excloure que pertanyi al cicle següent i sigui, per tant, maastrichtiana. D’altra banda, atribuïm a aquesta edat la sèrie de plataforma superposada directament sobre el sòcol hercinià de la unitat intermèdia del Cadí (gresos d’Adraén, calcàries bioclàstiques).

En resum, el domini marí corresponent al Santonià superior-Campanià de les zones meridionals de la part oriental dels Pirineus hauria consistit en una conca turbidítica orientada SE-NW, limitada per la seva vora SW per un marge estable en curs d’enfonsament, i al seu extrem E, per una plataforma progradant cap al NW. A causa de l’erosió, manquen testimonis que ens permetin interpretar la naturalesa de la vora NE. Era, probablement, una vora orogènica, tal com ha estat demostrat per al cicle següent, condicionada per la surrecció de la serralada pirinenca a la part oriental de la zona de falla nordpirinenca.

Les bretxes i les turbidites de la formació de Vallcarga

El nom del barranc de Vallcarga, afluent del barranc de Montsor al N de la Pobla de Segur, ha estat donat, pels seus extraordinaris afloraments, a un conjunt d’unitats litostratigràfiques que s’estenen del Santonià superior al Maastrichitià i que es reparteixen entre la seqüència del Santonià superior-Campanià (bretxa de Campo i turbidites de Mascarell) i la seqüència del Maastrichtià (olistostroma de Puigmanyons i margues de Salàs). Es tracta, doncs, de la formació de Vallcarga, molt complexa i que s’estén per les unitats del Cotiella-Turbó i d’Aulet-Prada.

La Bretxa de Campo (Santonià superior i Campanià) és una unitat litostratigràfica estratificada, amb blocs de grans dimensions i predominantment carbonàtica, que es localitza als voltants de l’Éssera, al mantell del Cotiella. Té una extensió de 16 km i un gruix màxim de 600 m. Recobreix les calcàries d’Aguas Salenz (Santonià inferior) mitjançant una discordança angular que reflecteix una deformació i una erosió submarina. La bretxa s’organitza en cossos sedimentaris d’extensió quilomètrica amb la base còncava, erosiva. És formada per seqüències decamètriques de bretxes del tipus "debris-flow" (flux gravitacional d’alta viscositat amb elevada càrrega de sediments amb predomini de les fraccions molt fines) i de calcarenites i pelites de tipus turbidític, la proporció de les quals és petita i decreixent de la base cap al sostre. Pel que fa als elements de la bretxa, les calcàries d’Aguas Salenz, de fàcies de talús, són represes a la base de la bretxa on presenten les deformacions hidroplàstiques característiques d’un material no endurit arrencat del seu substrat immediat; les calcàries endurides, provinents de la plataforma, apareixen a sobre, en forma de blocs, primer de grans dimensions i localment enormes, i després, cada cop més petits. Presenten una classificació estratigràfica inversa: així, de baix a dalt, trobem blocs pertanyents al Coniacià-Santonià, al Cenomanià-Santonià, i al sostre gresos albians, ofites del Triàsic, gresos rojos del Triàsic i del Permià i lidites del Carbonífer. La bretxa de Campo ha estat interpretada com un dipòsit de resedimentació entre una plataforma cabonàtica al S i una conca turbidítica al N. La seva formació és la conseqüència d’una deformació tectònica del talús; la seva composició varia amb l’evolució de la morfologia d’aquest talús, de manera que, primer, conté elements immaturs d’origen pròxim (calcàries d’Aguas Salenz), després, esdevenen cada cop més madurs i d’origen més llunyà (blocs de la vora de la plataforma, còdols del sòcol) i, finalment són transportats per un sistema canalitzat (canyó).

