Les unitats estructurals: els Pirineus centrals i orientals

Les unitats estructurals dels Pirineus s’han establert segons el sentit de desplaçament dels encavalcaments principals o segons la direcció cap on s’inclinen els plecs principals (vergència). Per això, hom distingeix els Pirineus septentrionals, amb vergències fonamentalment cap al N, dels Pirineus meridionals, que ho fan preferentment cap al S. Els Pirineus meridionals estan constituïts per un conjunt de mantells de corriment, entre els quals podem diferenciar uns mantells superiors, constituïts només per roques de la cobertora, i uns mantells inferiors, formats per roques del sòcol hercinià i de la cobertora. El tall indicat (X-X’) correspon al perfil ECORS de la figura 20.

Albert Martínez, original de J.A. Muñoz.

Els Pirineus presenten estructures amb vergències oposades. Al vessant septentrional el sentit de desplaçament de les fractures, o bé el sentit cap on estan inclinats els plecs, és fonamentalment vers el N, mentre que al vessant meridional és fonamentalment vers el S. Tenint en compte la vergència de les estructures principals, hom distingeix els Pirineus occidentals o Pirineus basco-cantàbrics, en els quals predominen les vergències cap al N, i els Pirineus centrals i orientals, on predominen les estructures vergents cap al S. En totes aquestes grans unitats o zones estructurals afloren materials del sòcol hercinià, que, juntament amb els terrenys de la cobertora, han estat afectats per les estructures alpines.

Els Pirineus centrals i orientals mostren una asimetria causada pel predomini dels encavalcaments, amb un desplaçament vers el S. Als Pirineus basco-cantàbrics, l’asimetria és en sentit contrari, és a dir, els encavalcaments en aquest segment dels Pirineus representen un important desplaçament cap al N. Descriurem únicament les principals característiques estructurals dels Pirineus centrals i orientals atès que aquest segment de la serralada és el que es troba als Països Catalans.

Les estructures predominants als Pirineus són els encavalcaments i els plecs associats. Les estructures dúctils són molt poc desenvolupades i ocupen una extensió reduïda, localitzada fonamentalment al vessant septentrional dels Pirineus, on moltes de les estructures dúctils són d’edat cretàcia, anteriors a la col·lisió. També s’observen deformacions dúctils associades a les estructures de fractura que afecten els materials del sòcol hercinià dels nivells estructurals inferiors.

Als Pirineus centrals i orientals hom distingeix una zona meridional, amb estructures vergents cap al S, i una zona septentrional o zona nord-pirinenca, amb estructures vergents cap al N.

Els Pirineus meridionals

L’anciclinal de Barbastre-Balaguer, l’estructura més meridional dels Pirineus centrals, plega els materials paleògens de la conca de l’Ebre situats al S dels mantells de corriment amb materials mesozoics. Representa l’expressió superficial de la continuació meridional i en profunditat de l’encavalcament frontal sud-pirinenc. El flanc meridional de I’anticlinal, al qual correspon la fotografia (Alfarràs, la Llitera), assenyala el límit entre les capes no deformades de la Conca de l’Ebre (a l’esquerra) i les capes plegades per les estructures pirinenques. El nucli de l’anticlinal és constituït per materials evaporítics de l’Eocè terminal de la formació de Barbastre (a la dreta).

Jordi Vidal / ECSA

Els Pirineus meridionals són constituïts per un conjunt d’unitats estructurals o mantells de corriment que han estat desplaçats cap al S uns quants quilòmetres. L’encavalcament inferior i més meridional d’aquest conjunt de mantells s’anomena encavalcament frontal sud-pirinenc, i separa la Conca de l’Ebre dels Pirineus pròpiament dits. Els mantells de corriment meridionals inclouen les unitats estructurals de cobertora del vessant S i els terrenys del sòcol hercinià que integren la denominada Zona Axial, zona que correspon al sector més elevat de la serralada, és a dir, el que aproximadament s’entén com a Pirineus en sentit geogràfic. Aquests terrenys del sòcol hercinià són limitats al N per la falla nord-pirinenca, falla de primera magnitud i que, amb una direcció E-W i de cabussament subvertical, separa els Pirineus meridionals dels Pirineus septentrionals o zona nord-pirinenca.

Segons les característiques estructurals i estratigràfiques, els mantells de corriment meridionals poden agrupar-se en dos grans conjunts: els mantells superiors i els mantells inferiors.

Mapa estructural general del sector meridional dels Pirineus centrals i orientals, amb indicació dels sondatges realitzats. Als Pirineus centrals els mantells de la unitat Sud-pirinenca Central (Bóixols, Montsec i Serres Marginals) encavalquen materials paleògens autòctons, que són la continuació dels de la Conca de l’Ebre. Als Pirineus orientals, el mantell del Pedraforca, continuació oriental de la unitat Sud-pirinenca Central, se situa damunt del mantell del Cadí, el qual ha transportat a coll-i-be el del Pedraforca. L’encavalcament del Segre marca la separació entre els anomenats Pirineus centrals i els anomenats Pirineus orientals. Els materials paleògens situats al sud de l’encavalcament principal sudpirínenc dels Pirineus orientals i a l’E de l’encavalcament del Segre es troben plegats i han estat desplaçats vers el S de l’ordre d’una desena de quilòmetres. Així doncs, tot i que aquests estan en continuïtat amb els materials de la Conca de l’Ebre, formen part dels Pirineus meridionals en sentit ampli.

Albert Martínez, original de J. Vergés.

Els mantells dels Pirineus meridionals s’han desplaçat a grans trets segons una seqüència de bloc inferior. Els mantells superiors van ésser els primers a desplaçar-se cap al S. Els mantells inferiors es van desplaçar amb posterioritat, tot portant a coll i be els superiors. A l’interior dels mantells s’observen també encavalcaments fora de seqüència. L’edat de translació de les unitats sud-pirinenques varia des del Cretaci superior fins al Miocè inferior. La unitat més superficial dels mantells superiors (com per exemple el mantell de Bóixols, a la unitat Sud-pirinenca Central) es va emplaçar durant el Maastrichtià, el mantell del Pedraforca durant el Cuisià i Lutecià inferior (Eocè inferior) i els mantells inferiors des del Lutecià fins a l’Oligocè en els Pirineus orientals i fins al Miocè inferior en els centrals.

Tots els mantells de corriment principals abans descrits considerats individualment s’han desplaçat vers el S un mínim de 10 a 25 km: 15 km per al mantell del Cadí, 20 km per al mantell del Pedraforca, etc. Els mantells de corriment superiors (com, per exemple, el del Pedraforca) han pogut totalitzar una translació mínima cap al S superior als 50 km, en tenir en compte les translacions relatives de cada un dels mantells situats per sota dels superiors.

Els mantells superiors dels Pirineus meridionals

Els mantells superiors del Pirineus meridionals són constituïts per làmines d’encavalcament o unitats estructurals de cobertora, en les quals predominen els materials carbonàtics mesozoics. Aquests mantells ocupen una gran extensió als Pirineus centrals, on defineixen una gran unitat estructural denominada unitat Sud-pirinenca Central.

Estructura dels Pirineus Orientals. Els talls geològics de la figura il·lustren les relacions geomètriques entre els principals mantells que constitueixen el vessant sud dels Pirineus orientals. El mantell superior de l’Empordà o de Figueres-Montgrí (del qual en els talls només hi ha representat el de Figueres) es troba alhora damunt del mantell del Cadí i de la Conca de l’Ebre (tall B-B’). En la seva major part es troba recobert pels materials neògens i quaternaris que rebleixen la fossa de l’Empordà. Per sota del mantell superior de l’Empordà afloren roques paleògenes i paleozoiques del mantell del Cadí i materials mesozoics dels mantells inferiors de l’Empordà (mantell de Biure). Al tall longitudinal E-W (A-A’) es pot observar la superposició de diverses làmines d’encavalcament de materials paleògens i paleozoics que caracteritza l’estructura del mantell del Cadí. Les làmines d’encavalcament amb materials garumnians a l’extrem occidental corresponen a l’apilament antiforme del Freser, situat per sota del mantell del Cadí.

Albert Martínez / Cristina Losantos, original d’A. Martínez, J.A. Muñoz i J. Pujadas.

La unitat Sud-pirinenca Central correspon, en gran part, al que es coneix en el sentit geogràfic com a Prepirineus, terme que no s’ha d’utilitzar en sentit geològic. Comprèn els mantells de Bóixols, del Montsec i de les Serres Marginals, al sector central, i el mantell del Cotiella, a l’extrem nord-occidental. Els mantells de Bóixols, Montsec i Serres Marginals, els quals constitueixen el cos principal d’aquesta unitat, encavalquen, per sota del nivell de desenganxament inferior situat a les evaporites del Keuper, materials paleògens autòctons, en continuïtat amb els de la Conca de l’Ebre. Aquests materials paleògens es disposen directament en discordança per sobre dels materials paleozoics o d’una sèrie mesozoica molt reduïda. La superposició dels mantells de la unitat Sud-pirinenca Central per sobre d’aquesta sèrie autòctona és superior als 40 km, fet que demostra un desplaçament mínim cap al S del conjunt de mantells superior a aquesta xifra. Cal afegir-hi, a més a més, els desplaçaments de cadascun dels encavalcaments imbricats de les Serres Marginals, com també dels encavalcaments del Montsec i de Bóixols. El total del desplaçament acumulat per aquests mantells superiors pot ésser doncs d’uns 80 km. La unitat Sudpirinenca Central és limitada a l’E per un seguit d’estructures de direcció NE-SW, estructures que separen d’una manera convencional els Pirineus centrals dels Pirineus orientals. Aquestes estructures són la continuació dels encavalcaments de les Serres Marginals, Montsec i Bóixols, els quals tendeixen a entroncar-se en un únic encavalcament, l’encavalcament del Segre. Són, doncs, estructures d’encavalcament obliqües, que només afecten els materials de la cobertera dels mantells superiors i de cap manera no constitueixen una falla subvertical (l’anomenada falla del Segre), que afectaria tant els materials de la cobertera com els del sòcol. Aquesta afirmació és corroborada per la continuació en profunditat de les capes eocèniques de la Conca de l’Ebre per sota de la unitat Sud-pirinenca Central, i també pel fet que les estructures de direcció NE-SW que separen els mantells de Bóixols i el Montsec dels del Pedraforca i Port del Comte no afecten els materials del sòcol hercinià ni els d’edat estefano-permiana i triàsica, situats per sota. D’altra banda, el mantell del Pedraforca pot considerar-se com una prolongació de la unitat Sud-pirinenca Central als Pirineus orientals.

A l’extrem més oriental dels Pirineus, els mantells superiors són representats pels mantells de l’Empordà, el més important dels quals és el que s’estén entre Figueres i Montgrí. Per sota d’aquest mantell s’observen un conjunt d’unitats estructurals de dimensions reduïdes amb materials mesozoics, que constitueixen els mantells inferiors de l’Empordà; són la unitat de Costoja, la unitat de Bac Grillera i la unitat de Biure.

L’estructura interna dels mantells superiors és caracteritzada fonamentalment per l’existència de sistemes imbricats d’encavalcaments i per plecs associats de bloc superior. Els plecs són concèntrics i no presenten gairebé mai un clivatge de pla axial. Així, doncs, les estructures penetratives són pràcticament inexistents.

Els mantells superiors presenten nombroses estructures obliqües pel que fa a les estructures principals de la serralada de direcció E-W. La disposició d’aquestes estructures, juntament amb la de les estructures frontals, permet de deduir una direcció de transport dels mantells superiors vers el S o SSW. Aquesta direcció concorda amb la de les falles de bloc superior («tear faults») observades al mantell del Pedraforca (fractures del Llobregat) i a les Serres Marginals. La direcció de transport ha estat constant durant el desenvolupament de tots els mantells que integren la unitat Sudpirinenca Central, tal com s’ha posat de manifest per mètodes paleomagnètics. Aquests mètodes han demostrat que els sectors central i oriental de la unitat Sud-pirinenca Central no han sofert cap rotació segons un eix vertical, fet que invalida la hipòtesi d’un canvi progressiu del seu sentit de desplaçament de SW a SE. Al sector occidental de la unitat Sud-pirinenca Central s’observa una rotació en sentit dextrogir, de tal manera que les estructures obliqües d’aquest sector (anticlinals de Mediano i Boltaña) no es poden integrar amb les estructures obliqües orientals per calcular la direcció de transport dels encavalcaments. Mètodes paleomagnètics han permès també de deduir una rotació antihorària de l’anticlinal d’Oliana, situat al davant i al bloc inferior de l’encavalcament oblic del Segre, de direcció NE-SW. Aquest fet està d’acord amb una direcció de transport dels mantells superiors vers el S.

Els mantells de l’Empordà

Els mantells de l’Empordà constitueixen els mantells superiors més orientals. S’estenen des de Costoja fins a la plataforma mediterrània a l’E de Roses i del massís del Montgrí. Dins aquests mantells es poden diferenciar dos conjunts d’unitats estructurals, segons les seves característiques estratigràfiques, la seva edat d’emplaçament i la seva posició estructural: el mantell superior de l’Empordà i el mantell inferior de l’Empordà.

