La Serralada Alpina mediterrània

Consideracions generals

Les serralades alpines se situen en els marges convergents de les plaques i s’han format durant els darrers 250 milions d’anys, com a resultat dels moviments relatius d’aquestes plaques. La faixa circumpacífica és bàsicament el resultat de la interacció de la placa pacífica (amb litosfera oceànica) amb plaques amb litosfera continental. En la figura també s’evidencia la joventut dels fons oceànics contra l’antiguitat de les masses continentals.

Carto-Tec, a partir d’un original d’A.W. Bally, R. Catalano i J. Oldau.

Durant el Terciari es van formar els principals relleus que accidenten els Països Catalans. Aquests relleus s’emmarquen en el cinturó orogènic alpino-himalaià desenvolupat entre les plaques eurasiàtica, africana i índia, que s’estén des de l’estret de Gibraltar fins a l’oceà Pacífic, al llarg de la Mediterrània i l’Himàlaia. Durant l’aproximació d’aquelles plaques, esdevinguda al llarg dels darrers 65 milions d’anys, es van aixecar serralades, moltes de les quals tenen forma arquejada. Un d’aquests arcs és el format per les serralades del Rif i la Bètica (en la fotografia), la branca N de la qual va des de l’estret de Gibraltar fins a Menorca. A l’interior d’aquests arcs, les serralades s’han col·lapsat i han fet que es formin conques sovint profundes, com ara la d’Alboran, que es troba entre les costes de la península Ibèrica i el N d’Àfrica. D’altres conques deprimides s’han format sobreposant-se a les serralades i tallant-ne l’estructura; un exemple d’aquest cas són les depressions costaneres dels Països Catalans.

Una petita part del territori dels Països Catalans, la corresponent a les comarques de migjorn del País Valencià, situades al S del Xúquer, pertany a la Serralada Bètica. O, dit en termes geològics més precisos a l’Orogen Bètic. D’altra banda, amb l’excepció de Menorca, les característiques geològiques de les illes Balears indiquen prou clarament que aquestes illes són, de fet, les parts emergides de la continuació de la Serralada Bètica, mar endins, vers el NE. Fa més d’un segle, els resultats dels estudis geològics van deixar definitivament establert que la Serralada Bètica forma part del mateix conjunt —el Sistema Alpí mediterrani— al qual, ultra els Alps, pertanyen els Carpats, els Apenins, els Dinàrids i els Hel·lènids. I encara d’altres serralades, com les dels Balcans, les del Rif i les Magribines de l’Àfrica del Nord.

Només per aquests motius es justificaria la inclusió en aquesta obra d’una consideració del Sistema Alpí en el seu conjunt. De manera anàloga al cas de la Serralada Herciniana, aquesta consideració és del tot indispensable per a poder plantejar, amb una perspectiva adequada, algunes de les qüestions fonamentals relatives a la part del Sistema Alpí situada dins l’àmbit territorial dels Països Catalans. I, igualment, per a entendre’n més bé diversos aspectes importants. Hi ha, a més, altres raons. Com ja ha estat avançat, la part del territori dels Països Catalans que pertany al Sistema Alpí mediterrani és relativament petita. Ara bé, com en una part considerable d’Europa, les característiques de la resta d’aquest territori revelen que els processos geològics que s’hi desenvoluparen durant els temps mesozoics i cenozoics mantingueren, en gran part, una íntima relació amb els que han afectat l’àmbit del Sistema Alpí. Uns i altres, aquests processos, han estat en darrer terme originats —o influïts— per la interacció de les plaques eurasiàtica i africana. La formació del Sistema Alpí n’ha estat una conseqüència, en certa manera la més espectacular, però no pas l’única. Ara bé, és en els orògens que integren el Sistema Alpí on han restat palesos, documentats, més abundosament i completa, els esdeveniments i processos originats per la interacció de les plaques litosfèriques esmentades. Això també justifica l’atenció que hi serà dedicada.

La formació de les serralades alpines

En un sentit molt ampli han estat anomenades Serralades Alpines totes aquelles que, com la dels Alps, s’han format durant les eres mesozoica i cenozoica. És a dir, en els darrers 250 milions d’anys de la història de la Terra. Aquestes serralades, les més joves que s’han alçat al nostre planeta, es disposen en dues faixes molt llargues i relativament estretes. L’una, és situada al voltant de l’oceà Pacífic, i per això és anomenada serralada circumpacífica. L’altra s’estén des de l’estret de Gibraltar fins a Indonèsia, i inclou les serralades dels Alps i de l’Himàlaia; és la comunament anomenada himalaïana-alpina, la part occidental de la qual, situada a la regió mediterrània, és precisament la que constitueix el Sistema Alpí mediterrani.

La faixa circumpacífica comprèn serralades com la dels Andes i l’anomenada «Cordillera» per antonomàsia, a l’W de l’Amèrica del Nord, a més de nombroses garlandes d’illes com les Aleutianes, les Kurils, les del Japó, les Filipines i d’altres; aquestes illes són culminacions de relleus submergits més continus. És molt remarcable en aquesta faixa el fet que és limitada arreu. A un costat hi té l’oceà Pacífic. Al costat oposat, que presenta característiques diverses, segons els diferents segments de la faixa, pot quedar limitada per terra ferma continental, com en el cas de les serralades d’Amèrica esmentades abans; per conques marines (les anomenades conques marginals), com les de les mars de Behring, d’Okhots, del Japó, de la Xina, etc., que separen garlandes d’illes dels continents; o bé, com en algunes de les del S del Pacífic, pot haver-hi igualment l’oceà. La faixa himalaïana-alpina comprèn, a més de les serralades del Sistema Alpí mediterrani ja al·ludides, i de la de l’Himàlaia, les altres del S de l’Àsia, com les dels Pòntids i els Tàurids, de l’Àsia Menor; l’Elburs i el Zagros de l’Iran; l’Hindu Kush, i les serralades de Birmània i de Malàisia, entre les més importants. Contràriament a les de la faixa circumpacífica, la majoria d’aquestes serralades es troben situades a l’interior del continent. Només en segments relativament curts són adjacents a un oceà, com és el cas del Makran i de les serralades de Birmània i la Indonèsia occidental. També és remarcable que les garlandes d’illes, tan nombroses en la faixa circumpacífica, en la himalaïna-alpina es redueixen, de fet, a les de la mar Egea i a les de la part corresponent a Indonèsia.

Estructura de les serralades de l’Himàlaia i dels Andes. A dalt, secció de la serralada de l’Himàlaia, que mostra com la litosfera continental de la placa índia s’enfonsa sota la placa asiàtica, també amb litosfera continental; es tracta, doncs, d’una serralada de col·lisió entre dues litosferes continentals. A baix, en el cas dels Andes, es veu que, per contra, aquests són el resultat de la subducció d’una placa amb litosfera oceànica (oceà Pacífic) sota la litosfera continental de la placa sud-americana. Noteu la importància que en aquesta última serralada tenen les manifestacions magmàtiques (intrusions i vulcanisme) i l’absència d’aquests fenòmens en l’Himàlaia.

Biopunt, a partir de M.P. Coward i altres.