Les Turbidites de Mascarell (Campanià; 800 m de gruix màxim) corresponen a sediments relativament profunds als quals són associats margues i margocalcàries blavoses, capes en «slump», bretxes i calcarenites en cossos canalitzats, tot plegat provinent d’un talús de posició meridional; i microconglomerats, gresos, calcarenites gresoses i pelites, organitzats en dipòsits de corrents de terbolesa, les marques de corrent dels quals indiquen un transport cap al NW. Les fàcies turbidítiques poden ésser observades a la vall de la Noguera Pallaresa (l’anomenat "flysch" de la Pobla de Segur) i també a la vall de l’Isàvena (Calvera); les fàcies margoses i bretxoses augmenten a la vall de la Noguera Ribagorçana i sobretot a la de l’Éssera. Les turbidites de Mascarell succeeixen la bretxa de Campo a la vall de l’Éssera, però en desborden els límits lateralment, de manera que, a la vall de la Noguera Ribagorçana, fossilitzen el talús d’erosió i se superposen a capes variades del substrat, directament, en una discordança que queda ben exposada al S de Sopeira.

La bretxa de Campo i les turbidites de Mascarell constitueixen un prisma sedimentari profund emplaçat, després d’un enfonsament de la vora del marge nordibèric i en període de baix nivell de la mar, a l’articulació entre el peu del talús nordibèric i el fons del solc nordpirinenc.

Les fàcies de plataforma del Santorià superior-Campanià

La sèrie de fàcies de plataforma distal visible a l’anticlinal del Serrado del Turbó forma tres unitats. Les Margues d’Eixea, de 60 m de gruix, són conegudes per la seva fauna de Lacazina i d’hipurits silicificats i altres lamel·libranquis del Santonià. S’enriqueixen progressivament en carbonats i passen progressivament a les Calcàries d’Eixea. Aquesta unitat litològica té una potència de 80 m i forma la volta de l’anticlinal del Serrado. Es tracta de calcàries bioclàstiques, amb grans foraminífers bentònics (Lacazina), i calcàries esculloses amb rudistes i polípers. Finalment, les Margues d’Espluga presenten la fàcies habitual de les margues amb Micraster de la plataforma distal. Es localitzen a la perifèria de l’anticlinal, en afloraments molt discontinus sota la superfície d’erosió de la base del Maastrichtià; es troben resedimentades a l’interior de la primera formació discordant suprajacent.

Les fàcies de plataforma distal a l’anticlinal de Sant Corneli, al NE de Tremp, són representades per dues formacions. Les Calcàries de les Collades que afloren al flanc S del plec atenyen un màxim de 350 m de potència. Contenen nuclis escullosos amb polípers, algues i rudistes, i capes bioclàstiques, amb foraminífers bentònics, que alternen amb margocalcàries noduloses. Les Margues dels Prats de Carreu substitueixen les calcàries precedents al flanc N de l’anticlinal. Són margues grisoblavoses que intercalen bancs margocalcaris nodulosos. Contenen nombroses espícules d’espongiaris, equínids i ammonits. La potència màxima és de 200 m.

Les fàcies de plataforma de la part meridional de la unitat sudpirinenca central, això és, les presents a les serres del Montsec, d’Aubenç i de Turp i a la unitat inferior del mantell del Pedraforca, són representades per tres unitats litostratigràfiques, que també s’estenen més al S, a les serres marginals, on sofreixen una forta reducció de la seva potència. Les Calcàries gresoses rosades, que fan un màxim de 80 m de gruix, deuen la seva coloració als òxids de ferro. Contenen nombrosos fòssils nerítics (grans foraminífers bentònics com les lacazines i d’altres miliòlids; polípers). Representen una fàcies de transgressió que s’estén sobre un substrat variable, santonià a la Noguera Ribagorçana, o erosionat fins a les calcàries del Cenomanià-Aptià (Montsec de Rúbies), fins al Lias (serres del Mont-roig i de Falgars) i, fins i tot, fins al Triàsic (serres marginals). Les Margues blaves són molt desenvolupades a la serra del Montsec i el seu gruix augmenta cap a l’W en detriment de les calcàries gresoses rosades a les quals substitueix lateralment i verticalment. La seva potència màxima és de 400 m. Es tracta d’un complex de margues i margocalcàries noduloses que esdevenen més massisses i més calcàries cap al sostre. Contenen foraminífers santonians (Lacazina, orbitoides i rotàlids). Les Calcàries bioclàstiques del Montsec —potència màxima, 400 m— corresponen aproximadament a la meitat inferior de la formació de Bona, la qual comprèn, a més, gresos i calcàries gresoses del Maastrichtià. A la seva base, la transició amb les margues descrites precedentment, és progressiva; al sostre, són limitades per una discontinuïtat sedimentària. Aquestes calcàries formen cingleres abruptes al vessant S de cadascuna de les serres. Són massisses, estratificades en bancs gruixuts i són fetes d’una acumulació de restes orgàniques (miliòlids, orbitoides, sideròlits, mol·luscs); també contenen bancs amb hipurits.