El mantell superior de l’Empordà, en la seva major part recobert pels materials plio-quaternaris que rebleixen la fossa de l’Empordà, és constituït principalment per calcàries del Juràssic i el Cretaci. El Cretaci inferior és representat fonamentalment per una sèrie de calcàries amb alguna intercalació de margues, que pot sobrepassar els 800 m de potència. Hi ha dues àrees d’aflorament: les làmines de Figueres i les del Montgrí.

L’estructura interna del mantell superior de l’Empordà és caracteritzada per un sistema imbricat d’encavalcaments, pel qual se superposen diferents unitats; aquestes imbricacions són visibles al S de Pont de Molins, on diverses làmines amb calcàries juràssiques encavalquen per sobre de materials del Cretaci superior. El límit occidental del mantell és determinat per un conjunt d’encavalcaments i plecs associats, de direcció NW-SE. Al sector meridional del mantell aquests plecs afecten també els conglomerats paleògens del bloc inferior, plecs que en fondària corresponen a encavalcaments, segons ho indiquen els afloraments de roques mesozoiques que apareixen entre els materials detrítics del Paleogen. A l’extrem sud-oriental del mantell, és a dir, a les làmines d’encavalcament del Montgrí, les estructures que delimiten el mantell mostren una direcció E-W. En aquest sector, l’encavalcament inferior del mantell superior de l’Empordà correspon a l’estructura frontal sud-pirinenca; se situa en els materials triàsics, a la base de la sèrie mesozoica, la qual se situa damunt els materials paleògens de l’avantpaís, poc deformats i situats discordantment per sobre de les roques del sòcol hercinià que afloren al cap de Begur. L’encavalcament inferior continua fins a les illes Medes.

Les làmines d’encavalcament de Figueres se situen per sobre dels materials detrítics continentals de l’Eocè superior (Lutecià-Bartonià), que es disposen en successives discordances progressives al damunt dels materials i de les estructures del mantell inferior, el del Cadí. Aquests materials detrítics enregistren en part els primers estadis del desplaçament del mantell superior de l’Empordà. A l’extrem occidental de les làmines de Figueres, al N de Cistella, s’observen relacions cronològiques entre els encavalcaments inferiors del mantell superior de l’Empordà i els conglomerats de l’Eocè superior, que demostren un emplaçament pel mantell durant l’Eocè terminal (Bartonià-Priabonià). Malgrat tot, i a causa de la poca precisió de la datació dels materials conglomeràtics continentals, no es pot descartar la possibilitat que l’emplaçament del mantell superior de l’Empordà es perllongués fins a l’Oligocè inferior.

És de remarcar, doncs, l’edat més recent de l’emplaçament del mantell superior de l’Empordà respecte a altres mantells superiors, com els del Pedraforca, i el seu caràcter d’emplaçament fora de seqüència, encavalcant per sobre dels mantells inferiors (mantells inferiors de l’Empordà i del Cadí) prèviament emplaçats. Un altre aspecte que el diferencia és la seva direcció de transport. Tot i que fins ara no hi ha dades concloents, la major extensió cartogràfica de les estructures de direcció NW-SE podria indicar que són estructures frontals i que per tant la direcció de transport hauria estat vers el SW, a diferència de la direcció de transport per als altres mantells dels Pirineus orientals, que va ésser vers el S. El desplaçament mínim deduït per al mantell superior de l’Empordà, així com la seva restitució a la posició inicial depenen de la direcció de transport. Si suposem que la direcció de transport ha estat vers el S, el desplaçament mínim ha estat de 30 km, que cal afegir als 20 km de desplaçament mínim dels mantells inferiors; així, caldria restituir el mantell superior de l’Empordà en una posició equivalent a la que ara ocupa la fossa del Rosselló i bona part dels Pirineus septentrionals (mantell de les Corberes). Si, contràriament, la direcció de transport és vers el SW, el desplaçament mínim del mantell ha estat de 15 km, i la seva posició inicial es trobaria al golf de Roses i en part per sobre del cap de Creus; per tant, el mantell superior de l’Empordà ocuparia una posició simètrica a la del mantell de les Corberes, als Pirineus septentrionals, i, juntament amb la prolongació de les estructures pirinenques vers el Llenguadoc i la Provença, formarien un arc amb un desplaçament vers el W durant l’Eocè superior-Oligocè inferior; a les parts frontals (occidentals) d’aquest arc es trobarien direccions de transport aparentment radials, vers el SW al mantell superior de l’Empordà i vers el NE al mantell de les Corberes. Aquest arc se superposaria a les estructures pirinenques prèviament formades i ocuparia una posició intermèdia entre els Pirineus orientals i el sistema alpino-bètic. Independentment de la hipòtesi escollida, cal insistir en les diferències estructurals que hi ha entre el mantell superior de l’Empordà i altres mantells superiors, malgrat ocupar una posició estructural similar a la dels mantells del Pedraforca i ésser constituït per materials mesozoics.

L’estructura dels mantells inferiors de l’Empordà es caracteritza per l’apilament de làmines molt primes de materials mesozoics (del Triàsic, el Juràssic i el Cretaci superior). El tall de la figura correspon a la unitat de Bac Grillera; l’inferior representa el tall restituït, és a dir, un cop estirades les làmines d’encavalcament. Totes aquestes làmines s’han d’arrelar al N de l’encavalcament dels Banys d’Arles, situat 14 km al N de l’aflorament actual de la unitat de Bac Grillera. A aquest desplaçament mínim s’ha d’afegir el desplaçament de les diferents làmines d’encavalcament de la unitat de Bac Grillera.

Albert Martínez, original d’E. Casas, J. Pujadas i F. Sàbat.

El mantell inferior de l’Empordà és constituït per làmines d’encavalcament que involucren materials mesozoics caracteritzats per una successió incompleta i reduïda, on són representats al Triàsic, el Juràssic i el Cretaci superior. Agrupa les làmines del Puig del Capell (Costoja), de Bac Grillera i de Biure. De fet, aquestes làmines ocupen una posició intermèdia entre els mantells superiors (en aquest cas, el de l’Empordà) i els inferiors (mantell del Cadí). Aquesta posició intermèdia es deu al fet que l’entroncament entre l’encavalcament inferior del mantell del Cadí i l’encavalcament inferior del mantell inferior de l’Empordà se situa en profunditat per sota d’aquest. Així, el límit N de les unitats estructurals amb materials mesozoics del mantell inferior de l’Empordà correspon a l’encavalcament inferior del mantell del Cadí, mentre que el seu límit meridional equival al seu encavalcament inferior, mitjançant el qual els materials mesozoics se superposen als de l’Eocè inferior del mantell del Cadí.

L’estructura interna del mantell inferior de l’Empordà es caracteritza per la superposició de nombroses unitats molt primes i de dimensions reduïdes. Al W, les làmines de Costoja i de Bac Grillera constitueixen la mateixa unitat estructural, tot i que es troben separades i desplaçades per la falla d’Albanyà. Les làmines amb materials mesozoics se superposen al N als materials garumnians que es troben, cabussant fortament vers el S, discordants al damunt dels materials paleozoics del massís del Roc de Frausa, que representa el seu autòcton relatiu. A la làmina d’encavalcament de Bac Grillera s’observen, a les unitats inferiors, sèries capgirades que han estat interpretades com plecs ajaguts posteriorment tallats per encavalcaments. La restitució de les unitats apilades a la làmina de Bac Grillera demostra un escurçament superior al 60% i un engruiximent progressiu de la sèrie mesozoica vers el N. L’encavalcament inferior de les làmines de Costoja i de Bac Grillera es pot arrelar a l’encavalcament dels Banys d’Arles, situat uns 14 km al N, al vessant septentrional de l’antiforme del massís del Roc de Frausa.

Al seu extrem oriental, el mantell inferior de l’Empordà és representat per la làmina d’encavalcament de Biure, que és constituïda per dues unitats, una d’inferior, al S, amb materials fonamentalment del Cretaci superior i també del Juràssic i del Triàsic, i una unitat superior, al N, amb roques triàsiques i juràssiques. La làmina de Biure es troba al damunt dels materials garumnians del Roc de Frausa i dels de l’Eocè inferior del mantell del Cadí, tot i que al N i a l’E és encavalcada pels materials garumnians i paleozoics del massís del Roc de Frausa segons encavalcaments fora de seqüència.

L’edat d’emplaçament del mantell inferior de l’Empordà es pot precisar al sector situat entre Biure i Pont de Molins per les relacions observades entre la tectònica i la sedimentació als materials de l’Eocè inferior. Aquest mantell es va emplaçar durant l’Ilerdià i va ésser fossilitzat pels conglomerats del Cuisià. Malgrat tot, la disposició discordant de materials garumnians al damunt de la unitat superior de la làmina de Bac Grillera suggereix un desplaçament del mantell inferior de l’Empordà des del Cretaci superior.

El mantell del Pedraforca

El mantell del Pedraforca representa, juntament amb el mantell del Cotiella als Pirineus centrals, un excel·lent exemple de mantell de corriment, on el nivell d’erosió ha deixat exposades les relacions geomètriques que hi ha entre les roques mesozoiques i paleògenes al·lòctones i els materials paleògens del seu relatiu autòcton: el mantell del Cadí.

Descriu a grans trets una estructura sinforme, on el flanc meridional és determinat per la rampa o l’encavalment frontal sud-pirinenc, i el flanc septentrional correspon a la vora S de l’apilament antiformal de làmines del sòcol que constitueixen la denominada Zona Axial. Així, doncs, l’encavalcament inferior del mantell ha estat plegat i redreçat posteriorment a l’emplaçament del mantell per l’apilament del mantell inferior i el seu desplaçament posterior a coll-i-be vers el S. Segons la sèrie estratigràfica involucrada en les làmines d’encavalcament i la seva edat d’emplaçament, hom agrupa les làmines que constitueixen el mantell del Pedraforca en dos mantells: el mantell superior i el mantell inferior del Pedraforca.

El mantell superior del Pedraforca integra a la seva extremitat oriental la muntanya del Pedraforca. El caràcter al·lòcton d’aquest mantell és força clar en una panoràmica des del mirador de la carretera de Saldes. Des d’aquest punt s’observen els materials del Cretaci inferior (calcàries dels Pollegons) i del Juràssic al damunt dels materials del Cretaci superior del mantell inferior del Pedraforca. El contacte entre ambdós grups de materials és un encavalcament amb cabussament suau, el qual descriu un sinclinal. Vist en detall, aquest encavalcament es desdobla en dues superfícies entre les quals aflora una capa de calcàries del Cretaci superior. Tant les capes del mantell superior com les del mantell inferior cabussen fortament al sud, i defineixen una rampa de bloc superior damunt d’una rampa de bloc inferior. Els nivells detrítics del Garumnià que afloren al coll de la Trapa fossilitzen l’encavalcament inferior del mantell superior del Pedraforca, fet que demostra que aquest mantell es va desplaçar vers el sud durant el Cretaci superior (Maastrichtià). El mantell superior del Pedraforca es va desplaçar a coll-i-be damunt del mantell del Pedraforca inferior en desplaçar-se tot aquest conjunt (mantell del Pedraforca) damunt del mantell del Cadí durant l’Eocè.

Jaume Vergés; Cristina Losantos, original de J. Vergés i A. Martínez.

El mantell superior del Pedraforca presenta una disposició geomètrica i una sèrie estratigràfica completament diferents de la del mantell inferior, situat immediatament a sota. La sèrie estratigràfica és constituïda per un Keuper, un Juràssic, un Cretaci inferior molt complet i la part inferior del Cretaci superior; per sobre, i discordantment, hi ha conglomerats del Garumnià. El Cretaci inferior ha pogut ésser diferenciat en cinc seqüències sedimentàries, que van des del Neocomià fins a l’Albià, formades per sediments de plataforma carbonàtica o bé per sediments de plataforma més externa margosa; discordantment, per sobre, hi ha les calcàries del Cenomanià, representants de la gran transgressió del Cretaci superior. Les seqüències estudiades del Cretaci inferior poden ésser correlacionades amb les seqüències que s’observen al mantell de Bóixols. La distribució del mantell superior abraça el massís del Pedraforca a l’extrem oriental, amb el pic del Pedraforca (2 497 m), amb la característica forma de forca; més a l’W, el massís de Clotarons, entre els pobles de Gósol i Tuixén, i la serra Negra, al NW del poble de Tuixén. El límit inferior és un encavalcament que, juntament amb l’encavalcament inferior del mantell inferior del Pedraforca, puja en la sèrie del mantell del Cadí des dels materials mesozoics situats al N del poble de Cornellana fins a arribar als materials de l’Eocè inferior. El punt d’entroncament dels dos encavalcaments inferiors se situa al N del poble de Gósol, des d’on l’encavalcament inferior del mantell superior del Pedraforca puja en la sèrie del mantell superior del Pedraforca. En una vista de la part oriental del massís del Pedraforca (carretera de Guardiola de Berguedà a Saldes) es veu com l’encavalcament inferior del Pedraforca, inclinat suaument cap al S, puja des de les margocalcàries del Campanià-Maastrichtià al N fins als materials grisos primer i vermells després pertanyents al Garumnià, al S. Per sobre de l’encavalcament basal del mantell superior, les capes són molt inclinades cap al S o bé són verticals, en la part alta del massís; la inclinació d’aquestes capes decreix cap avall, fins que es disposen formant un angle baix en contacte amb l’encavalcament inferior. La típica silueta del massís del Pedraforca és donada per l’alternança de nivells calcaris, que formen els pollegons, i un nivell margós intermedi que forma l’enforcadura. Aquesta disposició de les capes ha estat interpretada com una geometria de rampa de bloc superior. A les proximitats del poble de Saldes, s’observa com les capes de margues i carbó a la base del Garumnià són plegades en sinclinal amb el flanc N invertit a sota de la superfície d’encavalcament.