Des del punt de vista geològic, ambdues faixes tenen diverses característiques comunes i d’altres que no ho són. Entre les primeres, el fet que les roques que les constitueixen són intensament afectades per deformacions tectòniques: plecs, encavalcaments, fractures. I que aquestes deformacions s’hi han originat en —o hi han continuat de— èpoques geològiques més o menys modernes, és a dir, de les eres mesozoica o cenozoica. Fins i tot, en molts indrets, pot comprovar-se que hi continuen actualment. Cal tenir en compte, però, que la velocitat de les deformacions, pel que fa sobretot als plecs i als encavalcaments, és d’uns pocs centímetres per any, com a màxim (en molts casos és molt més baixa), i les deformacions, no perceptibles en l’observació directa, només es poden verificar mitjançant mètodes instrumentals adequats.

Grans masses de roques plutòniques de composició predominantment granítica, i manifestacions volcàniques importants, que continuen actualment a diversos indrets, mostren que aquestes zones han estat, i són, la seu de processos magmàtics molt actius. Com també d’una important activitat sísmica; en efecte, els terratrèmols hi són molt freqüents, tant en la faixa circumpacífica com en la himalaïanaalpina, i és en aquestes on es produeixen quasi tots els terratrèmols de més gran abast.

Tots aquests fets s’expliquen força satisfactòriament a la llum dels coneixements de la tectònica global que s’han desenvolupat en els darrers decennis. Les faixes circumpacífica i himalaïana-alpina es troben justament al llarg de límits entre plaques litosfèriques, i llurs característiques geològiques fonamentals són precisament conseqüència d’aquesta situació i dels moviments relatius de les plaques en contacte. Hom pot recordar que els límits entre plaques convergents poden ésser de dues menes: de subducció o de col·lisió. El predomini de l’un o bé l’altre explica les diferències, que han estat al·ludides abans, entre les dues faixes.

A la faixa circumpacífica, la placa del Pacífic, o altres de menors, també de litosfera oceànica, han estat i són encara afectades per processos de subducció de gran amplitud. Deixant a part d’altres conseqüències, aquest fet afavoreix, a diversos indrets, el desenvolupament a gran escala de processos plutònics i volcànics, que tan manifestos són en aquesta faixa.

A la faixa himalaïana-alpina, en canvi, les plaques tenen escorça continental a banda i banda, a quasi tots els punts de contacte. En els temps mesozoics o cenozoics, també s’hi havien desenvolupat processos de subducció d’escorça oceànica. Aquesta corresponia a l’anomenat oceà o mar de Tetis —que al començament de l’era mesozoica s’estenia entre les regions del N i del S de la part oriental de la Pangea— i als espais oceànics que van originar-se a conseqüència del moviment divergent de les plaques eurasiàtica, al N, i africana i d’altres, al S. A mesura que, a causa de la seva subducció, s’anà exhaurint l’escorça oceànica intermèdia, es provocà la col·lisió, car l’escorça continental, més lleugera, només pot ésser subduïda a una escala molt limitada. La continuació del moviment convergent de les plaques en qüestió ha originat, a llurs vores, estructures de plecs i encavalcaments a gran escala i cada cop més complexos. Aquestes estructures són el tret més immediatament representatiu dels orògens formats a les zones de col·lisió. D’altra banda, i també és un fet especialment important, les deformacions —de diversos tipus— han anat propagant-se cada cop més endins de les plaques. Concentrades al principi als orògens, les deformacions han anat distribuint-se així per una zona progressivament més gran, l’amplada de la qual pot ultrapassar molts centenars de quilòmetres. Cal advertir, a més, que aquests processos són encara complicats per d’altres factors; aquí només se n’esmentaran dos, especialment importants. Un és el de la component longitudinal que pot tenir el moviment de convergència al llarg del contacte de les plaques, les sinuositats del qual faciliten l’establiment de camps d’esforços mecànics de característiques i efectes diversos. L’altre és el de la individualització, a escala litosfèrica, de nous elements —microplaques— dotats de moviments diferents. Cal afegir, encara, la pèrdua de solidesa d’uns nivells de la litosfera respecte d’altres: «despreniments» de l’escorça superior respecte de la inferior, de l’escorça respecte del mantell infrajacent, etc.

Abans de concloure aquestes consideracions globals cal indicar que, com a resultat de l’aproximació, durant l’Era Terciària, de les plaques eurasiàtica i africana, no solament s’han produït les serralades —tret més sobresortint del Sistema Alpí— sinó també un conjunt de conques sedimentàries. Algunes d’aquestes conques es formaren en el mateix marc compressiu en què es desenvoluparen els encavalcaments i simultàniament al seu desenvolupament. D’altres, però, s’han format en els estadis finals de l’estructuració de les serralades en règim extensiu. S’han format a les parts internes de les serralades, és a dir, que una estructura extensiva s’ha superposat a l’estructura d’encavalcaments prèviament formada. Mentre això passava, a les parts externes seguien emplaçant-se els encavalcaments i hi regnaven règims compressius. Tots aquests fets són molt ben representats en el Sistema Alpí Mediterrani, precisament.

Ara bé, feta ja a grans trets aquesta introducció global, i abans de tractar amb una mica més de detall les conseqüències de la col·lisió, caldrà considerar la història que la precedí, limitada ja a l’àmbit del Sistema Alpí i encara, dins aquest, a la seva part més occidental. En efecte, sense un mínim de coneixement d’aquesta història no és possible d’entendre algunes de les seves característiques geològiques fonamentals. Els documents on hi ha contiguda aquesta història són sobretot les roques. A grans trets, doncs, serà interessant de conèixer què en revela, de la història del Sistema Alpí mediterrani, l’estudi de les roques que el constitueixen i de llur agençament originari.

La disposició general del Sistema Alpí mediterrani

El Sistema Alpí mediterrani se situa entre les plaques eurasiàtica i africana, i té un traçat sinuós, conseqüència de la complexa geometria dels límits d’aquestes plaques. De l’evolució d’aquest sistema n’han resultat les anomenades serralades alpines i tot un seguit de conques reblertes (o en curs de rebliment) de materials recents de significació diversa. Cal distingir entre les conques desenvolupades enfront de les serralades, les anomenades conques d’avantpaís, formades i reblertes simultàniament amb el desenvolupament de les serralades, i les conques extensives, que se situen a la part interna de les serralades o les tallen posteriorment a la seva formació.

Biopunt, a partir de fonts diverses.

El Sistema Alpí mediterrani comprèn els orògens situats al llarg d’una zona on es troben en contacte les plaques eurasiàtica i africana, i diverses microplaques individualitzades posteriorment a partir d’aquelles. Molt generalment, aquest contacte és definit per uns límits de col·lisió, en molts llocs de col·lisió obliqua, és a dir, associats a un lliscament lateral («transcol·lisió»). El traçat d’aquests límits és extraordinàriament sinuós. És congruent amb la sinuositat de les alineacions muntanyoses corresponents als orògens del Sistema, i reflecteix la complexitat dels moviments relatius de plaques i microplaques. És especialment remarcable la disposició en arc, força tancat, dels Alps occidentals i dels Carpats, com també l’arc que hi ha entre aquesta serralada i la dels Balcans, i el de Gibraltar, situat entre les serralades bètica i rifenya. Situats dintre el continent, o entre aquest i conques marines no oceàniques, com en el cas del de Gibraltar, els arcs en qüestió no han d’ésser confosos amb els de les garlandes d’illes del Pacífic, els quals són directament relacionats amb zones de subducció actives. Al Sistema Alpí mediterrani, actualment, aquest tipus només és representat a la Mediterrània oriental: l’arc de les illes gregues del mar Egeu i, fins a cert punt, el de Xipre.