La seqüència deposicional del Campanià terminal - Maastrichtià als Pirineus

Aquesta seqüència és presidida per la intervenció d’una tectònica compressiva ben caracteritzada. A l’escala de la serralada, la tectònica compressiva del Senonià provoca l’aixecament i l’erosió d’una serralada situada a la zona de la falla nordpirinenca i de la zona axial. El segment de serralada pirinenca format se situa entre dues conques perifèriques decalades cap a les àrees estables dels continents de l’Ebre al S i occità al N. Als seus marges, les plataformes cretàcies atenyen llur màxima extensió. Al seu si, una sedimentació sinorogènica (esllavissades submarines i molasses garumnianes en discordança progressiva) fossilitza els dos fronts de la serralada en curs de surrecció. Una represa de l’erosió provoca grans escampades argilogresoses a les vores dels dos continents i el rebliment progressiu de les dues conques per progradació dels dipòsits cap al NW. De tot plegat, en resulta l’emersió, a l’E de la línia Garona-Éssera, d’un vast continent que s’estén sobre les dues plaques suturades i que es cobreix de dipòsits fluvials i de paleosòls (capes roges del Garumnià). Només a l’W d’aquesta línia Garona-Éssera persisteix una conca turbidítica profunda, el contingut de la qual no serà plegat fins més tard per la fase pirinenca, durant l’Eocè.

A Catalunya, l’organització de la seqüència del Campanià terminal-Maastrichtià respon a l’agençament i a la dinàmica de la conca perifèrica meridional. Així, el límit de la base de la seqüència a la banda S, a la vora estable de la conca (Montsec, serres marginals, serra del Cadí, serra d’Odèn) per una superfície de transgressió recoberta per dipòsits gresosos i carbonàtics de plataforma, i després continentals, heteròcrons (formacions d’Adraén, de Bona i de Tremp). A la banda N, a la vora orogènica de la conca (anticlinals transversals del Turbó; flanc S dels anticlinals esglaonats de Sant Corneli, de Bóixols i de Montanissell) el límit basal de la seqüència és una superfície de discordança i d’erosió recoberta per dipòsits sinorogènics cada cop més recents cap al NE; són les sèries turbidítiques i terrígenes de plataforma, i després continentals, alimentades a partir del NE (formacions de Vallcarga, d’Arén i de Tremp).

Al llarg de la conca, de SE cap a NW, l’encadenament de les fàcies —sèries turbidítiques, terrígenes de plataforma— es completa amb una progradació cap al NW (formacions de Vallcarga, de Perles, d’Arén i de Tremp).

El límit superior de la seqüència ve marcat, arreu, per la instal·lació d’una sedimentació carbonàtica, tant en domini continental (calcàries lacustres rognacianes en el Garumnià), com a la plataforma (calcàries i dolomies del Danià) o, més a l’W encara, a la conca profunda (calcàries resedimentades del País Basc).

El talús i la vora tectònicament activa de la conca són identificables a la part nordoccidental de la unitat sudpirinenca central. Es caracteritzen a la perifèria dels anticlinals sinsedimentaris del Serrado a la unitat del Cotiella-Turbó, i de Sant Corneli-Bóixols-Montanissell a la unitat d’Aulet-Prada. La seqüència comença amb dipòsits de resedimentació submarina molt grollers (olistostromes de Rialvo i de Puimanyons) i continua amb una sèrie terrígena, primer turbidítica i després de plataforma (margues de Salàs, gresos d’Arén) i finalment de con al·luvial (Garumnià de Coll de Nargó), els termes progressivament més recents de la qual recobreixen les formacions dels dos plecs formats i erosionats durant la sedimentació.