Esquema explicatiu del procés de canvi del sentit de lliscament d’una falla normal, procés que a escala local pot ser el responsable de la inversió tectònica observada en molts punts dels Pirineus, com també de la Cadena Ibèrica. Al bloc enfonsat d’una falla normal (bloc superior de la falla) es pot desenvolupar una conca sedimentària. En canviar el sentit de lliscament de la falla (falla inversa o encavalcament), la conca s’inverteix i se superposa als materials del bloc inferior de la falla, on poden mancar les roques dipositades a la conca o presentar un gruix i unes característiques sedimentàries força diferents. Així, sovint la inversió tectònica es posa de manifest en observar-se encavalcaments que posen en contacte sèries estratigràfiques diferents a banda i banda. Bons exemples als Pirineus són el mantell de Bóixols i el mantell superior del Pedraforca, que representen la inversió tectònica, durant els primers estadis de la col·lisió pirinenca (Cretaci superior), d’una antiga conca sedimentària del Cretaci inferior.

Original d’Albert Martínez.

A la part S del massís del Pedraforca s’observa un turó format per capes de conglomerats atribuïbles al Garumnià, concretament a la part alta (Conglomerats del Coll de La Trapa, descrites a la carretera de Saldes a Gósol). Aquests conglomerats, discordants a sobre del bloc superior i inferior de l’encavalcament inferior del Pedraforca, indiquen una edat de fossilització garumniana (límit entre el Cretaci superior i el Paleocè). Per sota de les capes amb carbó del Garumnià, i probablement pertanyent a una petita làmina d’encavalcament situada per sota de l’encavalcament inferior del mantell superior del Pedraforca, afloren nivells de bretxes submarines d’edat maastrichtiana, relacionades amb l’emplaçament del mantell.

La continuïtat cartogràfica amb el mantell de Bóixols a l’altre costat del Segre, la correlació de les seqüències sedimentàries del Cretaci inferior, l’estructura interna dels mantells i la mateixa edat de la seva fossilització indiquen que el mantell de Bóixols i el mantell superior del Pedraforca constitueixen la mateixa unitat. Aquesta ha estat plegada per l’emplaçament de mantells inferiors fins arribar a adquirir la disposició actual. A l’W del Segre, el mantell de Bóixols forma un gran sinclinal i el seu encavalcament inferior (de Bóixols) cabussa fortament cap al N; en canvi a l’E del Segre, el mantell superior del Pedraforca és el mantell més superior d’un apilament de mantells i el seu encavalcament inferior aflora en tota la seva extensió i és suaument inclinat al S. La importància d’una bona interpretació del massís del Pedraforca ens permetrà de conèixer millor l’estructura interna del mantell de Bóixols, allà on el nivell d’erosió actual no ens permet de veure’n les parts inferiors.

El mantell inferior del Pedraforca se situa damunt del mantell del Cadí. Al seu extrem meridional, se situa molt a prop o directament damunt dels materials terciaris de la Conca de L’Ebre, ja que els encavalcaments inferiors dels mantells del Pedraforca i del Cadí conflueixen o s’entronquen vers el S. Aquesta disposició geomètrica ha donat lloc a confusions referents a la pila de mantells i a l’edat d’emplaçament. Al extrem S del tall (santuari de Queralt) s’observa, entre els materials mesozoics del Pedraforca i els terciaris de la Conca de l’Ebre, una estreta feixa de sediments de L’Eocè inferior en discordança progressiva. Aquesta discordança s’associa a l’emplaçament del mantell inferior del Pedraforca i demostra que aquest es produí cap al Cuisià superior o el Lutecia inferior, cosa congruent amb les observacions fetes a l’extrem oriental del mantell inferior. Els sediments de l’Eocè inferior encavalquen els de la Conca de l’Ebre mitjançant l’encavalcament de Vallfogona, el qual es va desenvolupar durant l’Eocè superior i l’Oligocè inferior, tal com ho demostren les discordances progresives a la zona de Sant Llorenç de Morunys. El mantell inferior del Pedraforca és estructurat segons un sistema imbricat d’encavalcament; les làmines mostren progressivament una sèrie mesozoica més completa i més potent vers el N. El contacte septentrional del mantell inferior és subparal·lel o forma un angle molt suau amb les capes del mantell del Cadí; cabussa cap al S i és deformat per l’emplaçament de mantells inferiors que incorporen roques del sòcol hercinià. Com a resultat, l’encavalcament inferior del Pedraforca ha estat reactivat com un retroencavalcament (dirigit vers el N) i s’han desenvolupat retroencavalcaments secundaris i plecs associats vergents al N.

Original d’Albert Martínez.

El mantell inferior del Pedraforca té la forma d’un trapezi, amb el costat més curt situat al S, l’extrem occidental en direcció NNW-SSE i l’extrem oriental en direcció NE-SW. És encavalcat pel mantell superior del Pedraforca en el seu extrem NW i, al seu torn, encavalca en tota la seva extensió el mantell del Cadí. L’estructura interna és formada per una sèrie de làmines separades per encavalcaments que s’entronquen amb l’encavalcament basal del mantell, i descriuen, en la cartografia, un arc més o menys paral·lel al que forma el contorn extern del mantell; a la part central, els encavalcaments tenen una direcció E-W i canvien de direcció als dos extrems, per posar-se subparal·lels a les terminacions oriental i occidental.

La sèrie estratigràfica és formada per Keuper, Juràssic, Cretaci superior, Garumnià i Eocè inferior. La potència de la sèrie mesozoica varia de N a S: a la, làmina més septentrional pot arribar a passar dels 2000 m, mentre que a les sèries més meridionals no arriba als 200 m. Aquesta disminució en la potència de la sèrie es deu a dos factors: d’una banda, a les làmines del N hi ha una sèrie mesozoica més completa, mentre que a les làmines del S, tan sols hi arriben els termes més superiors del Cretaci superior; d’altra banda, hi ha una disminució de potència a cada nivell en particular. Aquesta disposició en tascó de les sèries conforma l’estructuració interna del mantell. Al N, on la sèrie és potent i relativament homogènia, s’observa una sola làmina amb una estructura interna simple; a mesura que anem cap al S, les làmines són més petites gràcies al poc gruix de la sèrie i a l’heterogeneïtat de les fàcies sedimentàries representades.

La terminació oriental del mantell és una zona amb unes relacions geomètriques entre les estructures i els sediments sintectònics molt complexa. D’una banda, el conjunt d’encavalcaments forma un sistema imbricat emergent per sobre de l’encavalcament inferior del mantell. Per sota, en el bloc inferior, es forma un anticlinal (de Vilada-Lillet), simultàniament a la formació del sistema imbricat, paral·lel a la traça de l’encavalcament inferior. La datació d’aquestes estructures es fa gràcies a la íntima relació de totes aquestes estructures esmentades amb diferents nivells de conglomerats sintectònics.

L’extrem oriental del mantell inferior del Pedraforca mostra les relacions entre els encavalcaments i els sediments sintectònics que actualment afloren al mantell del Cadí. Aquestes relacions permeten deduir l’edat de les estructures i la seqüència d’encavalcaments. L’encavalcament inferior del mantell del Pedraforca està fossilitzat per la formació de Campdevànol, i això demostra que aquest mantell s’emplaçà cap al Cuisià superior o el Lutecià inferior. El mantell és deformat internament per un sistema d’encavalcaments fora de seqüència desenvolupats al mateix temps que el mantell del Cadí es desplaçava vers el sud durant el Lutecià.

Albert Martínez, original d’A. Martínez, J. Vergés i J.A. Muñoz.

S’hi han diferenciat sis nivells diferents de conglomerats; cadascun d’aquests nivells està relacionat amb una estructura concreta i amb un pas lateral a sediments coneguts que formen part del mantell del Cadí: el nivell més baix de conglomerats és tallat per l’encavalcament més inferior i passa lateralment a les turbidites de la formació de Campdevànol del mantell del Cadí; el segon nivell de conglomerats es diposita discordantment sobre el primer nivell i sobre la làmina emplaçada, que passa lateralment als sediments de la formació de Coubet, i és tallat per un encavalcament desenvolupat en el bloc superior del primer encavalcament; el tercer nivell de conglomerats passa lateralment a la part inferior de la formació de Bellmunt i es diposita discordantment a sobre del segon nivell i de la làmina d’encavalcament corresponent, procés que es repeteix sis vegades. Els sis nivells són, doncs, discordants a la base, tant per l’acció del sistema imbricat d’encavalcaments com per la contínua progressió de l’anticlinal de Vilada-Lillet. La característica més important del sistema imbricat és que es forma fora de seqüència; és a dir, que l’encavalcament més modern es forma en el bloc superior d’un encavalcament més antic o, dit d’una altra manera, que el sistema imbricat es desenvolupa cap al rerepaís. Per arrodonir el conjunt, simultàniament al que s’acaba d’explicar, hi ha el plegament del sinclinal de Ripoll i, per tant, del mantell emplaçat del Pedraforca. Els diferents nivells de conglomerats mostren una altra sèrie de discordances que indiquen que ambdós flancs del sinclinal s’estan aixecant: al N s’està formant l’apilament antiforme constituït bàsicament per roques del basament, i al S està emergint l’encavalcament de Vallfogona (límit meridional del mantell del Cadí); tota aquesta estructuració queda reflectida en els conglomerats, tant pel que fa a composició dels còdols com pel que fa als paleocorrents.

D’acord amb les relacions geomètriques entre els encavalcaments i els sediments sintectònics, hom dedueix una edat del Cuisià superior-Lutecià inferior per a l’emplaçament de l’encavalcament inferior del mantell del Pedraforca inferior, i una edat luteciana per a la seva estructuració interna, segons el sistema d’encavalcaments fora de seqüència.

Finalment, tant per la continuïtat cartogràfica que presenten com per la similitud de les seves sèries sedimentarles, hom pot correlacionar la làmina N del mantell del Pedraforca amb el mantell del Montsec, i les làmines meridionals amb les làmines del mantell de les Serres Marginals.

El mantell de Bóixols

L’anticlinal de Sant Corneli i la seva continuació oriental o anticlinal de Bóixols caracteritzen l’estructura interna del mantell de Bóixols en el. sector frontal. Al nucli d’aquest anticlinal afloren materials del Cretaci inferior que es van dipositar damunt d’una falla normal. Com a resultat de la inversió d’aquesta falla durant el Cretaci superior es van formar l’encavalcament de Bóixols i l’anticlinal de Bóixols-Sant Corneli. La fotografia mostra l’anticlinal de Bóixols, al nord d’Abella de la Conca. La capa que defineix la part externa de l’anticlinal és formada per les calcàries de la formació de Santa Fe (Cenomanià superior). Les margues i calcàries del nucli són del Cretaci inferior.

Jordi Vidal / ECSA

El mantell de Bóixols és constituït per una sèrie mesozoica potent (fins a 5000 m) en la qual el Cretaci inferior és ben representat, fet que el diferencia dels altres mantells superiors dels Pirineus centrals. Les seves característiques estratigràfiques són similars a les del mantell superior del Pedraforca. El límit meridional correspon a l’encavalcament de Bóixols, el qual no aflora al sector occidental del mantell, atès que està fossilitzat pels materials de la seqüència d’Arèn (Maastrichtià). El caràcter sintectònic d’aquesta seqüència deposicional és manifest per la seva disposició en «onlap» per sobre del flanc S de l’anticlinal de Sant Corneli, anticlinal de bloc superior de l’encavalcament de Bóixols, a la vall de la Noguera Pallaresa. El límit septentrional d’aquest mantell se situa al’ sostre dels materials del Keuper, que constitueixen una faixa ampla entre els materials paleozoics, al N, i els mesozoics, al S. Correspon, en gairebé tota la seva extensió cartogràfica, a un retroencavalcament que ha reactivat l’encavalcament inferior del mantell de Bóixols i de la unitat Sud-pirinenca Central (inicialment dirigit cap al S). A l’E de la Noguera Pallaresa, l’estructura interna del mantell és formada per dos plecs majors de direcció E-W, els quals, de S a N, són l’anticlinal de Sant Corneli i la seva continuació oriental o anticlinal de Bóixols i el sinclinal de Santa Fe. Al N d’aquest sinclinal s’observen plecs oberts d’escala quilomètrica. Al sector septentrional del mantell les capes del Cretaci inferior i del Juràssic cabussen fortament cap al S (vall del Segre) o fins i tot esdevenen subverticals (vall de la Noguera Pallaresa). En detall, aquests plecs són afectats per diverses estructures menors.