El Sistema Alpí mediterrani és format per diversos segments orogènics situats al llarg de dues branques, que es corresponen força bé amb les alineacions muntanyoses principals de la regió mediterrània en sentit ampli. Totes dues branques convergeixen a l’estret de Gibraltar.

Una d’elles, l’anomenada convencionalment branca alpina, comprèn la Serralada Bètica, continuada pel promontori del qual emergeixen les illes Balears. Al N de Mallorca les estructures alpines resten interrompudes per una important zona de fractures: és l’anomenada falla Paul Fallot. A la part nordoriental de Còrsega afloren novament les estructures de la mateixa branca. Més al N, a les costes occidentals de la Ligúria comença la gran serralada dels Alps, que s’estén fins a la conca de Viena. Les estructures alpines es continuen per sota d’aquesta darrera i reapareixen als Carpats. Després de descriure el gran are dels Carpats orientals, la part meridional d’aquesta serralada enllaça amb la dels Balcans al S i no gaire lluny de les portes de Ferro del Danubi, a la regió del Banat.

A l’altra de les branques del Sistema Alpí mediterrani, —l’anomenada branca dinàrica— pertanyen les serralades Magrèbides (Rif i Tell), que voregen les costes mediterrànies des de l’estret de Gibraltar fins al de Sicília. Per la part N d’aquesta illa segueix fins a enllaçar amb els Apenins a través de la corba que descriu a Calàbria. La branca dinàrica continua pels Alps del S, on es juxtaposa a la branca alpina pròpiament dita. Se’n separa més a l’E, per a formar els Dinàries, que es continuen amb els Hel·lènids.

Més enllà, vers l’E, a Turquia, la continuació de la branca dinàrica és ben clara: els Hel·lènids enllacen amb la serralada del Taure. En canvi, les relacions entre els Balcans i les serralades del N de l’Àsia Menor plantegen algunes qüestions no del tot resoltes. Certament, hi contribueix el fet que en aquella regió s’han superposat els efectes de l’orogènia alpina pròpiament dita als de l’anomenada orogènia cimmeriana, que, en els primers temps de l’Era Mesozoica, va afectar una extensa regió del S i de l’E de l’Àsia; més tard, una part considerable d’aquest continent ho va ésser per l’orogènia alpina.

Per interessants que siguin les qüestions que acaben d’ésser al·ludides, caldrà tornar al Sistema Alpí mediterrani, concentrant especialment l’atenció sobre la seva part occidental.

Les roques

Com és un fet general en els orògens, al Sistema Alpí mediterrani hi ha una gran varietat litològica. S’hi troben, efectivament, roques de totes menes. Ara bé, llur distribució no és pas caòtica. Ans al contrari, s’hi poden distingir unitats i grups litològics ben caracteritzats per llurs diferents composicions i fàcies, i per l’edat i el tipus de les deformacions tectòniques que presenten.

D’antuvi, i com en els altres orògens, en els del Sistema Alpí les roques poden ésser agrupades en tres grans unitats estructurals separades per les corresponents discordances: el sòcol, que comprèn roques d’edat paleozoica i de més antigues, que ja van ésser deformades per efecte d’una (o més d’una) de les orogènies anteriors a l’alpina; la cobertora, constituïda per roques d’edat mesozoica i cenozoica que només han estat deformades per l’orogènia alpina; i els terrenys postorogènics, d’edat posterior a l’edificació de l’estructura alpina que caracteritza aquests orògens.

D’altra banda, en l’edifici d’un orogen alpí, hom pot comprovar que, en la seva pràctica totalitat, és constituït per roques que pertanyen a algun dels pocs conjunts litològics força ben definits. Ho són en primer lloc per llurs característiques petrològiques, i normalment difereixen en alguns aspectes estructurals, metal·logenètics i d’altres.

Malgrat la seva heterogeneïtat litològica, que pot ésser molt gran, el sòcol és considerat un d’aquests conjunts a causa del seu comportament en l’edificació de l’estructura alpina.

La cobertora és constituïda majoritàriament per roques que pertanyen a un o altre dels quatre conjunts següents: el de les formacions terrígenes amb evaporites; el de les plataformes carbonàtiques; el de les formacions pelàgiques; i el de les formacions constituïdes fonamentalment per turbidites que, sobretot en el món alpí, són conegudes amb la denominació de «flysch». L’ordre en què acaben d’ésser enumerades és el de llur aparició en el temps, durant la formació de la cobertora. Associats normalment al conjunt pelàgic esmentat, i per bé que molt desigualment representats en els diferents orògens alpins, els complexos ofiolítics constitueixen un altre d’aquests conjunts, que és especialment interessant.

Un altre conjunt és el que, constituït fonamentalment per formacions terrígenes correlatives a la surrecció del relleu muntanyós de l’orogen, és conegut generalment amb el nom de molassa. Les formacions molàssiques poder ésser sinorogèniques, més o menys tardanes, i pertànyer així a la cobertora; netament postorogèniques; o bé d’una posició més o menys ambigua.

Finalment, en els orògens alpins hi ha roques que no formen part de cap dels conjunts esmentats, però que en general ocupen extensions relativament petites.

El sòcol

La composició del sòcol dels orògens alpins és molt variada. En una part considerable és constituït per roques metamòrfiques de grau mitjà o baix, que van ésser afectades per l’orogènia herciniana. Entre elles predominen les metapelítiques i metapsammítiques del Precambrià superior i del Paleozoic inferior i mitjà, amb algunes intercalacions de metavulcanites, i en molts indrets, encaixats en aquest conjunt, hi ha granits (en sentit ampli) corresponents a la mateixa orogènia.

També s’hi troben ben representades les roques cristal·lines de grau alt (gneis sobretot), la datació de les quals en molts casos és difícil. Havien estat generalment interpretades com a restes de complexos d’edat netament anterior al Paleozoic, però els resultats de les recerques modernes han demostrat que en diversos casos s’havien format durant l’orogènia herciniana.

Més localment, s’hi troben masses importants de roques sedimentàries de fàcies continentals que pertanyien al rebliment de conques intramuntanyoses individualitzades en el Carbonífer superior i en el Permià inferior, subsegüentment a l’orogènia herciniana. Hi és força general l’associació de roques d’origen volcànic (laves i piroclastites) de composicions variades. Encara que aquestes roques del Paleozoic superior no hagin estat afectades per plecs i encavalcaments de cap orogènia anterior a l’alpina, hom les considera generalment com a integrants del sòcol; de fet, en els processos de l’estructuració alpina, llur comportament mecànic va ésser més anàleg al de les roques del sòcol (en sentit estricte) que no al de les de la cobertora.