La plataforma externa és reconeixible a la part sudoriental de la unitat sudpirinenca central. És caracteritzada a l’anticlinal d’Isona, a les serres d’Aubenç i de Turp. Es manifesta per la potent sèrie alternant de margues i margocalcàries de Valldarques (vall del Segre al S de Coll de Nargó) o la formació de Perles (vall del Segre a l’W d’Alinyà) que passa progressivament als gresos d’Arén. A la unitat inferior del mantell del Pedraforca hi ha dipòsits de plataforma distal comparables. Aquests dipòsits mostren una evolució de les fàcies cap a mar més oberta, del S (massís de la Gallina Pelada) cap al N (voltants de Gisclareny).

La plataforma de sedimentació mixta, carbonàtica i gresosa, s’instal·là a la part sudoccidental de la unitat sudpirinenca central, al nivell de la serra del Montsec (calcàries gresoses del Montsec), i més a l’W, a l’anticlinal de Mediano, i la unitat de Gavarnia (unitat intermèdia).

Durant el cicle Campanià terminal-Maastrichtià, la plataforma assolí la seva extensió màxima i s’instal·là sobre el Juràssic o les bauxites de les escates de l’Alzina-Alinyà-la Vansa, sobre del Triàsic de les serres marginals, de les serres del Cadí, del Port del Comte i d’Odèn, sobre el Triàsic o Paleozoic a les unitats inferiors de la zona axial, com als Banys d’Arles i a Masarac. La sèrie comença amb gresos (gresos d’Adraén) i comprèn margocalcàries amb rudistes i calcàries bioclàstiques.

A la fi del cicle les fàcies gresoses prograden cap al NW, tot constituint la formació dels gresos d’Arén, els termes cada cop més recents de la qual avancen sobre fàcies margoses de plataforma distal fins al meridià de la vall de l’Éssera a la unitat sudpirinenca central. La progradació també porta, lluny sobre l’àrea de plataforma, fins a la vall de l’Éssera, les fàcies no marines del Garumnià de la formació de Tremp, molt desenvolupades a la conca de Tremp. La sèrie comença amb nivells marginolitorals que contenen les darreres capes amb rudistes i lignits (Moró, Cellers, Isona i S del Coll de Nargó) i continua amb un prisma d’argiles roges i de calcàries que es redueix cap al N. En aquesta direcció apareixen també conglomerats (Coll de Nargó) que recobreixen en discordança les capes erosionades de l’anticlinal de Bóixols-Montanissell on es trobava la seva font d’alimentació.

Les unitats superiors de la formació de Vallcarga

Només les unitats litològiques superiors de la formació de Vallcarga pertanyen al Campanià terminal-Maastrichtià. Es tracta dels olistostromes de Puimanyons i de Rialvo, i de les margues de Salàs. L’Olistostroma de Puimanyons, que té un gruix màxim de 500 m i pertany encara al Campanià, és una unitat de resedimentació submarina constituida per dipòsits al·lòctons i caòtics en els quals s’associen materials arrencats del substrat de la conca (masses de margues i de turbidites) per fluxos en massa que transportaven blocs de totes les dimensions provinents de la plataforma (olistòlits de calcàries esculloses; calcarenites glauconítiques en "slump", polípers) i del continent (conglomerats amb la matriu argilosa i còdols mesozoics i paleozoics, argiles virolades del Triàsic). Aquest olistostroma marca una ruptura brutal per sobre de les turbidites de Mascarell. S’estén a la vall de L’Isàvena (N de l’embrancament de la carretera de Campo), a la vall de la Noguera Pallaresa (Torallola, Sensui, al S de la Pobla de Segur) i acaba al S de l’anticlinal de Sant Corneli. L’olistostroma de Puimanyons reflecteix un episodi de sedimentació catastròfica provocat per importants sismes que poden lligar-se a la surrecció de l’anticlinal de Sant Corneli. Amb el nom d’Olistostroma del riu Rialvo es coneixen els dipòsits caòtics —Campanià, 300 m de gruix— que se sobreposen a les turbidites de Mascarell de la vall de l’Éssera i que recobreixen en discordança progressiva els terrenys més antics a l’anticlinal del Serrado (carretera de Campo a les viles de Turbó). L’olistostroma és format essencialment per alineaments de blocs de margues amb Micraster a l’interior de les margues blaves. Els blocs provenen de les margues d’Espluga, sobre les quals, mitjançant una superfície d’erosió, reposa l’olistostroma. També conté nivells de plataforma d’origen més llunyà. Com el precedent, encara que se’n distingeix per la seva composició, l’olistostroma de Rialvo reflecteix una resedimentació en un talús mòbil constituït per un plec en curs de formació. Damunt dels olistostromes descrits trobem les Margues de Salàs, que assoleixen un màxim de 600 m de potència i pertanyen al Campanià-Maastrichtià. Aquesta unitat comprèn turbidites a la seva part inferior, seguides de margues grisoblavoses, homogènies, amb microfauna planctònica (Globotruncana), i finalment margocalcàries noduloses amb microfauna bentònica (Orbitoides). Representen fàcies de talús que evoluciona a plataforma distal; al sostre, passen progressivament als gresos d’Arén de fàcies litoral. Aquestes margues blaves són molt esteses a la vora N de la unitat sudpirinenca central, a les valls de la Noguera Pallaresa (la Pobla de Segur), de la Noguera Ribagorçana (N d’Arén), de l’Isàvena (les Viles de Turbó) i de l’Éssera (les margues blaves de Campo, al mantell del Cotiella).