L’estructura interna del mantell a l’W de la Noguera Pallaresa és determinada per l’existència de nombroses làmines d’encavalcament amb contactes substractius (falten termes inferiors de la sèrie mesozoica) per sobre dels materials del Keuper, els quals ocupen extensions d’aflorament àmplies. Entre la vall del Flamicell i la serra de Sant Gervàs se segueix un sinclinal fortament vergent al S, que té al seu sector occidental un flanc capgirat. Al S d’aquest sinclinal les capes del Cretaci cabussen fortament vers el S fins als materials de la formació d’Arèn, situats en continuïtat amb els del Garumnià i de l’Eocè de la conca de Graus-Tremp (mantell del Montsec).

La complicació estructural que s’observa al mantell de Bóixols és el resultat de la superposició de diverses estructures d’edat diferent. Així, el sistema de falles extensionals que es produí durant la formació de la conca del Cretaci inferior ha estat posteriorment rejugat com un conjunt de falles inverses i encavalcaments (inversió tectònica*) durant els primers inicis de la col·lisió pirinenca al Cretaci superior (Campanià-Maastrichtià). (La inversió tectònica es defineix com la reversió de la història estructural immediatament precedent; d’aquesta manera, una zona que era subsident pot convertir-se en una zona sotmesa a aixecament, en aquest cas es parla d’inversió tectònica positiva regional. A escala local, aquestes inversions són ocasionades pel canvi del sentit de lliscament de falles normals preexistents.) Posteriorment, aquests encavalcaments primers i els plecs associats han estat afectats per encavalcaments amb seqüència de bloc superior (dirigits cap al S) i retroencavalcaments (dirigits cap al N) durant l’Eocè i l’Oligocè inferior, sincrònicament a la sedimentació dels conglomerats de Collegats.

Un cop restituït el tall geològic, prenent com a superfície horitzontal de referència la discordança cenomaniana, es posa de manifest que l’actual encavalcament de Bóixols correspon a una antiga falla normal, de geometria lístrica, la qual va sofrir una inversió en el sentit de lliscament; igualment s’observa que les geometries de les seqüències que rebleixen la conca del Cretaci inferior són condicionades pel funcionament d’aquesta falla extensional (normal) durant la sedimentació, de manera que els successius depocentres es troben aparentment desplaçats cap al S, els superiors respecte dels inferiors.

Hi ha nombroses estructures d’ordre menor, relacionades amb l’estructura de la làmina d’encavalcament, les relacions estructurals i sedimentàries d’algunes de les quals posen de manifest el seu funcionament sinsedimentari durant la deposició de les seqüències del Cretaci inferior; en són exemples l’anomenada estructura de Bóixols i la falla de Peracalç.

L’estructura de Bóixols consisteix bàsicament en un plec anticlinal de direcció E-W paral·lel a l’encavalcament major, en el nucli del qual afloren els carbonats juràssics sobre els quals reposen en discordança carbonats de la seqüència de Font Bordonera, afectat en el flanc per una falla inversa que cabussa 85° en aquesta mateixa direcció. Aquesta falla correspon a un encavalcament sostractiu que posa en contacte les margocalcàries de la seqüència de Lluçà (més jove) per damunt de les calcàries de Font Bordonera (més antigues). A la zona de xarnera de l’anticlinal esmentat, les superfícies d’estratificació de les Margocalcàries de Lluçà i les de les Calcàries de Font Bordonera formen un angle que s’aproxima a 90°, no existint cap fractura en la superfície de contacte. Igualment, s’observa que les margocalcàries són afectades per una esquistositat grollera, les superfícies de la qual cabussen lleugerament cap al N. Aquesta estructura s’interpreta com el resultat de la inversió tectònica d’una falla normal que era activa durant la sedimentació de la seqüència de Lluçà (Aptià inferior), tal com ho demostra la relació d’«onlap», actualment plegat, de les margocalcàries sobre el bloc inferior format pels carbonats juràssics i la plataforma de Font Bordonera. L’esquistositat que afecta les margocalcàries del bloc superior correspon a un efecte d’aixafament («butressing»), freqüent en aquest tipus d’inversions.

La falla de Peracalç és una estructura que, almenys en superfície, ha conservat la seva geometria original de falla normal. Al S del poble de Peracalç hom pot observar, en efecte, una falla normal fossilitzada per les calcàries de plataforma del Cenomanià superior, les quals reposen en discordança angular per damunt de les margues de la seqüència de Lluçà i les calcàries de plataforma de Font Bordonera. En aquest punt triple, el contacte entre les margues més joves i les calcàries més antigues correspon a una falla normal, de la qual és possible observar el pla no deformat. Aquest pla de falla cabussa al voltant de 45° cap al N i consisteix en una superfície ferruginitzada en la qual poden observar-se encara algunes estriacions cabussants d’uns 80° cap a l’W amb un sentit de desplaçament cap a baix; també s’hi poden veure perforacions produïdes per organismes litòfags que indiquen que el bloc inferior va quedar exposat en el fons submarí durant el funcionament de la falla. L’edat de la falla de Peracalç és precenomaniana superior i probablement, com l’encavalcament de Bóixols, sinseqüència de Lluçà (Albià inferior).

El mantell del Montsec

L’estructura interna del mantell del Montsec es caracteritza per un ampli sinclinal que suporta la conca de Tremp. El mantell del Montsec encavalca, al sud, la conca d’Àger. Els materials de l’Eocè inferior que rebleixen aquesta conca mostren característiques sedimentològiques i discordances progressives que demostren que el mantell del Montsec es va emplaçar durant l’Ilerdià i el Cuisià.

Albert Martínez, original de J. Vergés.

El mantell del Montsec és una de les unitats més característiques dels Pirineus catalans, i constitueix gran part de la unitat al·lòctona Sud-pirinenca Central. És format per una sèrie mesozoica d’uns 3000 m de gruix, principalment representada per materials carbonàtics del Juràssic i del Cretaci i molt especialment del Cretaci superior, i materials paleògens, principalment detrítics, que constitueixen la denominada conca de Graus-Tremp.

Entre Alinyà, a l’E del riu Segre, i la Noguera Pallaresa, el límit septentrional que separa el mantell del Montsec del de Bóixols és ben definit, atès que l’encavalcament de Bóixols s’observa a la superfície. En canvi, a l’W de la Noguera Pallaresa i fins a la serra del Turbó aquest encavalcament no aflora d’una manera contínua, ja que es troba parcialment recobert per les turbidites del Campanià i pels materials detrítics de la formació Arèn, d’edat maastrichtiana; hom pot considerar però, que aquestes dues formacions es varen dipositar al bloc inferior del mantell de Bóixols durant el seu emplaçament i que, per tant, pertanyen al mantell del Montsec. Els límits meridional i inferior del mantell corresponen a l’encavalcament del Montsec, el qual és ben visible al S de la serra del Montsec en direcció E-W entre Vilanova de Meià i el congost de Montrebei; és en aquest sector on s’observa la superposició anòmala dels materials mesozoics del mantell del Montsec al damunt de les capes eocenes plegades en sinclinal de la conca d’Àger. A l’E de Vilanova de Meià, a la zona del port de Comiols, l’encavalcament del Montsec i, en bona part, els materials mesozoics del seu bloc superior queden soterrats pels conglomerats de l’Eocè superior, els quals es disposen segons un conjunt de sistemes al·luvials connectats amb els materials detrítics de l’avantpaís sud-pirinenc (Conca de l’Ebre). A l’E d’aquests conglomerats, l’encavalcament torna a aflorar en direcció SW-NE al peu de les serres d’Aubenç i del Turp, a l’W i a l’E respectivament del riu Segre. A l’W de la Noguera Ribagorçana l’encavalcament del Montsec continua pel Montsec de l’Estall fins a l’extrem occidental d’aquesta serra, on queda soterrat per conglomerats paleògens; més a l’W encara torna a aflorar a les rodalies de Tolba sota dels conglomerats i continua en profunditat fins a l’anticlinal de Mediano, de direcció N-S, fins a connectar finalment, per sota dels materials detrítics de l’Eocè superior, amb l’encavalcament inferior del mantell del Cotiella.

La diferència estratigràfica principal del mantell del Montsec respecte al de Bóixols és la poca potència del Cretaci inferior (de l’ordre dels 200 m) i les seves característiques de plataforma carbonàtica. Respecte al mantell de les Serres Marginals, situat més al S, el mantell del Montsec destaca per la potència del Cretaci superior (de l’ordre dels 1500 m), que contrasta amb els 500 m de potència de la sèrie equivalent al bloc inferior de l’encavalcament del Montsec; aquest fet posa de manifest un desplaçament important vers el S d’aquest mantell i planteja la possibilitat de l’existència de falles normals d’edat cretàcia superior, coincidint amb la localització posterior de l’encavalcament, que permetria d’explicar les diferències de potència. L’encavalcament del Montsec se situa a la base de la sèrie mesozoica dins dels materials del Keuper i paral·lelament a les capes juràssiques. Només a la seva extremitat oriental (a la zona d’Oliana) s’observa com talla materials cretacis al seu bloc superior, fet que pot ésser degut a una reactivació posterior a la seva formació, tal com s’explicarà a continuació.

L’encavalcament del Montsec descriu una geometria convexa cap al S, en part formada durant l’emplaçament de la unitat, com ho demostren les dades paleomagnètiques al llarg de tota l’estructura. Aquestes dades, juntament amb la disposició geomètrica de l’encavalcament, indicarien que la zona oriental (Oliana) amb estructures de direcció NE-SW i la zona occidental (Mediano) amb estructures de direcció N-S a NW-SE constituirien zones de rampes obliqües.

L’estructura del mantell del Montsec és simple: consisteix en un ampli sinclinal ocupat pels materials sinorogènics del Cretaci superior, el Paleocè i l’Eocè de la conca de Graus-Tremp. El mantell del Montsec descriu a l’W del Segre un anticlinal obert de dimensions quilomètriques: l’anticlinal d’Isona; al seu nucli, hi afloren roques del Cretaci superior. Aquest anticlinal és degut a l’acumulació en profunditat de materials lutítics i evaporítics del Keuper per sobre de l’encavalcament basal del sistema d’encavalcaments sud-pirinenc en posició subhoritzontal. Aquesta geometria s’ha deduït a partir del sondatge d’Isona i de les línies sísmiques realitzades en la zona. La part frontal del mantell és caracteritzada, doncs, per la disposició monoclinal de les capes inclinades al N uns 30°. De tota manera, a la Noguera Ribagorçana, l’estructura frontal del Montsec és més complicada. En aquest lloc s’observa un plec molt tancat de pla axial subvertical amb lleugera vergència cap al S, desenganxat als materials del Keuper. A les valls de les Nogueres Ribagorçana i Pallaresa s’observen, entre l’encavalcament del Montsec i els materials de l’Eocè inferior de la conca d’Àger, petites lentícules d’encavalcament formades fonamentalment per materials del Cretaci superior. El fet que aquestes estructures només s’observin a les valls podria indicar la seva continuïtat en profunditat, almenys per sota del Montsec d’Ares i una part del de Rúbies. El tall de la Noguera Pallaresa dóna una idea de la complexitat d’aquestes estructures per sota de l’encavalcament del Montsec: les calcàries del Garumnià, situades estratigràficament per sota dels materials de l’Ilerdià de la conca d’Àger, retroencavalquen en posició vertical vers el N per sobre dels gresos de l’Eocè inferior; més al N s’observen repeticions de roques del Cretaci superior i de l’Eocè, i, finalment, la lentícula d’encavalcament situada immediatament per sota de l’encavalcament del Montsec consta de calcàries del Cretaci superior cabussant vers el N però en posició invertida. El bloc inferior de l’encavalcament del Montsec, la conca d’Àger, presenta una estructura sinclinal molt clara, visible al riu Noguera Pallaresa. El sondatge de Comiols, fet per a la recerca d’hidrocarburs al mantell del Montsec, demostra un desplaçament per a l’encavalcament del Montsec al seu sector central respecte del seu bloc inferior (conca d’Àger i unitat de Sant Mamet) superior als 10 km. Aquest sondatge també va foradar els materials paleògens autòctons i del Paleozoic, en continuïtat amb els de la Conca de l’Ebre, situats per sota dels mantells amb roques mesozoiques de la unitat central sud-pirinenca. Aquest fet demostra que per restituir el mantell del Montsec a la seva posició inicial caldria afegir als 10 km mínims del desplaçament de l’encavalcament del Montsec un mínim de 30 km del seu desplaçament a coll-i-be conjuntament amb els altres mantells (Bóixols i Serres Marginals), per sobre dels terrenys paleògens de la Conca de l’Ebre (desplaçament que, molt possiblement, és superior als 50 km). El desplaçament de l’encavalcament del Montsec minva vers les rampes obliqües; així, a la zona d’Oliana es dedueix un desplaçament mínim de 4 km.

L’encavalcament del Montsec inicià el seu desenvolupament durant la sedimentació del Garumnià. El seu desplaçament es produí fonamentalment durant l’Ilerdià i el Cuisià inferior tal com demostren les característiques i la disposició dels materials sintectònics d’aquesta edat de la conca d’Àger. El mantell del Cotiella, continuació NW del mantell del Montsec, també és fossilitzat per materials del Cuisià-Lutecià. Part del creixement de l’anticlinal de Mediano, localitzat en el bloc inferior de la zona de rampes obliqües occidentals, es donà durant el Lutecià. Aquesta edat de moviment i emplaçament del mantell de Cotiella-Montsec no pot ésser correlacionada amb l’observada a la zona d’Oliana a causa de la reactivació posterior de l’encavalcament del Montsec ocorreguda durant el creixement de l’anticlinal d’Oliana a l’Eocè més superior i Oligocè inferior.