Les formacions detrítiques predominantment continentals, amb evaporites

Aquestes formacions constitueixen una part important del Triàsic de l’àmbit del Sistema Alpí mediterrani, i se situen, doncs, a la base de la cobertora o a prop seu. En molts indrets no es distingeixen gaire, o gens, de les que es troben en extenses regions extraalpines. Aquest és el cas, per exemple, de la fàcies Keuper del Triàsic superior de tipus germànic, amb la seva riquesa de guix i sal gemma, i tan ben representada en les àrees d’avantpaís de l’Europa central i occidental, com també en les zones externes dels Alps i de les serralades alpines Bètica i Magrèbida; la sal i el guix s’hi van dipositar al fons de llacs salats intracontinentals i en «sebkjas» prop de les costes.

En d’altres indrets del mateix Sistema, tanmateix, les evaporites es concentren prop de la base del Triàsic mitjà, essent la major part d’aquest i del Triàsic superior predominantment de composició carbonàtica. Es tracta del Triàsic de tipus alpí, propi de l’anomenda zona Austroalpina i dels Alps del S, i ben representat a les zones internes de les serralades alpines de la Mediterrània occidental. En aquests indrets, les evaporites corresponen més aviat a dipòsits fets en conques situades a les planes de marea («tidal flats») i depressions («lagoon») de les plataformes carbonàtiques, en quedar aïllades de la mar oberta a causa de moviments eustàtics o tectònics.

Els nivells d’evaporites del Triàsic han tingut un paper molt remarcable en el desenvolupament de les estructures de l’etapa orogènica; amb llur comportament plàstic, fins i tot sota càrregues litostàtiques lleugeres, han facilitat el despreniment a gran escala de la major part de la cobertora i el consegüent desenvolupament de plecs i encavalcaments independents del sòcol.

Les calcàries i les dolomies d’antigues plataformes carbonàtiques

Són moltes les regions del Sistema Alpí mediterrani que presenten el típic aspecte que les roques carbonàtiques (calcàries i dolomies) confereixen al relleu muntanyenc. Certament aquestes roques són molt ben representades a la cobertora dels orògens pertanyents a aquest Sistema. En una extensió molt considerable aquestes calcàries i dolomies van formar part de vastes plataformes carbonàtiques, que cobrien una superfície remarcable de l’àmbit alpí. S’hi van desenvolupar en les eres mesozoica —sobretot—, i cenozoica; en diversos casos durant períodes de temps molt prolongats. Tot i no assolir els 5 o 6 km d’alguna de les unitats més externes dels Dinàrics, el gruix d’aquestes plataformes arribà a ésser força considerable en diversos indrets alpins situats més a l’W: més de 2000 m a les del Triàsic mitjà i superior de les Dolomites, als Alps del S, i a les unitats inferiors del complex alpujàrric de la Serralada Bètica, per exemple.

Al gran desenvolupament de les plataformes carbonàtiques del Sistema Alpí mediterrani, hi van contribuir dos factors importants, relacionats entre ells: el paleoclimàtic i el paleogeogràfíc

Cal recordar que en el període Triàsic l’àmbit alpí es trobava situat a una latitud propera a l’Equador. Amb la seva lenta deriva va anar atenyent latituds més altes, fins arribar a la seva situació actual. El clima hi va ser majoritàriament càlid, fet responsable que a les àrees marines d’aigües somes hi regnessin condicions propícies a la sedimentació carbonàtica, afavorida per la proliferació d’organismes com els polípers, mates d’algues calcàries, mol·luscs diversos, etc.

És interessant de remarcar alguns fets sobre la distribució, en l’àmbit del Sistema Alpí mediterrani, de les plataformes carbonàtiques en el temps i l’espai. En el Triàsic i els primers temps del Juràssic aquestes plataformes es van desenvolupar àmpliament cobrint extenses zones de l’àmbit en qüestió. Ara bé, a partir de l’època carixiana es produí una ben marcada diferenciació de dominis. En alguns la subsidència es mantingué com fins llavors, prou lenta, essent la taxa de sedimentació suficient perquè les aigües continuessin somes; però en d’altres es produí sobtadament (pel que són els temps geològics, és clar) un important descens del fons, que interrompé el creixement de la plataforma carbonàtica. En aquest cas, els fòssils i les altres característiques de les roques suprajacents a les de la plataforma revelen prou bé les noves condicions determinades per l’augment de la profunditat. Són les formacions pelàgiques que després seran considerades. Així, doncs, des de l’època carixiana en uns indrets, o més tard en d’altres, la diferenciació de dominis d’aigües profundes dins un àmbit en la part occidental del qual el mar havia romàs arreu som, restringí la continuació del creixement de les plataformes carbonàtiques a una extensió menor. Comprenia sobretot les parts marginals de l’àmbit, mentre que a l’interior les condicions propícies regnaven només en períodes relativament curts i en àrees més petites.

Les formacions pelàgiques

A la cobertora del Sistema Alpí mediterrani hi ha una representació significativa de les fàcies pròpies d’ambients marins d’una certa profunditat i, en part, oceànics. Es tracta principalment de formacions constituïdes per margues i argiles, que poden contenir restes fòssils d’organismes pelàgics. S’hi troben també d’altres roques de baix índex de sedimentació. Les radiolarites hi són relativament comunes. I també hi pot haver calcàries, en les quals no és rar de trobar indicis o marques de processos de dissolució sinsedimentaris o quasi; o estructures que indiquen que es van originar per processos de ressedimentació.

Trets força comuns en aquestes formacions són els hiatus i les condensacions de nivells. Aquestes darreres revelen règims prolongats d’índexs de sedimentació molt baixos. Tan baixos que fan que pocs metres de gruix d’una successió hi pugin representar lapses de desenes de milions d’anys, com ho demostren en molts casos els fòssils que s’hi troben. L’escassetat de calcàries pot explicar-se en part per la profunditat de l’ambient sedimentari, que podia trobar-se per sota del nivell de compensació dels carbonats. D’altra banda, el baix índex de sedimentació explica també que si per acció dels corrents marins eren erosionats els sediments del fons, n’hi havia prou amb la desaparició d’un gruix petit perquè es produís un hiatus important.

L’aparició, en el Sistema Alpí mediterrani, de formacions com les que breument hom està descrivint té relació amb els processos de ruptura i enfonsament parcial de les plataformes carbonàtiques esmentats suara. Es van anar dipositant damunt dels fragments enfonsats d’aquelles.

Ara cal tenir en compte que el procés de ruptura en qüestió es degué al desenvolupament actiu d’una estructura en blocs limitats per falles, sota un règim extensiu, o transtensiu. Aquestes condicions són propícies a l’aparició de fortes desnivellacions entre blocs adjacents i, segons el seu moviment bascular, de pendents al damunt d’un mateix bloc. Els nombrosos exemples de bretxes de col·lapse, que es formaren en antics vessants submarins abruptes, i la profusió d’estructures originades per lliscaments sinsedimentaris, que es troben associats a les formacions pelàgiques ara considerades, il·lustren molt bé el desenvolupament i la mobilitat tectònica dels ambients on es van originar.