Les Margues i margocalcàries de Valldarques

La formació de Perles o de Valldarques és una série alternant de margues i margocalcàries noduloses que aflora perfectament als voltants de Valldarques. Allí se sobreposa a les calcàries de plataforma de la seqüència precedent; s’organitza verticalment en seqüències de margues o margocalcàries i gresos, organització que assegura un pas progressiu als gresos d’Arén. Les fàcies també es modifiquen horitzontalment en funció d’una posició intermèdia entre les margues de Salàs (d’un medi més distal), desenvolupades al NW, i les calcàries de la formació de Bona (d’un medi més proximal), repartides al SW del Montsec. Els fòssils hi són nombrosos, pelàgics (Globotruncana) i nerítics (Exogyra, equínids, braquiòpodes i foraminífers: orbitoides, lepidorbitoides). Aquesta formació caracteritza un medi de plataforma distal. Els seus equivalents es poden identificar a l’E de l’anticlinal d’Isona, al mantell del Pedraforca i, a l’W, a l’extrem oriental del mantell de Gavarnia, unitat intermèdia (Margues de Seira).

Les Calcàries gresoses del Montsec

La formació de Bona, que forma la gran cinglera del Montsec, és dividida per una discontinuïtat sedimentària que separa aquesta seqüència de la precedent. La part superior de la formació, les Calcàries gresoses del Montsec —gruix màxim de l’ordre de 600 m; edat, Maastrichtià— forma un conjunt enriquit en quars terrigen. Es tracta de calcàries microconglomeràtiques, gresoses cap a la part alta, amb estratificació encreuada de grans dimensions. Les restes orgàniques hi són nombroses i característiques del Maastrichtià (foraminífers: Orbitoides, Lepidorbitoides, briozoaris, lameHibranquis, equínids). La fracció terrígena augmenta cap al sostre, de manera que hi ha una evolució progressiva cap a la formació dels gresos d’Arén. Aquestes calcàries gresoses deuen representar barres sorrenques construïdes sobre una plataforma per corrents de marea. La potència màxima es troba a la serra del Montsec, de la qual formen la cresta; se’n poden observar bons afloraments al pas de Terradets. Lateralment, cap a l’E, passen a les margocalcàries de la formació de Perles, a la regió de Valldarques; a les serres marginals i a la serra del Cadí i les unitats inferiors de la zona axial són substituïdes per dues altres unitats, els gresos d’Adraén i les calcàries del coll de Jou.