El mantell del Montsec és estructuralment equivalent a les unitats superiors del mantell inferior del Pedraforca, tal com es dedueix de la posició estructural a ambdós costats de la culminació del Port del Comte, de les característiques litològiques dels materials mesozoics que els constitueixen i de la mateixa edat d’emplaçament.

El mantell de les Serres Marginals

Les Serres Marginals són constituïdes per un gran nombre de petites làmines d’encavalcament. Aquestes làmines se situen al S i SE del mantell del Montsec i formen la part més externa de les unitats al·lòctones dels Pirineus. La forma cartogràfica general segueix a grans trets la forma del mantell del Montsec. Té una direcció E-W i una amplitud N-S de 40 km en la zona central (de la Noguera Ribagorçana fins a Artesa de Segre) des d’on pren una direcció NE-SW, fins a Oliana, on mostra una amplada de 2-3 km i arriba a desaparèixer una mica més al NE. De tota manera a l’E del riu Segre, al N del Port del Comte, tornen a aflorar una sèrie d’unitats petites que formen les parts externes del mantell inferior del Pedraforca i que correspondrien a les de les Serres Marginals. El límit inferior de les unitats de les Serres Marginals correspon a l’encavalcament principal sud-pirinenc, que limita totes les unitats al·lòctones pirinenques amb els materials de l’Eocè superior i Oligocè de la conca plegada d’avantpaís (Conca de l’Ebre).

Mapa estructural i tall geològic de les serres marginals. Les Serres Marginals estan constituïdes per tres conjunts d’unitats estructurals: un conjunt caracteritzat per sèries mesozoiques relativament potents i completes (làmina de Montroig-Sant Jordi); un conjunt caracteritzat per una sèrie mesozoica poc potent, només representada per Triàsic i Cretaci superior sobre la que es disposen materials del Garumnià i calcàries amb alveolines de l’Eocè inferior (làmines de Sant Salvador); i un tercer conjunt on els materials mesozoics es redueixen a uns metres de calcàries juràssiques sobre els guixos tríàsics, i els materials terciaris estan caracteritzats per un Eocè inferior molt prim detrític i un Eocè mitjà-superior constituït per calcàries detrítiques i conglomerats (làmina de Llorenç de Montgai). Les relacions geomètriques entre aquestes unitats no són senzilles, tot i que estan ben expressades prop del poble de Llorenç de Montgai, sector al qual correspon el mapa i el tall de la figura. Les unitats esmentades estaven imbricades de N a S amb l’ordre que s’han descrit, i aquest és l’ordre que ocupaven les sèries estratigràfiques un cop restituïts els encavalcaments. No obstant això, de vegades hi ha inversions d’aquest ordre, que es deuen a l’efecte d’encavalcaments fora de seqüència. Aquests encavalcaments estan ben documentats per les relacions que mostren amb els conglomerats sintectònics. Així, al S de Llorenç de Montgai s’observa com un conjunt de làmines de la unitat que rep el nom d’aquest poble encavalca làmines de la unitat de Sant Salvador. L’encavalcament se superposa a uns conglomerats discordants per sobre de les làmines de Sant Salvador i per tant és fora de seqüència.

Albert Martínez, original de J.A. Muñoz.

Les Serres Marginals estan formades per un conjunt d’unitats estructurals que contenen una sèrie estratigràfica formada per materials mesozoics i paleògens. Aquestes unitats mostren, en general, un atasconament de la sèrie mesozoica a mesura que anem cap al S. Al mateix temps, les unitats estructurals situades més al N, a causa del gruix més gran de la sèrie estratigràfica, mostren unes dimensions més grans. Els materials més antics que afloren a les unitats de les Serres Marginals són les dolomies, les lutites i els guixos del Triàsic, que contenen ofites; per sobre hi ha materials juràssics, que poden tenir un gruix considerable, com a la làmina d’encavalcament de Mont-roig-Sant Jordi. En aquesta làmina, el Juràssic és format per un Lias evaporític a la part inferior amb més de 400 m de potència, margocalcàries i calcàries més amunt, seguit d’unes dolomies potents del Dogger per sobre de les quals, en alguns indrets, hi ha calcàries laminades del Malm. La potència total dels sediments del Juràssic és de 800 m. En canvi, a les làmines més meridionals el Mesozoic és representat únicament per uns pocs metres de Keuper, com a la làmina de Sant Llorenç de Montgai. El Cretaci superior es disposa sempre en discordança per damunt dels sediments mesozoics (com s’observa clarament a la serra del Mont-roig des del poble de Camarasa); a les làmines septentrionals (Mont-roig-Sant Jordi), ho fa damunt dels sediments juràssics, i a les més meridionals, damunt del Triàsic (Sant Llorenç de Montgai). Els sediments cretacis es disposen en «onlap» sobre el substrat, i l’edat de la base del Cretaci superior és més antiga al N i més moderna al S. El Cretaci inferior no aflora en les unitats de les Serres Marginals, tot i que el sondatge de Comiols, que travessa el mantell del Montsec i la part més N de la unitat de Sant Mamet (Serres Marginals), indica l’existència de Cretaci inferior molt reduït en aquesta unitat. El Cretaci inferior i el Paleocè (fàcies del Garumnià) mostren un aprimament de N a S. Així, a la unitat de Sant Mamet tenen un gruix superior als 300 m, mentre que a les unitats meridionals (Sant Salvador) mostren menys de 80 m. El Garumnià, el formen argiles i sorres fines, amb intercalacions calcàries corresponents a fàcies lacustres. A la unitat de Sant Mamet es poden separar 3 trams calcaris importants, i la base del segon tram correspon aproximadament al límit entre el Cretaci i el Paleocè. L’Eocè inferior és representat per una part inferior de margues i calcàries amb alveolines i una part superior detrítica, a la part N de la unitat de Sant Mamet (Vall d’Àger), en contacte amb l’encavalcament del Montsec. A la part inferior de la sèrie hi ha intercalacions importants de conglomerats amb còdols mesozoics que provenen del Montsec. A les unitats meridionals, l’Eocè inferior és constituït per calcàries amb alveolines, amb una potència reduïda. A les unitats més meridionals de les Serres Marginals (Sant Llorenç de Montgai) no afloren ni el Cretaci superior ni el Paleocè, i és l’Eocè el que es disposa discordantment sobre el substrat mesozoic. A aquesta unitat, per sobre del mesozoic i discordantment es disposen un nivell detrític vermellós poc potent a la base, seguit de quasi 500 m de calcàries detrítiques amb alveolines, pertanyents a l’Eocè mitjà.

Aquesta descripció en sentit N-S, feta aproximadament en la transversal del riu Noguera Pallaresa, pot aplicar-se a qualsevol altra transversal de les Serres Marginals. L’estructura de les Serres Marginals és complexa a causa del gran nombre de làmines d’encavalcament existents i de la llarga història tectònica que han tingut. En general, les làmines més septentrionals tenen una direcció E-W, paral·lela a la direcció del Montsec; més cap al S, les làmines, de dimensions menors, tenen altres direccions i algunes arriben a disposar-se segons una direcció N-S en l’extrem oriental de les Serres Marginals (làmines de Boada i Arquells), cosa que es complica encara més per l’existència de grans masses de Keuper extrusiu com el d’Avellanes. En algunes de les unitats on la sèrie estratigràfica és molt prima hi ha apilament de làmines, com passa a Sant Salvador. L’encavalcament inferior de les unitats de les Serres Marginals, a partir dels talls geològics, mostra una geometria de replà o poc inclinada cap al N. A més, a les zones més externes, aquest encavalcament se situa en una posició molt soma, que permet l’aflorament d’extenses àrees de Keuper (de tota manera, el contacte entre el Keuper i els sediments que l’envolten sempre és tectònic). Sota la serra de Sant Mamet es col·loca la rampa de bloc inferior de l’encavalcament; és constituït per materials detrítics de l’Eocè superior, que són visibles al poble d’Artesa de Segre. En altres indrets més occidentals (Aragó) de les Serres Marginals també afloren aquests materials del bloc inferior en petites làmines de materials de l’avantpaís.

A l’W i al N d’Oliana aflora el contacte entre els sediments de la Conca de l’Ebre i els materials mesozoics dels mantells de les Serres Marginals i del Montsec. El mantell de les Serres Marginals està molt erosionat i a la vall del Segre ha desaparegut completament, de tal manera que el mantell del Montsec es troba directament en contacte, mitjançant l’encavalcament del Segre, amb els materials de la Conca de l’Ebre. Aquests darrers descriuen un anticlinal de dimensions quilomètriques conegut amb el nom d’anticlinal d’Oliana. Al nucli d’aquest anticlinal afloren margues de l’Eocè superior. Als flancs s’observen conglomerats, els quals mostren relacions sintectòniques amb els encavalcaments de les Serres Marginals i del Montsec que demostren que aquests encavalcaments han estat reactivals durant l’Eocè superior o l’Oligocè inferior segons una seqüència de bloc superior. Cal no oblidar que l’encavalcament del Montsec es va desenvolupar fonamentalment durant l’Eocè inferior i els encavalcaments de les Serres Marginals entre l’Eocè inferior i l’Oligocè inferior. La reactivació dels encavalcaments de les Serres Marginals i del Montsec es va produir al mateix temps que es desenvolupava l’anticlinal d’Oliana, el qual correspon en pronfundi tat a una pila de làmines d’encavalcament de margues de l’Eocè superior. Aquest anticlinal ha estat desplaçat vers el S damunt dels materials antòctons de la Conca de l’Ebre.

Albert Martínez, original de J. Vergés.

La història geològica de les diferents unitats de les Serres Marginals comença a ésser coneguda gràcies als sediments detrítics d’origen continental que afloren en tot l’àmbit meridional. La potència d’aquests dipòsits pot ésser superior als 1500 m i poden formar part de les diferents làmines o bé recobrir-les. Les relacions entre els diferents paquets detrítics i les estructures ens permet de refer la història geològica d’aquesta part més externa dels Pirineus. Un punt important, però, es dóna a la localitat de Camarasa. Sota el poble, a la carretera del Doll, aflora una calcària del Garumnià que presenta una superfície d’erosió sobre la qual es disposen en «onlap» 3 o 4 m de calcàries bioclàstiques de l’Eocè mitjà, que són recobertes discordantment per conglomerats i bretxes de l’Eocè més superior, en continuïtat amb els de la conca d’avantpaís. Les discordances i la natura dels sediments de l’Eocè inferior de la Vall d’Àger suggereixen una activitat sincrònica de l’encavalcament del Montsec. Al mateix temps, les discordances (algunes de les quals són progressives), visibles dins les calcàries detrítiques amb alveolines de l’Eocè inferior i mitjà a la unitat d’Os de Balaguer, a Tartareu i a la presa de Santa Anna (a la Noguera Ribagorçana), sugge reixen una activitat tectònica sincrònica a la deposició d’aquestes calcàries. L’apilament d’unitats estructurals visible a la unitat de Sant Salvador (N de Camarasa) sembla ésser anterior a l’Eocè mitjà (Lutecià), que és l’edat de les calcàries bioclàstiques que reposen en discordança sobre les estructures d’aquesta unitat. Posteriorment, durant l’Eocè superior el conjunt d’unitats pirinenques (mantells de Bóixols, del Montsec i unitats de les Serres Marginals) foren transportats per sobre l’encavalcament principal sud-pirinenc cap al S, cosa que originà en gran part l’estructuració tan complexa que observem avui dia al front sud-pirinenc. Les petites unitats de les Serres Marginals es mogueren com les peces d’un trencaclosques. Així, tenim estructures de vergència S, com l’encavalcament del Montroig-Sant Jordi, estructures de vergència N (retroencavalcaments), com el límit N de la unitat d’Os de Balaguer o el límit septentrional de les unitats dels Arquells i de Boada a Alòs de Balaguer, estructures en «pop up», com la de la unitat d’Os de Balaguer, i unitats que semblen apartades lateralment com les de Boada i Arquells. Els retroencavalcaments es formaren conjuntament amb encavalcaments fora de seqüència com el del Mont-roig, i ambdós conjunts d’estructures funcionaren alhora amb el rejoc tardà de l’encavalcament del Montsec i probablement amb els encavalcaments fora de seqüència del mantell de Bóixols. L’encavalcament principal sud-pirinenc és l’estructura més jove i ha funcionat probablement fins a l’Oligocè mitjà-superior. No disposem de criteris al front de les Serres Marginals catalanes per deduir una edat més jove de moviment per aquest encavalcament, tot i que a l’Aragó hi ha dades que demostren una edat d’emplaçament fins al Miocè inferior. Aquest encavalcament posa en contacte els materials mesozoics de les Serres Marginals amb els de l’Eocè terminal del flanc N de l’anticlinal de Barbastre-Balaguer, anticlinal i estructures associades que es descriuen dins de la Conca de l’Ebre.