Les formacions pelàgiques en qüestió també poden contenir interstratificades roques volcàniques màfiques. En molts casos s’hi poden reconèixer les estructures pròpies de les colades submarines, com també filons capa («sills»), dics i lacòlits de roques subvolcàniques. La composició de totes aquestes roques és ordinàriament basàltica. Llur desenvolupament s’explica bé per la tectònica d’extensió esmentada, i pot ésser comparat fins a un cert punt amb el que es troba en tants casos en els sistemes de fosses neògenes situats terra endins.

Tant les característiques com les condicions originàries de les associacions de roques màfiques i ultramàfiques són diferents. En força llocs, aquestes també es troben associades a les formacions pelàgiques i constitueixen els anomenats complexos ofiolítics.

Els complexos ofiolítics

Consisteixen en certes associacions de roques ígnies màfiques i ultramàfiques amb roques sedimentàries de fàcies marines, més generalment pelàgiques. Es troben a les zones internes de la majoria dels orògens més importants. Fou precisament en el Sistema Alpí mediterrani —ja fa més de mig segle— on els complexos ofiolítics foren reconeguts per primer cop i es definiren llurs característiques essencials. L’extensió de llurs afloraments, sobretot a la part occidental del sistema, no és gaire gran, i és netament inferior a la dels corresponents als altres conjunts litològies ja considerats. Tanmateix, l’interès de llur estudi és molt gran.

Les roques ígnies més ben representades en el complexos ofiolítics —és a dir, les «ofiolites» en sentit estricte— són: peridotites (harzburgites o lherzolites, principalment), més o menys serpentiformes, entre les ultramàfiques; i basalts, més o menys espilítics, entre les màfiques. Piroxenites, gabres, dolerites, i encara d’altres roques d’aquests grups poden trobar-se en una relativa abundància en alguns dels complexos. En molts casos, es poden reconèixer en el basalt, més o menys deformades, estructures pròpies de colades volcàniques submarines (laves «de coixins», per exemple).

Pel que fa a les sedimentàries, hi és molt típica, però no constant, la presència de radiolarites, associades o no a d’altres roques pelàgiques pròpies d’ambients marins de certa profunditat. Però també són coneguts exemples d’ofiolites associades a roques terrígenes, això sí, d’ambients francament marins.

Les característiques originàries de la composició química i mineralògica de les ofiolites, allí on han restat preservades, són les mateixes de les roques ígnies que constitueixen el substrat dels oceans actuals. Per això els complexos ofiolítics són interpretats com a restes d’antics fons oceànics que s’havien estès per una part més o menys considerable de l’àmbit orogènic. Els complexos ofiolítics són restes minoritàries, car la major part del substrat màfic i ultramàfic degué haver estat engolit pels processos de subducció. Així, en la perspectiva de la tectònica global, els complexos ofiolítics constitueixen una mena de fites que marquen antics límits entre plaques, límits al llarg dels quals una d’elles desaparegué parcialment, subduïda.

En molts casos, la composició mineralògica de les ofiolites ha estat modificada més o menys profundament per efecte dels processos de metamorfisme que han patit, i l’estructura originària ha estat modificada i deformada fins a un grau que pot fer-la irreconeixedora. De fet, molts dels complexos ofiolítics es presenten actualment constituïts, totalment o parcial, per roques metamòrfiques; els basalts i gabres originaris, per exemple, hi han estat transformats en eclogites, amfibolites, o d’altres roques, segons les condicions de pressió i temperatura assolides pel metamorfisme.

Cal tenir en compte la posició dels complexos ofiolítics, precisament en zones internes dels orògens, on el metamorfisme i les deformacions tectòniques han assolit ordinàriament una intensitat més gran. I més considerant que una part dels complexos que ara s’observen han arribat a estar implicats directament en processos de subducció. Això pot explicar el fet que entre els minerals de neoformació, de les paragènesis metamòrfiques de les roques d’alguns dels complexos ofiolítics, se’n puguin trobar que indiquin unes condicions de pressió i de temperatura pròpies de profunditats de fins 30 km o més. Aquest darrer no és més que un exemple —se’n podrien posar molts d’altres— de com en els complexos ofiolítics es pot trobar una informació especialment valuosa sobre processos geodinàmics de la màxima importància.

El «flysch»

Amb aquest mot dialectal són anomenats en alguns cantons de la Suïssa germànica uns terrenys més o menys argilosos que són molt propicis a les esllavissades. El terme fou introduït en el lèxic geològic ja al segle passat. Designa les seqüències terrígenes que afloren extensament en molts orògens i hi constitueixen una part important del rebliment de certs dominis paleogeogràfics. Certament, en molts casos, però no necessàriament en tots, el comportament mecànic d’aquestes seqüències correspon a l’accepció originària del terme, que explica bé llur constitució. El terme «flysch» ha estat emprat amb molta facilitat per alguns autors, amb el consegüent perill de confusions. Convé, per tant, recordar algunes precisions, d’acord amb les definicions donades pels autors més solvents.

Les seqüències de «flysch» es caracteritzen en primer lloc per llur constitució. Es componen fonamentalment d’una alternança regular de llits gresosos i argilosos, generalment no gaire gruixuts, en molts casos decimètrics. La potència originària d’aquestes seqüències ha d’haver estat important, almenys d’unes quantes centenes de metres, perquè siguin considerades com a «flysch». D'altra banda, La majoria dels llits gresosos mostren estructures turbidítiques ben típiques (granoclassificació, etc.), que indiquen sense cap dubte que llur dipòsit es va fer mitjançant corrents de terbolesa. La composició dels grans dels gresos depèn naturalment de l’àrea font, però n’és un tret molt comú que no siguin ben arrodonits. A la base d’alguns llits de gresos hi pot haver conglomerats, excepcionalment amb clasts força grans, i la transició als gresos és gradual. La matriu dels llits gresosos pot ésser argilosa, calcítica, llimosa o mixta. Quant a les capes argiloses, normalment contenen carbonat càlcic; no és rar que llur composició pugui arribar a ésser ja margosa. També poden incloure d’altres minerals; capes fines de mica hi són relativament comunes. Les característiques estructurals, mineralògiques i, en alguns casos, paleontològiques, d’aquestes capes, indiquen que es van dipositar en unes condicions generalment hemipelàgiques. També, les seqüències de «flysch» poden contenir intercalacions d’altres roques —calcàries pelàgiques, radiolarites, etc.— corresponents a episodis en els quals el règim turbidític de la sedimentació fou reemplaçat per d’altres. També poden contenir intercalacions de bretxes, olistostromes, olistòlits, etc. Aquests darrers poden ésser abundants i de grans dimensions (d’uns milers de metres cúbics o més), com en el cas de l’anomenat Wildflysch («flysch salvatge»), la qual cosa demostra la intervenció d’altres mecanismes de dipòsit, correlatius a ensulsiades de vessants inestables a causa de l’activitat tectònica. Els estudis sedimentològics que s’han fet demostren que l’índex de sedimentació de les seqüències de «flysch» és alt, en contrast net amb el de les formacions pelàgiques precedentment descrites. Quant a la profunditat de les conques on es dipositaven, havia d’ésser com a mínim més gran que la màxima influïda per les onades, i, en molts casos, pot assegurar-se que ultrapassava uns quants centenars de metres. I encara, és molt remarcable la relació que té el desenvolupament del «flysch» amb l’evolució tectònica de l’orogen. Fonamentalment és correlatiu a la surrecció dels relleus, concomitant de la formació d’estructures compressives o transpressives: encavalcaments, etc. Això és ben il·lustrat per la distribució de les seqüències de «flysch» en el temps i en l’espai. Per bé que amb algunes excepcions, hom pot comprovar que llurs edats són progressivament més joves, des de les dipositades als dominis interns de l’orogen fins a les dels més externs o, ja en les conques d’avantpaís, correlativament a la progressió, en la mateixa direcció del desenvolupament de les estructures compressives. De fet es tracta de seqüències sedimentàries sincinemàtiques, almenys en sentit ampli. Contemporànies de la formació de les primeres deformacions compressives, acaben essent afectades per la continuació d’aquestes.