Els Gresos d’Adraén

Com a Gresos d’Adraén es coneix una formació poc gruixuda i discontínua, situada a la base de la sèrie neocretàcia transgressiva a la serra del Cadí, on hi ha la localitat tipus, a les serres d’Odèn i del Port del Comte; es coneixen els seus equivalents a les serres marginals. Consten de conglomerats i gresos quarsosos, de colors clars, amb rares intercalacions d’argiles. Contenen restes vegetals que han proporcionat espores i pol·len d’edat maastrichtiana. El contacte inferior dels gresos d’Adraén és una superfície de discordança sobre un substrat precretaci, erosionat fins al Triàsic o fins al sòcol. El límit superior és net, sota les calcàries de la formació suprajacent. Foren dipositats en un medi fluvial a marginolitoral. Es poden assimilar a aquests gresos altres conjunts de capes gresoses com els Gresos i conglomerats quarsosos del mantell del pic del Capell i dels mantells del Bac Grillera i els de les unitats inferiors de la zona axial (Gresos del mas de la Grifa als Banys d’Arles i gresos de Masarac). Els Gresos d’Adraén assoleixen una potència màxima de 100 m i els atribuïm al Maastrichtià.

Les Calcàries del coll de Jou succeeixen els gresos d’Adraén. Formen un paquet de 50 m de calcàries massisses de colors clars, que a les serres del Port del Comte i d’Odèn, així com a les serres del Cadí i a les marginals, se situa immediatament per sota de les fàcies garumnianes. Aquesta formació, atribuïda al Maastrichtià, és l’equivalent lateral de les calcàries gresoses del Montsec, però se’n diferencia pel seu caràcter no terrigen al sostre i per les seves relacions amb el Garumnià. Aquesta unitat és formada per margocalcàries amb rudistes (hipurits, radiolits) i per calcàries bioclàstiques amb foraminífers (orbitoides, lepidorbitoides, sideròlits), briozoaris i d’altres fòssils nerítics, característics del Maastrichtià. Al sostre, és localment carstificada i recoberta directament per les capes continentals argilocalcàries del Garumnià. Les calcàries del coll de Jou reflecteixen una plataforma carbonàtica que la reconstrucció paleogeogràfica permet de situar a la vora SW de la conca i que no estava sotmesa al trànsit de les sorres acumulades per la progradació NW de les calcàries gresoses del Montsec i dels gresos d’Arén. Hi ha equivalents laterals diàcrons i de fàcies més litorals als mantells de Bac Grillera i del pic del Capell (calcàries de rudistes i capes d’ostres), a Biure (margues amb Cyclolites, calcàries bioclàstiques) i a les unitats inferiors de la zona axial (capes amb Radiolites i capes amb ostres dels Banys d’Arles; margues amb ostres de Masarac).

Els Gresos d’Arén són l’última unitat marina de la sèrie regressiva del Cretaci a la unitat sudpirinenca central. Succeeixen mitjançant una transició gradual les margues de Salàs i les margues i margocalcàries de la formació de Perles, i són recoberts per les capes roges del Garumnià de la formació de Tremp; són, doncs, maastrichtians. La formació d’Arén ateny al seu màxim gruix —400 m— a l’acabament de la conca de Tremp, on se sobreposa a la formació de Perles. Els gresos d’Arén constitueixen un prisma deposicional asimètric: és dilatat de la banda S, a la vora estable de la conca (serra d’Aubenç, Valldarques, i a l’anticlinal d’Isona); les fàcies s’hi organitzen en seqüències negatives de margues i gresos amb estratificació encreuada característica de plataforma i estuaris escombrats per corrents de marea. El prisma dels gresos d’Arén es redueix cap al N al sinclinal de Coll de Nargó, a la vora orogènica de la conca; les capes cada cop més recents hi recobreixen en discordança l’encavalcament de Sant Corneli-Bóixols-Montanissell (sector d’Abella de la Conca-Sallent); els gresos hi són grollers, microconglomeràtics, probablement més propers de la seva àrea font. Lateralment cap a l’W, la discordança, progressiva, és ben exposada a l’acabament de l’anticlinal de Sant Corneli, a la conca de Tremp. Diverses seqüències, capes caòtiques amb materials ressedimentats, margues i gresos litorals se superposen tot progradant cap a l’W a mesura que l’anticlinal s’aixeca. Constitueixen així un prisma sedimentari que s’engruixeix cap a l’W, a les fàcies margoses de la conca (vall de la Noguera Pallaresa) i que s’aprima cap a l’E, a les fàcies litorals (vall de Montesquiu), on els cossos amb base erosiva cada cop més recents avancen en discordança progressiva sobre les capes plegades de l’anticlinal.