Els mantells inferiors

Els mantells inferiors dels Pirineus meridionals consten de mantells de corriment que afecten els terrenys del sòcol i de la cobertora. La cobertora es caracteritza per una sèrie mesozoica prima i reduïda (o absent), i per una potent sèrie terciària, fonamentalment d’edat eocena, que, en la seva part inferior, és el producte de la sedimentació sincrònica al desplaçament dels mantells superiors. És a dir, els mantells inferiors incorporen els sectors septentrionals de la conca d’avantpaís sud-pirinenca. Els mantells inferiors més superficials presenten una potent sèrie de la cobertora, amb les característiques abans descrites, discordant al damunt del sòcol hercinià, constituït fonamentalment per materials del Silurià, el Devonià i el Carbonífer prehercinià. Són el mantell del Cadí als Pirineus orientals, i el mantell de Gavarnie i la zona de les Nogueres als Pirineus centrals (encara que aquesta darrera unitat té una cobertora molt incompleta, només constituïda per Triàsic). Els mantells inferiors situats per sota d’aquests són formats quasi exclusivament per terrenys del sòcol i constitueixen una gran part de la denominada Zona Axial. Aquests mantells formen un apilament antiforme a tota la serralada, tot i que, a escala quilomètrica, poden constituir apilaments de segon ordre, com l’apilament antiforme del Freser.

L’estructura interna dels mantells inferiors es caracteritza per una variada geometria de sistemes d’encavalcaments: sistemes imbricats en les zones més externes, i dúplexs i apilaments antiformes, a totes les escales, en les zones més internes. L’estructura de plegament és complicada; se superposen plecs de bloc superior, associats a encavalcaments, a plecs sinesquistosos desenvolupats, amb anterioritat o simultàniament als encavalcaments, als nivells mecànicament més apropiats. El clivatge és àmpliament desenvolupat en aquestes làmines encavalcants, i molt especialment en els materials carbonàtics de la cobertora en zones internes, on el clivatge pot ésser molt penetrant.

El mantell del Cadí

El mantell del Cadí aflora en una ampla extensió a la zona de la Garrotxa. Incorpora tots els materials de l’Eocè i el Garumnià, i els materials paleozoics que constitueixen el massís del Roc de Frausa. Aquest massís mostra una geometria antiforme damunt de l’encavalcament inferior del mantell del Cadí. Aquest antiforme és assenyalat pel clivatge hercinià i pels materials garumnians i mesozoics que afloren discordantment damunt del sòcol hercinià a banda i banda del massís del Roc de Frausa. Aquesta disposició demostra un desplaçament mínim del mantell de Bac Grillera de l’ordre de 14 km. El mantell del Cadí incorpora, a la zona de la Garrotxa, petites unitats de materials paleozoics que afloren entre els de l’Eocè. Es tracta de blocs inicialment limitats per falles normals que posteriorment han estat desplaçats ver el S per encavalcaments, alhora que aquests invertien les falles normals prèvies.

Cristina Losantos, original d’A. Martínez, J. Vergés, M. Liesa i J.A. Muñoz.

El mantell del Cadí s’estén des de la vall del Segre fins a la Mediterrània, i ocupa gran part de la superfície cartogràfica del vessant meridional dels Pirineus orientals. És constituït per materials del sòcol hercinià i per una potent sèrie de la cobertora, fonamentalment representada per seqüències paleògenes. Els materials del sòcol són d’edat postsiluriana (Silurià, Devonià i Carbonífer prehercinià) i formen un seguit de relleus que d’W a E són: els massissos de la Tossa d’Alp-Penyes Altes del Moixeró, Coma Ermada-La Cubil, El Taga i la Serra Cavallera. Els materials devonians presenten una sèrie i una estructura interna herciniana comparable a la de les unitats superiors de les Nogueres, és a dir, pertanyen a l’àrea de fàcies del Comte i els encavalcaments són les estructures hercinianes predominants. La sèrie de la cobertora és constituïda per nivells de l’Estefano-permià, el Triàsic, el Juràssic, el Cretaci superior, el Garumnià i una potent sèrie eocena de fins a 3000 m de gruix. La sèrie mesozoica és inexistent a la part central del mantell, entre la vall del Llobregat i la Garrotxa, on els nivells detrítics garumnians resten directament sobre els del sòcol hercinià o els de l’Estefano-permià. La sèrie mesozoica s’observa, encara que molt reduïda vers les extremitats occidental i oriental del mantell, tot coincidint aproximadament amb la presència, per sobre, dels mantells superiors del Pedraforca i de l’Empordà respectivament. La sèrie eocena consta de les diverses seqüències deposicionals estretament associades a l’emplaçament dels mantells superiors i al mateix desenvolupament del mantell del Cadí. Representen els primers estadis de la conca d’avantpaís sudpirinenca del Pirineu oriental, la part septentrional de la qual ha estat incorporada i desplaçada vers el S pel mantell del Cadí.

Estructura interna del mantell del Cadí. El dibuix en mostra un tall geològic de la part basal fet a través de les parts frontals de l’apilament antiforme del Freser. La fotografia correspon a un sinclinal de les calcàries garumnianes situat per damunt d’un encavalcament, al santuari de Montgrony; l’estructura interna del mantell del Cadí damunt de l’apilament antiforme del Freser es caracteritza per nombroses estructures d’encavalcament i plecs associats, que determinen repeticions de la sèrie garumniana.

Albert Martínez, original de J.A. Muñoz; Josep A. Muñoz.

L’encavalcament inferior del mantell del Cadí, al seu sector septentrional, és l’encavalcament de serra Cavallera, que se situa en les lutites negres del Silurià i puja estratigràficament vers el S fins a situar-se a la base de la sèrie eocena. L’encavalcament de serra Cavaller a és ben visible a la vall del Freser, on dóna lloc a una semifinestra tectònica de dimensions quilomètriques, a l’interior de la qual afloren unitats inferiors (apilament antiforme del Freser). L’encavalcament és assenyalat per la superposició de materials devonians per sobre dels nivells del Garumnià, i de l’Estefano-permià. L’encavalcament de serra Cavallera és tallat al N per l’encavalcament de Ribes-Camprodon, i vers l’W no torna a aflorar fins al vessant N de la serra del Cadí (prats d’Aguiló), on dóna lloc a una finestra tectònica (calcàries devonianes per sobre de roques estefano-permianes) de dimensions quilomètriques. A l’W d’aquesta finestra, l’encavalcament de serra Cavallera puja estratigràficament i se situa en els materials del Keuper, on s’emplaça fins a entroncar-se amb l’encavalcament inferior del Montsec de Tost. És a dir, l’encavalcament de serra Cavallera té continuació amb l’encavalcament inferior de les unitats superiors de les Nogueres als Pirineus centrals. A l’E de la vall del Freser, l’encavalcament de serra Cavallera aflora al dúplex de Rocabruna, on se situa a la base dels materials garumnians, nivell estratigràfic que segueix fins als materials neògens de la fossa de l’Empordà, al N de Figueres (Biure). L’encavalcament de serra Cavallera s’entronca vers el S i en profunditat amb encavalcaments inferiors no observats en superfície, almenys fins ara, o amb l’encavalcament basal del sistema sud-pirinenc, també anomenat encavalcament de Vallfogona, que limita al S el mantell del Cadí. Es continua des del mantell del Pedraforca, on s’entronca amb el seu encavalcament inferior, fins a l’Empordà, on els materials neògens fan difícil la seva observació. L’encavalcament de Vallfogona posa en contacte unitats amb sèries eocenes diferents, motiu pel qual la seva restitució no és immediata.

L’estructura interna del mantell del Cadí es caracteritza per un sinclinori obert, de direcció E-W que s’anomena sinclinal de Ripoll. L’estructura del seu flanc meridional és senzilla (les capes eocenes mostren un cabussament constant vers el N) i només en certs llocs, com al S de Ripoll, s’observen petits encavalcaments i plecs associats.

En la zona muntanyosa de l’Alta Garrotxa, l’extrem oriental del mantell del Cadí presenta una estructura complexa situada al N de la continuació del sinclinal de Ripoll, que queda limitada a l’E per la falla de direcció NNW-SSE d’Albanyà. A la zona de la Garrotxa, l’Eocè inferior és constituït pràcticament per nivells calcaris, separats per nivells més prims de margues: així, la formació del Cadí, dipositada a sobre del Garumnià i discordant a sobre del basament, és formada per calcàries d’alveolines; la formació de Corones és la característica de tots els Pirineus orientals; i la formació de la Penya, també formada per calcàries amb grans nummulits i assilines, té pel damunt un potent paquet de margues (formació d’Armàncies). Aquesta alternança de nivells calcaris i nivells margosos és la que possibilita l’estructura que hom comenta a continuació. L’estructura de la Garrotxa consisteix en un conjunt d’encavalcaments, la majoria embrancats entre ells. Això vol dir que les traces dels encavalcaments s’acaben ajuntant entre elles. Normalment, la geometria més característica a la Garrotxa és la del dúplex o conjunt d’encavalcaments que s’embranquen per sota amb un encavalcament inferior i per sobre amb un encavalcament superior. Aquestes geometries es donen fàcilment atès el caràcter alternant dels nivells calcaris i margosos. Aquests últims són excel·lents com a nivells de lliscament, i constitueixen els encavalcaments superior i inferior del dúplex. Així, a la Garrotxa s’observen una sèrie de geometries dúplex superposades, una per a cada nivell de calcàries important (formacions del Cadí, Corones i la Penya). Dins aquest conjunt, és difícil de conèixer la importància que tenen els encavalcaments, o més ben dit, de saber si algun d’aquests encavalcaments és gaire important. La idea que donen és que l’escurçament s’acompleix per la suma d’innombrables petits escurçaments. Aquesta estructuració característica de la Garrotxa s’acaba cap a l’W quan els nivells de calcàries passen lateralment, per canvi lateral, de fàcies a margues (formacions de Sagnari i d’Armàncies), afectades per altres mecanismes d’escurçament (plecs i esquistositat). Aquest pas s’efectua just a l’E del poble de Sant Pau de Seguries, on s’observen les últimes geometries en dúplex de la Garrotxa.

L’apilament antiforme del Freser

L’apilament antiforme del Freser és constituït per una pila de làmines d’encavalcament que integren materials del sòcol hercinià i una cobertora poc potent i reduïda. S’hi diferencien tres mantells principals: els de Ribes de Freser, el Baell i Bruguera; consten de materials del Cambro-ordovicià, Ordovicià superior, Silurià, Permià i Garumnià. Cal destacar les diferències estratigràfiques que presenten aquests materials entre les diferents làmines de l’apilament antiforme del Freser i entre aquestes i els mantells que l’envolten (mantell del Canigó i del Cadí). El límit entre l’apilament antiforme del Freser i el mantell del Cadí (límit superior i meridional) és l’encavalcament de serra Cavallera. L’apilament és limitat al N per l’encavalcament fora de seqüència de Ribes-Camprodon, a l’E per la falla de Coma d’Olla i a l’W per la falla de Nevà. A la part frontal, les capes del Garumnià estan verticalitzades i repetides diverses vegades formant una estructura dúplex anomenada dúplex de Perramon. L’encavalcament de serra Cavallera se situa dins d’aquest dúplex i és el límit entre aquelles unitats que tenen una sèrie permiana volcànica (apilament antiforme del Freser) i aquelles que la tenen detrítica (mantell del Cadí).

Albert Martínez, original de J.A. Muñoz.

L’apilament antiforme del Freser fa part de la unitat dels mantells inferiors i se situa als Pirineus orientals, al límit entre els materials paleògens del mantell del Cadí i els dels sòcol hercinià de la Zona Axial. Geogràficament ocupa un sector al voltant de la vall del Freser, entre Ribes de Freser i el pont de les coves, al S del balneari de Montagut; vers l’E continua fins al meridià d’Ogassa i vers l’W fins al meridià de Mogrony. Estructuralment se situa per sota del mantell del Cadí i aflora gràcies a una disposició en antiforme o culminació de totes les unitats estructurals del vessant meridional en aquesta transversal dels Pirineus orientals; aquesta culminació és només d’escala quilomètrica, atès que la màxima culminació dels Pirineus orientals, i possiblement de tots els Pirineus, se situa més a l’E, a la zona de la Garrotxa.

L’apilament antiforme del Freser consta de diversos encavalcaments que han transportat vers al S làmines d’encavalcament de materials del sòcol hercinià i de la cobertora. Els terrenys del sòcol únicament consten de roques cambro-ordovicianes, de l’Ordovicià superior i del Silurià, a diferència del mantell del Cadí, on només afloren materials més recents, del Silurià, el Devonià i el Carbonífer. Les roques del Permià, discordants per sobre dels terrenys del sòcol hercinià, són majoritàriament volcàniques i representen una altra diferència estratigràfica destacable respecte a la sèrie permiana del mantell del Cadí (fonamentalment representada per roques detrítiques vermelles). Els terrenys de la cobertora en l’apilament antiforme del Freser són quasi exclusivament representats per una sèrie garumniana, caracteritzada per un tram inferior detrític de color vermell i un tram superior carbonàtic.