Així, entre els gran conjunts litològics de la cobertora, el del «flysch» és el darrer i, en certa manera, és testimoni del desenvolupament de l’orogènia. Amb aquesta, normalment una emersió més o menys generalitzada facilitarà l’activitat dels agents erosius. Però la sedimentació, progressivament rebutjada vers l’exterior de l’orogen, i nodrida per la seva erosió, pot atènyer encara una gran importància, especialment a les conques que poden formar-se a les àrees adjacents de l’avantpaís. Les seqüències de «flysch» encara poden ésser-hi representades a les primeres que es formen. Però cada cop més la sedimentació adquireix unes altres característiques, les pròpies dels terrenys postorogènics, les molasses.

La molassa

Igual que el terme «flysch», el mot molassa també va néixer a Suïssa. El terme prové del francès «mollasse» —tofenc, blanenc—, que descriu un dels aspectes més característics d’aquests materials.

Els materials molàssics constitueixen formacions sedimentàries postorogèniques que resulten de l’erosió d’elevades serralades durant i immediatament després del paroxisme orogènic Es dipositen damunt el «flysch» en les conques externes d’avantpaís, com per exemple la desenvolupada al front dels Alps durant part de l’Oligocè i quasi tot el Miocè, que s’estén per les planes de Suïssa i la Baviera, al sud d’Alemanya. També es dipositen en conques intramuntayoses. Des d’un punt de vista sedimentològic, els terrenys molàssics són constituïts, essencialment, per fàcies paràliques, en part marines i en part continentals o deltaiques. Formen potents sèries de grans ritmes de conglomerats, gresos i argiles, i presenten, ben desenvolupades, estructures sedimentàries primàries. En alguns casos els ritmes inclouen dipòsits de carbó i llits carbonàtics. En conjunt, les fàcies molàssiques són més detrítiques que les del «flysch» que les han precedit, fet que reflecteix l’energia dels relleus que s’erosionen durant la seva sedimentació. D’altra banda, tot i ésser rítmica, la sedimentació molàssica ho és en menor grau que la del «flysch». Amb el dipòsit de la molassa s’acaba el cicle sedimentari dels orògens alpins.

L’estructura tectònica

L’estructura tectònica dels orògens alpins presenta algunes característiques comunes. També poden assemblar-se, és clar, amb d’altres orògens no alpins. Al capdavall, l’estructura de tots ells ha de reflectir, a grans trets, el resultat de processos anàlegs, que han afectat materials —roques— que en llur conjunt són comparables. Es tracta, en darrer terme, d’una redistribució dels d’elements de l’escorça en un espai molt més petit, més estret que el que havien ocupat abans, per efecte dels esforços de compressió exercits, durant els processos de subducció i de col·lisió, a les zones marginals de les plaques litosfèriques. Hom pot parlar, doncs, d’una veritable reestructuració. I si les propietats mecàniques són prou semblants, les característiques geomètriques de les estructures tectòniques a diferents punts de l’escorça hauran de tenir uns trets fonamentals comuns; això no vol dir que, en el detall, no hi pugui haver tota la varietat i diversitat que correspon a les heterogeneïtats existents també a l’escorça, a més de les que resulten de la mateixa evolució del procés de deformació.

Ja un primer examen, fet molt per damunt, permet de destriar uns quants trets fonamentals de l’estructura dels Sistema Alpí mediterrani.

En primer lloc, els orògens hi apareixen constituïts com a faixes de plecs i encavalcaments, convergents uns i altres majoritàriament vers l’interior de les masses continentals que els enquadren; òbviament, aquest tret és congruent amb l’escurçament al·ludit abans, que, per efecte de l’orogènesi pròpiament dita, s’ha produït en l’espai on es trobaven els materials que constitueixen els diferents segments del sistema.

En segon lloc, hom pot distingir, en aquests segments, una part externa i una d’interna. A l’externa hi ha ùn despreniment general de la cobertora respecte del sòcol, amb desenvolupament d’estructures diferents. Aquesta part externa correspon als dominis paleogeogràfics també externs; de fet, correspon a la regió que va evolucionar com a marge continental de la placa, després d’una etapa en la qual fou sotmesa a condicions distensives, amb el consegüent aprimament de l’escorça i de la litosfera en conjunt. En canviar les condicions, de distensives o transtensives a compressives o transpressives, moltes de les antigues falles lístriques normals van invertir llur joc i esdevingueren inverses o mixtes, amb una component longitudinal més o menys important. Això permeté un nou agençament dels blocs delimitats per les falles en un espai esdevingut progressivament més estret. Ara bé, mentre al sòcol l’escurçament era absorbit principalment pel joc invers de les falles, alguna de les quals podia esdevenir un veritable encavalcament de sòcol, a la cobertora hi havia superfícies discontínues, lligades a les variacions de la composició de les roques, amb els consegüents contrasts del comportament mecànic. Això afavorí la individualització de cossos limitats per falles d’angle petit respecte del pla horitzontal, i despreniments segons superfícies d’estratificació al llarg de les quals es trobaven estrats de roques de comportament mecànic prou diferent. I, tal com ja ha estat apuntat abans, precisament a gairebé enlloc d’aquests antics marges continentals no hi manca, prop de la base de la cobertora, algun nivell prou important i continu d’evaporites. Llurs propietats mecàniques van facilitar que es produïssin despreniments generalitzats de la major part de la cobertora respecte del sòcol i del tegument, és a dir, dels estrats de la cobertora infrajacents a les evaporites, que romangueren solidàries del sòcol. D’altres despreniments d’un abast menys gran es produïren en d’altres nivells de la cobertora, per damunt dels de les evaporites, allí on es trobaven en contacte estrats amb propietats mecàniques prou contrastades. Així, el sistema «multicapa» de la cobertora, afectat prèviament per les falles normals de l’etapa paleotectònica, fou estructurat en un conjunt d’unitats encavalcants, i afectat per plecs més o menys autònoms, conjunt tot ell traslladat vers l’avantpaís.

En tercer lloc, cal dir que aquest procés d’estructuració de la cobertora pot transmetre’s progressivament, no solament a l’interior de l’antic marge continental, sinó també enfora, a dominis adjacents de l’avantpaís, que fins llavors havien romàs estables. Així, depenent d’aquest procés, s’ha produït una progressiva incorporació de dominis d’avantpaís a l’orogen, amb la corresponent expansió d’aquest.