La localitat tipus dels gresos d’Arén és situada, més a l’W, al flanc N de la conca de Tremp, a la vall de la Noguera Ribagorçana, on els gresos d’Arén se sobreposen a la formació de Salàs. Hi ha dues unitats sobreposades que il·lustren clarament la progradació de la plataforma cap al NW. La unitat inferior es distingeix de les margues de Salàs per un enriquiment en materials bioclàstics, gresos i calcarenites fossilíferes de medis de plataforma de profunditat decreixent. La unitat superior és formada per una altra seqüència regressiva que s’acaba amb una successió de margues biotorbades i de gresos quarsosos que s’organitzen en barres amb estratificació encreuada de gran escala, que corresponen a medis litorals (platja, duna). A sobre, vénen les capes no marines del Garumnià de la formació de Tremp.

La formació de Tremp

Argiles roges i nivells de gresos rojos de la formació de Tremp (Pallars Jussà), que agrupa els dipòsits no marins de la fi del Cretaci (Maastrichtià) i del Paleocè. Aquesta formació és àmpliament desenvolupada a la conca de Tremp, on ha estat presa la fotografia. Sobre els terrenys rojos, s’aprecien capes de tonalitats fosques i marronoses que corresponen ja als nivells de l’Eocè inferior, d’influència marina.

Jordi Vidal

La formació de Tremp —gruix màxim, 1000 m— agrupa els dipòsits no marins de la fi del Cretaci i del Paleocè. Aquí considerarem només les capes maastrichtianes, això és, aquelles que són situades sota la barra de calcàries lacustres del Rognacià. Aquesta formació és àmpliament desenvolupada al sinclinal de la conca de Tremp, on se sobreposa als gresos d’Arén en el flanc N i a l’acabament E del sinclinal, i a les calcàries gresoses del Montsec, al flanc sud. El Garumnià també és molt ben desenvolupat al mantell del Pedraforca. S’estén igualment sobre les calcàries maastrichtianes de les serres marginals, del Cadí, d’Odèn i del Port del Comte; fins i tot en desborda els límits i recobreix directament el Triàsic o el sòcol hercinià a les unitats inferiors de la zona axial. El Garumnià comença amb nivells d’argiles grises, de lignits (en particular al mantell del Pedraforca, els quals són explotats a prop de Berga) i de calcàries amb rudistes (hipurits, radiolits), lamel·libranquis soms (Corbicula, Venus), carofícies i Microcodium, a la vora meridional estable de la conca (voltants de Moró, Cellers i Isona a la conca de Tremp; voltants de Coll de Nargó, a la vall del Segre; voltants de Saldes al mantell del Pedraforca). La major part de la sèrie és formada per argiles roges (planes d’inundació fluvials i paleosòls), per conglomerats i gresos (canals fluvials) i per calcàries (llacs, aiguamolls). Els fòssils hi són rars (ossos i ous de dinosaures). El límit inferior és una transició gradual al sostre dels gresos d’Arén i de les calcàries gresoses del Montsec, així com a la vora estable de la conca on les fàcies evolucionen progressivament del medi marí al marginal-litoral i, finalment, al continental. Aquest límit inferior és una superfície de discordança i d’erosió al NE de Tremp, al llarg de les alineacions anticlinals de Sant Corneli-Bóixols-Montanissell, a la vora orogènica activa de la conca. Les intercalacions de conglomerats i de gresos canalitzats hi són nombroses, a prop de Talarn i, sobretot, de Coll de Nargó i de Gósol, on denoten la presència de cons d’al·luvions alimentats, a partir del N, amb còdols de roques mesozoiques i paleozoiques. És la prova de l’existència d’un segment de serralada, format durant el Cretaci superior i exposat a l’erosió subaèria, al NE de la primera conca molàssica del vessant S dels Pirineus.