L’encavalcament superior de l’apilament antiforme del Freser (encavalcament de serra Cavallera) correspon a l’encavalcament inferior del mantell del Cadí. L’encavalcament inferior de l’apilament antiforme del Freser (encavalcament de Vallfogona) correspon a l’encavalcament basal del sistema d’encavalcaments meridional dels Pirineus orientals. L’extrem S o límit frontal de l’apilament antiforme és definit, en profunditat, per l’entroncament entre l’encavalcament de serra Cavallera, amb un cabussament vers el S, i l’encavalcament de Vallfogona amb un suau cabussament vers el N. El límit septentrional de l’apilament antiforme és un encavalcament fora de seqüència (l’encavalcament de Ribes-Camprodon).

El mantell de Gavarnie

El mantell de Gavarnie, reconegut des del començament de segle, consta de materials del sòcol hercinià (devono-carbonífers) i d’una cobertora mesozoica triàsica i cretàcia superior. És ben visible als circs de Gavarnie, Tremouse i La Larri on aflora, en finestra tectònica, el seu bloc inferior, constituït per materials hercinians (fonamentalment cambro-ordovicians) amb una reduïda cobertora cretàcia. L’encavalcament de Gavarnie és ben visible entre els materials hercinians gràcies a l’existència de petits afloraments de materials cretacis al seu bloc inferior. Aquest encavalcament superposa, al N, materials devono-carbonífers per sobre de terrenys cambro-ordovicians, els quals representen la continuació dels que afloren a les finestres tectòniques abans citades, i continua sense dificultat vers l’E fins a la Vall d’Aran. L’encavalcament de Gavarnie puja estratigràficament a la sèrie des dels materials devonians, al N, fins a les calcàries cretàciques, al S, on s’entronca frontalment amb l’encavalcament inferior del mantell del Mont-perdut. Aquest entroncament és visible a la vall de Pineta. El contacte entre els materials del Triàsic i del Cretaci superior al S de Bielsa, tot i que no comporta repetició de la sèrie, correspon a la suma dels encavalcaments de Gavarnie i del Mont-perdut, els quals signifiquen un desplaçament superior als 20 km. Al N d’aquest indret, les «klippes» de materials devonians de la punta Suelza i de la punta Bargasera podrien correspondre a testimonis del sòcol del mantell de Gavarnie. L’encavalcament de Gavarnie descriu un anticlinal d’escala pluriquilomètrica. Al S, on se situa prop de la base de la cobertora, cabussa cap al S, mentre que al N, on se situa entre materials hercinians, cabussa cap al N. Aquesta disposició demostra la forma antiforme del conjunt de materials del sòcol hercinià.

El mantell de les Nogueres

El mantell de les Nogueres. En un tall geològic fet al llarg de la vall de la Noguera Pallaresa s’observen els trets fonamentals que caracteritzen aquest mantell. Els materials del Silurià, Devonià i Carbonifer constitueixen diverses unitats allòctones que se superposen als materials triàsics. Els encavalcaments i les capes estan verticalitzats com a conseqüència del seu plegament durant l’emplaçament d’encavalcaments situats al dessota, com per exemple el que aflora a la finestra tectònica de Rialp. Durant el plegament i la verticalització es desenvolupen noves estructures (clivatge, encavalcaments, retroencavalcaments), que afecten i tallen els encavalcaments i plecs formats prèviament.

Albert Martínez, original de J.A. Muñoz.

Al N de la unitat Sud-pirinenca Central, els encavalcaments afecten materials del sòcol hercinià i la seva cobertora triàsica. Aquests encavalcaments han donat lloc a la superposició de diverses unitats caracteritzades per estructures verticalitzades, de tal manera que els plecs del bloc superior mostren una geometria de sinformes anticlinals («tetes plongeantes» o «downward facing folds»). Aquest conjunt d’unitats s’estén des de la vall de l’Éssera fins a la vall del Segre i va ésser per primer cop descrit i anomenat Zona de Les Nogueres per Dalloni, el 1910. Posteriorment, les unitats d’aquesta foren interpretades des d’un punt de vista autòcton i ulteriorment van tornar a ésser considerades com a unitats al·lòctones desplaçades cap al S i posteriorment verticalitzades.

El sòcol hercinià de la zona de les Nogueres només és constituït per materials del Silurià, el Devonià i el Carbonífer prehercinià, els quals són afectats per estructures hercinianes.

Sobre un mapa s’observen diverses unitats amb roques del sòcol hercinià i la seva cobertora estefano-permiana i/o triàsica inferior, envoltades per extenses masses de materials del Keuper. Aquesta disposició cartogràfica no és únicament el resultat de l’existència de nombroses unitats o massissos tectònicament aïllats, sinó que és deguda a la superposició de dos efectes. D’una banda, un efecte topogràfic que, en una estructura d’anticlinals del bloc superior verticalitzats dóna lloc a l’aflorament, a les valls, dels nivells estratigràfics superiors —és a dir, en aquest cas el Keuper— i a l’ocupació de les zones elevades pels nuclis dels anticlinals (Devono-carbonífer, Estefano-permià i Triàsic inferior); un exemple il·lustratiu d’aquest efecte topogràfic són les valls de la Noguera Ribagorçana i la Noguera de Tor, on el fons de les valls és ocupat per roques del Muschelkalk i del Keuper, amb zones elevades veïnes on afloren materials més antics, en els nuclis d’anticlinals capgirats. D’altra banda, s’observa una variació longitudinal important de les estructures, que queda palesa per l’existència de nombroses estructures laterals i obliqües; aquest és el cas, per exemple, de les rampes laterals observables entre les valls del Flamicell i la Noguera Pallaresa.

Les unitats de la zona de les Nogueres són afectades per un clivatge, desigualment representat segons les característiques litològiques dels materials afectats: els nivells més apropiats són els detrítics fins de l’Estefanopermià i del Triàsic (Buntsandstein); però, localment, també és present en els materials lutítico-carbonàtics del Devonià. El clivatge és, a grans trets, subperpendicular a l’estratificació i es va desenvolupar, simultàniament a la formació dels anticlinals del bloc superior, des de l’inici dels encavalcaments. L’emplaçament posterior d’unitats inferiors segons una seqüència del bloc inferior («piggyback») ha donat lloc a la verticalització de les unitats superiors, on el clivatge cabussa cap al S als flancs verticalitzats i capgirats dels anticlinals del bloc superior. El límit meridional de la zona de les Nogueres, al contacte entre els materials mesozoics dels mantells superiors i els del Triàsic (Keuper) de la zona de les Nogueres, presenta certes complicacions i no correspon a un únic nivell de desenganxament entre ambdós conjunts d’unitats. El caràcter freqüentment substractiu d’aquest contacte, amb omissions localitzades en la sèrie del Juràssic i del Cretaci dels mantells superiors i omissions de materials devono-carbonífers i de la seva cobertora estefano-permiana i triàsica de les unitats de la zona de les Nogueres, juntament amb les microestructures observades, demostra que el límit meridional de la zona de les Nogueres correspon a un conjunt de retroencavalcaments. Aquests retroencavalcaments tallen les unitats de les Nogueres, com es posa de manifest al llarg de tota la seva extensió, i molt possiblement són els responsables de l’acabament occidental de la zona de les Nogueres a la vall de l’Éssera, on tres de les seves unitats són tallades per un retroencavalcament situat al N de la serra de Gia. D’acord amb aquesta disposició geomètrica abans descrita, part de les unitats de les Nogueres podrien ésser situades en profunditat per sota dels sectors septentrionals de la unitat Sud-pirinenca Central. Tanmateix, les repeticions de materials triàsics a la vall del Cinca, als voltants de Bielsa, podrien representar l’equivalent occidental de la zona de les Nogueres i el seu acabament per sota del mantell de Gavarnie. El contacte retroencavalcant de la unitat Sud-pirinenca Central respecte a la zona de les Nogueres correspon a un retroencavalcament passiu desenvolupat durant l’apilament de les unitats de la zona de les Nogueres. Cal, doncs, apostar decididament per un procés progressiu des del desplaçament vers el S de les unitats superiors i més al·lòctones de la zona de les Nogueres i formació del clivatge, emplaçament d’unitats inferiors amb el basculament consegüent dels plecs i clivatge prèviament formats i desenvolupament del retroencavalcament un cop el tascó produït per l’apilament d’unitats és prou significatiu. En aquestes darreres etapes es pot continuar desenvolupant un clivatge a l’autòcton relatiu de la zona de les Nogueres, tal com es descriurà més endavant.

Una qüestió important a tractar, ateses les seves implicacions en l’escurçament total de la Serralada Pirinenca i el seu model tectònic, és la zona d’arrel de la zona de les Nogueres. Per tal de situar les diferents unitats al seu lloc d’origen cal que hi hagi més al N (en els materials del sòcol hercinià) estructures alpines prou importants i cal que, un cop restituïdes les unitats, la configuració anterior a l’estructura alpina que s’obté sigui coherent. En aquest darrer sentit, les característiques estratigràfiques de la sèrie devoniana i carbonífera, com també dels diferents estils estructurals hercinians de les unitats amb sòcol, permeten d’avaluar les possibles zones d’arrel per a les unitats estructurals.

Segons les característiques estratigràfiques i estructurals dels materials devono-carbonífers, les unitats de la zona de les Nogueres es poden agrupar en dos grans conjunts: les unitats inferiors, caracteritzades per presentar una sèrie devoniana en fàcies Baliera i una estructura herciniana on predominen els plecs tancats associats al clivatge dominant; i les unitats superiors, on la sèrie devoniana correspon a l’àrea de fàcies del Comte i una estructura herciniana caracteritzada pel predomini d’estructures d’encavalcament amb plecs poc tancats associats a un clivatge molt poc desenvolupat.

Les unitats inferiors de la zona de les Nogueres només s’observen al W de la Pallaresa, on es diferencien de les unitats superiors per les característiques estratigràfiques i estructurals dels materials del Devonià i pel fet de presentar potents sèries volcàniques d’edat estefano-permiana. L’estructura interna de les unitats inferiors de la zona de les Nogueres és determinada per nombroses repeticions i estructures dúplex, actualment verticalitzades com a conseqüència de l’emplaçament d’encavalcaments inferiors. La unitat amb materials silurodevonians situada més al S (A) correspon al mantell de les unitats superiors de la zona de les Nogueres, mentre que la situada més al N (A’) es troba en continuïtat amb el dom de l’Orri. Amb ratlles vermelles i negres s’han representat els plans de clivatge alpins observats al camp.

Albert Martínez, original de J.A. Muñoz.

Les unitats inferiors es caracteritzen, a més a més, per l’absència de materials del Carbonífer prehercinià (els materials finament detrítics de la part alta de la sèrie —formació de Civis— anteriorment atribuïts al Carbonífer, han estat datats com a devonians) i per presentar potents sèries de materials tardihercinians d’edat estefano-permiana per sota dels nivells triàsics. Les unitats superiors presenten potents sèries del Carbonífer prehercinià en fàcies Culm i una cobertora triàsica (Buntsandstein a la base), per sota de la qual no hi ha els nivells de l’Estefano-permià. Les unitats inferiors ocupen el sector occidental des de la vall de l’Éssera fins a la de la Noguera Pallaresa on, en el seu acabament oriental, descriuen una rampa lateral del bloc superior verticalitzada per sota de les unitats superiors.

Les unitats inferiors consten d’un Devonià amb fàcies i estructura comparables al que s’observa al bloc inferior o autòcton relatiu de la zona de les Nogueres. No hi ha, doncs, cap inconvenient a arrelar aquestes unitats immediatament al N. Així, al S del massís granític de la Maladeta, des de la vall de l’Éssera fins a la de la Noguera Pallaresa, i coincidint amb l’extensió cartogràfica, més al S, de les unitats inferiors de les Nogueres, s’observen un seguit d’encavalcaments que molt probablement representen la zona d’arrel d’aquestes unitats. El desplaçament mínim vers el S d’aquestes unitats a la vall de la Noguera Ribagorçana ha estat de 15 km, desplaçament que minva vers l’E, fins a l’extrem oriental de les unitats inferiors a la vall de la Noguera Pallaresa, on és de pocs quilòmetres, o fins i tot d’un centenar de metres per les unitats més inferiors. Aquesta disposició implica una certa rotació sinistra del conjunt de les unitats inferiors, que en tot cas no és gaire important, encara que localment, i molt especialment en les zones de rampes laterals i obliqües, s’hagin produït rotacions més importants. Finalment, dins les unitats inferiors de les Nogueres, cal citar una unitat anòmala. Es tracta de la unitat amb Devonià més occidental, anomenada unitat de les Paules, la qual presenta una sèrie devoniana i un estil estructural que difereix de l’observat a l’àrea de fàcies Baliera, on en principi semblaria lògic d’arrelar-la. Hom pot pensar, doncs, que aquesta unitat podria formar part de les unitats superiors que a continuació es descriuen.

Les unitats superiors de les Nogueres a la vall del Segre són constituïdes fonamentalment per materials del Triàsic. Aquests presenten una estructura molt complexa caracteritzada per la superposició de plecs ajaguts i d’encavalcaments, tant dirigits cap al N com cap al S. El contacte entre els materials triàsics i devonians de la zona de les Nogueres i els del Cretaci inferior del mantell de Bóixols correspon a un conjunt de retroencavalcaments (encavalcaments dirigits cap al N) que en part reutilitzen encavalcaments anteriors inicialment dirigits cap al S.