L’estructura de les zones internes dels orògens és més complexa. I també més variada segons els diferents segments del sistema, fins i tot a l’interior d’un mateix segment. La diversitat s’explica per la heterogeneïtat més gran dels elements que constitueixen aquestes zones. A més, el grau d’escurçament hi influeix i és divers segons les transversals. De fet, a les zones internes hi pot haver dominis molt diferents, tant per llur situació original com per la composició de les roques que hi són representades i de les estructures adquirides ja abans de l’etapa orogènica pròpiament dita. S’hi troben, així, segons els llocs, dominis de talús continental, restes no subduïdes d’escorça oceànica, rebliment sedimentari d’aquesta escorça, fragments d’escorça continental que havien restat inclosos entre l’escorça oceànica, etc; i encara, en els segments on l’escurçament ha estat més accentuat —és el cas dels Alps orientals, per exemple—, materials del marge continental oposat.

Cal tenir ben present que el desenvolupament de l’estructura compressiva dels orògens alpins ha estat conseqüència, no solament d’un simple moviment de convergència, sinó també d’un moviment de lliscament lateral entre les plaques implicades, el qual pot haver assolit en certs casos centenars de quilòmetres. Això fa que als Alps, a la Serralada Bètica, etc., es trobin actualment juxtaposats, o superposats, elements que no només no es trobaven a la mateixa transversal, sinó a una gran distància, abans de l’etapa compressiva.

Amb més o menys intensitat, a les estructures compressives de plecs i encavalcaments pròpies dels orògens alpins (les estructures alpines en sentit estricte, que en general van acabar d’adquirir llurs característiques definitives) s’hi han superposat d’altres estructures desenvolupades als darrers temps de la història geològica; concretament, pel que fa als orògens de la regió mediterrània occidental, s’hi superposaren estructures del Miocè superior i més recent. De fet, en molts sectors, es tracta d’estructures que encara es troben en curs de desenvolupament (se’ls pot aplicar sense cap reserva el qualificatiu de «peotectòniques»), els elements fonamentals de les quals són les falles.

Cal remarcar dos fets importants quant a aquesta estructura de fractura. En primer lloc, que afecta molt desigualment el Sistema Alpí segons els orògens que el componen, i també l’interior d’un mateix orogen. En segon lloc, que l’estructura és polifàsica, i ha estat adquirida com a resultat d’unes condicions mecàniques regionals que han anat variant al llarg del temps; així, en un mateix orogen es poden reconèixer, en molts casos, sistemes de falles que responen a posicions diferents del sistema d’esforços que les han originades o reactivades.

Per la seva importància, cal esmentar en primer lloc les falles de salt en direcció, el moviment de les quals pot haver estat en part contemporani a alguna de les darreres etapes de la formació de l’estructura principal de plecs i encavalcaments; fins i tot, aquests accidents poden ésser-ne una conseqüència. A la Serralada Bètica, per exemple, és evident que el conjunt de les zones internes es traslladà vers l’W respecte al de les externes, en condicions netament transpressives, mitjançant un moviment segons una fractura longitudinal respecte de la direcció general dels plecs i encavalcaments, els quals van accentuar-se en conseqüència més o menys. La disposició en arc que adopten les estructures de les zones internes bètica i rifenya a la regió de l’estret de Gibraltar s’explica bé per aquest mecanisme. Els dispositius en arc força tancat dels Alps occidentals i dels Carpats s’expliquen igualment per models comparables, segons els quals les falles longitudinals han tingut una importància de primer ordre. De falles de salt predominantment horitzontal, però oblíqües respecte de la direcció més general de les estructures orogèniques, se’n troben de força importants als Alps (les falles de l’anomenada línia periadriàtica) i en d’altres segments del sistema (per exemple, les falles de Palomares-Carboneras, a la Serralada Bètica). En conjunt, el joc d’aquestes falles és congruent amb l’escurçament transversal dels orògens que afecten.

Ha estat, però, en temps geològics més recents que s’ha desenvolupat més palesament la fracturació, amb unes característiques progressivament diferents de les abans esmentades. Ha estat sobretot en el decurs del Miocè mitjà, i més tard, que en molts indrets del Sistema Alpí s’hi han originat —o reactivat— falles que han individualitzat blocs diversament basculats, d’acord amb unes condicions extensives. De fet, aquesta estructuració, que ha afectat molt desigualment l’àmbit del sistema, l’ha ultrapassat també ben amplament, i ha afectat extenses regions dels avantpaïsos.

Les serralades i les conques alpines als Països Catalans

En l’àmbit tractat en aquesta obra, la Mediterrània occidental, hi són presents fragments de diverses grans unitats del Sistema Alpí, desenvolupades principalment a la microplaca ibèrica, la qual ha tingut una certa independència respecte de la gran placa eurasiàtica. A la part meridional dels Països Catalans, el Sistema Alpí se situa damunt les zones externes de la Serralada Bètica, que pertany a l’Orogen Alpí pròpiament dit. Aquestes unitats es prolonguen en el Promontori Balear i poden ésser observades a les illes d’Eivissa i Mallorca. Gràcies a les tècniques geofísiques, aquestes estructures han pogut ésser detectades també sota l’aigua, immediatament al N de les Balears. Les zones externes de la Serralada Bètica corresponen al marge continental de la placa ibèrica, desenvolupat durant el Mesozoic i invertit durant la compressió neògena. La Serralada Bètica i el Rif formen una sola gran unitat estructural en forma de ferradura, amb la concavitat cap a l’E, formant a la seva part occidental l’anomenat arc de Gibraltar. Al N dels Països Catalans s’eleven els Pirineus, serralada que, si bé no s’integra en el sistema alpí en sentit estricte, té una certa entitat. Formats en el límit entre la placa ibèrica i la placa eurasiàtica, els Pirineus són el resultat de la subducció parcial de la placa ibèrica sota l’europea. Aquesta subducció donà lloc a una estructura d’encavalcaments que es disposa en forma de ventall. L’estructuració s’inicià al final del Cretaci (final del Mesozoic) i es prolongà fins a l’Oligocè a les zones orientals (Catalunya) i fins al Miocè a les occidentals (País Basc).

En el nucli de l’arc bètico-magribí hi ha la profunda conca nord-africana, anomenada d’Alboran a l’W i algeriana a l’E. Es tracta d’una conca extensiva desenvolupada sobre les zones internes de l’edifici bètico-magrebí, que ha conduït a un aprimament considerable de l’escorça continental a la mar d’Alboran i, probablement, a la formació d’escorça oceànica al S de les Balears. La formació d’aquesta conca fou simultània a l’emplaçament dels encavalcaments de les zones més externes de les serralades bètico-balear i magrebina. Les petites fosses formades durant el Miocè superior a la Serralada Bètica i al Promontori Balear són part emergida de l’estructura de la conca nord-africana.

L’interior de la placa ibèrica també resultà afectat per la compressió originada per l’aproximació d’Àfrica i Europa. El resultat en fou la inversió, durant el Paleogen principalment, de les conques que s’hi havien desenvolupat durant el Mesozoic; així nasqué la Cadena Ibèrica, que ocupa bona part dels Països Catalans.

Entre els Pirineus i la Cadena Ibèrica hi ha la Depressió o Conca de l’Ebre. Es formà durant l’estructuració dels Pirineus i de la Serralada Ibèrica. Es desenvolupà, doncs, en un règim compressiu, i tant l’estructura de les seves vores com el seu rebliment sedimentari, estan íntimament relacionats amb les serres que la limiten. És reblerta per la molassa d’aquestes serralades, principalment dels Pirineus, dels quals és la conca meridional d’avantpaís.

Entre les Balears i la costa peninsular hi ha la conca Catalano-balear o solc de València, que enllaça, cap al NE, amb la conca Liguroprovençal, situada entre la costa provençal i les illes de Còrsega, Sardenya i Menorca. Dins la conca Liguro-provençal hom diferencia tradicionalment dues subconques, separades per una zona de falla transformant d’orientació NW-SE: el golf del Lleó, situat a l’W, i el golf de Gènova o mar Ligur, a l’E.

L’estructuració de la conca Catalano-balear tingué lloc a partir de l’Oligocè superior i durant el Neogen, i és el resultat de dos processos sincrònics ben diferents. D’una banda, l’extensió que afecta el marge NW del solc i les seves parts emergides al llarg de la costa dels Països Catalans (les fosses que s’estenen paral·lelament a la costa en són la part emergida); de l’altra, l’emplaçament dels encavalcaments en el Promontori Balear. Aquesta és, doncs, una conca en què es posen clarament de manifest les interaccions de les estructures compressives —formació de serralades— i extensives —formació de conques— en l’estructuració terciària de la Mediterrània occidental.

L’evolució sedimentària neògena

Durant el Cenozoic, l’evolució estructural del cinturó orogènic alpí va ésser determinada pels processos de convergència entre diverses plaques litosfèriques meridionals (Àfrica, Apúlia, Aràbia, Anatòlia) i les més septentrionals (Europa i Ibèria). Aquest procés va produir uns canvis paleogeogràfics molt importants per al desenvolupament de la sedimentació en la regió mediterrània, amb l’establiment de comunicacions entre zones emergides desconnectades fins aleshores i la incomunicació progressiva dels dominis marins de la mar Tetis occidental respecte als sectors indo-pacífics. La influència de les variacions eustàtiques (elevació o descens global del nivell de la mar) s’afegí a la restricció de la Mediterrània causada per l’evolució estructural.

Una de les conseqüències immediates fou la restricció progressiva (fins a l’obliteració) dels corrents oceànics superficials que havien connectat la regió indo-pacífica amb l’atlàntica des del Mesozoic. Aquest procés va arribar al punt màxim durant el Neogen, quan, en alguns períodes, l’aïllament de la regió mediterrània respecte de les àrees oceàniques va ésser més gran que en l’actualitat. Durant aquest procés hi va haver moments en què tingueren lloc esdeveniments crítics, per la seva transcendència o per l’impacte en l’evolució sedimentària.

Ja durant el Burdigalià (Miocè inferior) va iniciar-se una restricció severa de les comunicacions entre les àrees mediterrànies actuals i les indo-pacífiques, tot i produir-se una tendència general transgressiva durant el Miocè inferior i els inicis del Miocè mitjà (de l’Aquitanià al Languià).

Al Serraval·lià van augmentar progressivament les condicions de restricció de les conques mediterrànies i es va reduir la comunicació amb les àrees indo-pacífica i atlàntica. Durant tot el Serraval·lià i el Tortonià (Miocè mitjà - superior) es van produir successives pulsacions transgressives-regressives, que van reflectir una retracció gradual dels medis marins a la regió mediterrània, que hom relaciona en part amb un descens general del nivell marí.

La darrera etapa transgressiva del Miocè superior durant el Tortonià superior - Messinià inferior, va acabar sobtadament durant el Messinià (Miocè terminal), moment en què es produí una regressió molt important, que va afectar tot l’àmbit mediterrani. Van tancar-se els estrets que hi havia hagut fins llavors al N de l’Orogen Bètic i al S de l’Orogen Rifenc, i es produí un aïllament de la conca mediterrània respecte de l’Atlàntic. Aquest fet, combinat amb unes condicions climàtiques relativament àrides, i amb un descens eustàtic generalitzat, va produir un descens dramàtic del nivell de la mar a la Mediterrània. Com a conseqüència d’això, els dipòsits messinians de les parts internes de les conques de la Mediterrània contenen una elevada proporció d’evaporites (halita, anhidrita) i als marges emergits van produir-se processos erosius molt importants (desenvolupament de superfícies d’erosió i encaixament profund de les xarxes hidrogràfiques). Hom no sap encara si es va arribar a produir una dessecació total de les conques mediterrànies, però es tendeix a acceptar l’existència d’una alimentació (permanent o episòdica) d’aigües marines. El restabliment de la comunicació entre la mar Mediterrània i l’oceà Atlàntic a través de l’estret de Gibraltar degué ésser també dramàtic i ràpid; en resultà la transgressió pliocena inferior, que va afectar ràpidament la totalitat de l’àmbit mediterrani.

Les condicions paleoclimàtiques de l’àrea mediterrània al començament del Neogen eren sensiblement diferents de les actuals, ja que van ésser afectades pels canvis esdevinguts en la distribució i l’extensió de les zones emergides i marines, en la circulació paleooceanogràfica i en la temperatura i les pautes de circulació atmosfèrica global (a conseqüència del creixement dels primers casquets glacials antàrtics, a partir del Miocè mitjà). Actualment, la regió es troba situada en una zona d’interferència entre la influència de les cèl·lules anticiclòniques d’alta pressió centrades al voltant de 30°C i l’acció del front polar àrtic; això produeix unes temperatures mitjanes hivernals relativament suaus i estius calorosos i secs. En iniciar-se el Neogen, el front polar àrtic no existia, i les condicions climàtiques eren essencialment subtropicals, amb temperatures mitjanes més elevades que les actuals i unes condicions pluviomètriques que canviaven estacionalment, i que evolucionaven alternativament des d’àrides a humides. Les condicions climàtiques subtropicals càlides (amb episodis d’aridesa o semiaridesa) van afavorir la formació dels dipòsits evaporítics de l’àrea mediterrània, durant el Burdigalià, el Serraval·lià i, sobretot, el Messinià, i alhora obriren diversos períodes d’expansió de les bioconstruccions de coralls, algues rodofícies i foraminífers incrustants. A partir de la crisi messiniana, les formacions coral·lines varen desaparèixer pràcticament de tot l’àmbit mediterrani.

Durant el Neogen superior es va produir el trànsit climàtic (amb un descens gradual de les temperatures) des del règim subtropical fins al règim mediterrani, el qual es va implantar fa entre 3 i 2,4 milions d’anys; els canvis no van ésser necessàriament isòcrons a tota la regió. Aquest procés es reflecteix en les transformacions importants de la fauna i de la flora que es produïren; en són bons exemples la reducció dràstica de l’extensió dels esculls coral·lins, i els canvis dramàtics que afectaren les faunes i flores de la regió.