Albert Martínez, original de J. Flinch.

Les unitats superiors de les Nogueres s’estenen des de la vall de Manyanet, a l’W, fins a la vall del Segre, a l’acabament oriental de la zona de les Nogueres. Entre les valls de Manyanet i de la Noguera Pallaresa se superposen a les unitats inferiors. La unitat amb materials devonians més oriental, denominada unitat de Montsec de Tost, se superposa segons una rampa lateral per sobre de les calcàries amb alveolines de l’Eocè inferior del mantell del Cadí. L’encavalcament inferior del Montsec de Tost s’entronca amb l’encavalcament inferior del mantell del Pedraforca i, tot i que el contacte entre ambdues unitats és a hores d’ara un retroencavalcament, el Montsec de Tost podria representar el sòcol del mantell superior del Pedraforca. Per sota del Montsec de Tost i de l’extrem occidental del mantell del Cadí, l’encavalcament inferior de les Nogueres es prolonga més a l’E, en els nivells triàsics. Immediatament al N de les unitats superiors de les Nogueres no s’ha observat cap estructura alpina clara que permeti d’arrelar aquestes unitats segons uns desplaçaments de les mateixes característiques que els deduïts per a les unitats inferiors. Aquestes unitats no poden arrelar-se a l’encavalcament de Llavorsí tal com ha estat suggerit, ja que aquest encavalcament és fonamentalment d’edat herciniana, fet que queda demostrat perquè és tallat pel granit de la Maladeta i gairebé no desplaça l’aurèola de metamorfisme de contacte. A més a més, tant la sèrie devoniana com l’estil estructural observats al bloc inferior de l’encavalcament de Llavorsí i al seu bloc superior (sinclinal de Llavorsí) són del tot comparables i força diferents dels observats a les unitats superiors de les Nogueres. Cal anar al N del massís de la Maladeta per trobar una altra estructura alpina, en continuïtat amb l’encavalcament de Gavarnie, que permeti d’arrelar les unitats superiors de les Nogueres, fet que implica un desplaçament mínim per a aquestes unitats a la desena de quilòmetres. Aquest desplaçament s’ha realitzat fonamentalment segons un important component N-S (N-S a NNE-SSW, tal com és palès per la disposició del clivatge i de les macroestructures). Malgrat tot, han estat suggerides hipòtesis d’emplaçament amb importants rotacions i amb direccions de desplaçament E-W. Cal dir, en aquest sentit, que al llarg de tot el bloc inferior de les unitats superiors de les Nogueres s’observa una cobertora estefano-permiana i triàsica contínua, fet que implicaria un desplaçament d’W a E superior als 40 km. Per reduir aquesta xifra caldria un cert component de S a N. Ambdues premisses són improbables.

L’estructura alpina de la Zona Axial

Al N dels mantells inferiors de les Nogueres i el Cadí i fins la falla nord-pirinenca, els materials del sòcol hercinià han estat afectats per les estructures alpines, contràriament al que havia estat considerat majoritàriament fins fa molt pocs anys. Aquests materials constitueixen gran part del que es coneix clàssicament amb el nom de Zona Axial. Cal dir que el terme, àmpliament utilitzat, de Zona Axial és confús des del punt de vista geològic, ja que la Zona Axial no és una unitat estructural ni representa l’eix de la serralada. Actualment cal considerar la Zona Axial com un terme sense cap significació estructural, útil només per a designar els materials paleozoics que, amb continuïtat d’aflorament, es troben al centre de la serralada, al llarg dels Pirineus centrals i orientals. És en aquest sentit que hom l’utilitza en aquesta obra.

Hi ha molt pocs afloraments de materials posthercinians entre els del sòcol que demostrin l’edat alpina de les estructures que els afecten. Cal tenir en compte arguments indirectes tals com la disposició de les unitats estructurals i l’orientació de les estructures hercinianes (fonamentalment, la foliació regional), la restitució d’aquestes unitats conjuntament amb els mantells que involucren terrenys de la cobertera, les rotacions de les unitats deduïdes per mètodes paleomagnètics i, finalment, l’arrelament dels encavalcaments alpins els quals, a la vora S de la zona axial, cabussen cap al S i per tant la seva continuació vers el N s’ha de trobar en un lloc o altre dins la zona axial. Tots aquests arguments, considerats conjuntament i corroborats en aquelles transversals on hi ha criteris clars de l’edat de les estructures, permeten esbrinar l’estructura alpina de la Zona Axial, els trets fonamentals de la qual ja han estat exposats. Les transversals o els indrets on hi ha evidències directes de l’edat alpina de les estructures dins de la Zona Axial són: la transversal del massís del Roc de Frausa, la vall del Freser, la transversal de les Nogueres Pallaresa i Ribagorçana i la seva continuació fins a la Vall d’Aran. En aquestes transversals s’observen afloraments de roques posthercinianes (mesozoiques fonamentalment) entre les del Paleozoic, o bé les estructures se segueixen fins als materials posthercinians. En elles s’ha deduït que la Zona Axial és constituïda per un apilament d’unitats estructurals (apilament antiforme de la Zona Axial). Aquestes unitats foren desplaçades vers el S des dels primers moments de la col·lisió alpina i apilades en els seus darrers estadis. Fora d’aquestes transversals, l’estructura alpina dels materials del sòcol hercinià es pot extrapolar, tot i que hi ha encara molts problemes per explicar en detall la continuïtat d’algunes de les estructures principals. A més de les evidències citades per determinar l’edat alpina de les estructures, s’han fet datacions dels minerals neoformats a les bandes de deformació associades a fractures dins de la Zona Axial; amb aquest mètode s’han obtingut edats alpines pel moviment d’algunes de les falles principals que travessen els terrenys del sòcol hercinià, com per exemple la falla de Merens, als Pirineus centrals. A continuació hom descriurà, d’E a W, els principals trets de l’estructura alpina de les làmines encavalcants del sòcol hercinià.

A l’extrem oriental dels Pirineus hi ha proves clares de la participació del sòcol hercinià en les estructures alpines. El massís del Roc de Frausa mostra una estructura antiforme on afloren tres cossos estratiformes que, de base a sostre, són: gneis entre esquistos, esquistos i granitoides. Al camp o sobre un mapa s’observa que els materials paleozoics i els de la cobertora presenten un estil estructural diferent, remarcat en aquesta zona per la gran quantitat d’encavalcaments i l’apilament de làmines encavalcants existents a les unitats de cobertora de Biure, Costoja i Bac Grillera. Aquesta diferència no ha de portar a la conclusió que els materials hercinians estan poc afectats per les estructures alpines. Així, els materials mesozoics i del Garumnià que es disposen discordantment per sobre dels terrenys del sòcol hercinià al vessant N i S del massís, posen de manifest que la macroestructura de plegament del massís del Roc de Frausa és fonamentalment d’edat alpina. Al vessant S del massís, entre sant Llorenç de Cerdans i Biure, les capes del Garumnià, discordants per sobre dels granitoides tardihercinians, cabussen fortament cap al S, entre 40 i 70°. Al vessant N, als Banys d’Arles (Amélie-les-Bains), els materials mesozoics cabussen vers el N i es troben en discordança per sobre dels del Cambro-ordovicià al N del riu Tec, mentre que al S el contacte entre ambdós grups de materials es realitza per una falla normal, probablement d’edat cretàcia i posteriorment reactivada.

Al N, les roques mesozoiques estan encavalcades pels terrenys cambro-ordovicians del massís dels Aspres. Aquest encavalcament, anomenat dels Banys d’Arles, cabussa cap al N i se segueix vers l’W, on limita el massís del Canigó pel N. És tallat per una falla sinistra, fet que dificulta esbrinar la seva continuació cap a l’W: bé al N de la meitat occidental del massís del Canigó (massís de Carançà), al llarg de la vall del Tet, o bé al N dels materials devonians del sinclinal de Vilafranca del Conflent i, per tant, en continuïtat amb la falla de Merens. Vers l’E, l’encavalcament dels Banys d’Arles se segueix fins a Ceret, on és tallat per una falla normal neògena de la vora S de la fossa del Rosselló.

La disposició de les capes mesozoiques i garumnianes i dels encavalcaments a ambdós flancs de l’antiforme del massís del Roc de Frausa suggereix que l’encavalcament dels Banys d’Arles continua amb l’encavalcament inferior de les unitats de Costoja, Bac Grillera i Biure i del mantell del Cadí i, per tant, representa la zona d’arrel d’aquests mantells. En restituir aquestes unitats fins a la seva posició inicial cal situar-Ies al N de les roques mesozoiques dels Banys d’Arles, fet que és corroborat per la similitud de les sèries estratigràfiques i que implica un desplaçament mínim per a l’encavalcament dels Banys d’Arles de 15 km. L’antiforme del Roc de Frausa s’ha format amb posterioritat a l’emplaçament de les unitats de Costoja, Bac Grillera i Biure, probablement durant l’Eocè superior i sincrònicament al desenvolupament de l’encavalcament basal sud-pirinenc, l’encavalcament de Vallfogona.

L’estructura interna del massís del Roc de Frausa és determinada per plecs fins, d’escala quilomètrica, que afecten tots els materials paleozoics, fins i tot la làmina de granitoides (d’uns 3 km de gruix) i els materials garumnians. Aquests plecs tenen una direcció SENW a E-W i un pla axial amb fort cabussament vers el N. A aquests plecs s’associen encavalcaments i bandes de deformació que, als nivells estructurals inferiors (gneis i esquistos) es caracteritzen per zones de cisalla i foliacions milonítiques, mentre que als granitoides que ocupen posicions més elevades (per sota dels materials posthercinians) es reconeixen per zones amb clivatge de fractura. El pas entre els dos tipus de deformació és gradual.

El plegament alpí dels granitoides tardihercinians, conjuntament amb els terrenys de la cobertora, s’observa d’una manera excepcional al sinclinal de Darnius. El nucli del sinclinal és constituït per materials garumnians que es disposen discordantment per sobre dels granitoides, i que presenten un clivatge de direcció E-W i un fort cabussament vers el N, especialment penetratiu en els materials lutítics i margosos de la part mitjana de la sèrie garumniana. El sinclinal de Darnius no és senzill, atès que és envoltat de falles, una de normal al S i un encavalcament al N, aquest darrer en continuïtat amb una zona de cisalla que se segueix vers el NW fins els gneis del nucli de l’antiforme del Roc de Frausa.

El massís del Roc de Frausa és limitat al NE per un sistema de fractures i zones de cisalla associades, de direcció NW-SE. Aquestes estructures se segueixen des del Portús, on defineixen una àmplia banda milonítica, fins a Masarac. Es tracta, a grans trets, d’un encavalcament amb un component direccional dextre, mitjançant el qual el massís de l’Albera se superposa al del Roc de Frausa. Aquest encavalcament és d’edat alpina, atès que afecta els materials mesozoics de les unitats de Sant Climent, Masarac i puig Gros. A més, les datacions dels minerals neoformats a les bandes milonítiques del Portús ratifiquen aquesta edat. Aquest encavalcament podria representar la continuació oriental del dels Banys d’Arles.

Els materials mesozoics de les làmines d’encavalcament de Biure estan també limitats al NE per un encavalcament de direcció NW-SE; es dedueix per mètodes geofísics l’existència d’un encavalcament de la mateixa direcció i probablement en continuïtat amb el del Portús i Masarac sota dels materials neògens de la fossa de l’Empordà, entre els terrenys cambro-ordovicians del massís del cap de Creus i els mesozoics del mantell de Figueres-Montgrí.

A l’W de l’extrem occidental del massís del Roc de Frausa, a la regió de Rocabruna, s’observen materials garumnians entre els cambro-ordovicians, que demostren l’edat alpina de les estructures, dins els materials del sòcol. En aquest sector, l’encavalcament inferior del mantell del Cadí se situa al contacte entre els materials del Garumnià i els de l’Ordovicià superior. Al detall, aquest contacte és assenyalat per un conjunt de petites làmines d’encavalcament de posició subvertical, que donen lloc a la repetició de roques de l’Ordovicià superior, Silurià, Permià i Garumnià. Aquest conjunt és anomenat dúplex de Rocabruna. Al N, aquestes estructures i les del dúplex de Rocabruna estan tallades per l’encavalcament de Ribes - Camprodon, encavalcament que continua vers l’E, per la vall del Tec, fins als Banys d’Arles.

A la vall del Freser, l’apilament antiforme del Freser ocupa una posició estructural similar a la dels encavalcaments de Rocabruna, és a dir, per sota del mantell del Cadí. En ambdós sectors es demostra clarament la participació dels materials del sòcol hercinià, i molt especialment els del Paleozoic inferior, en els encavalcaments alpins dirigits vers el S dels Pirineus meridionals. L’apilament antiforme del Freser ja ha estat descrit anteriorment, atesa la seva entitat i significació. Resta, però, plantejar el problema de l’arrelament vers el N de tots els encavalcaments de l’apilament antiforme del Freser, així com de l’encavalcament inferior del mantell del Cadí (encavalcament de serra Cavallera). És en considerar aquest problema que hom pot discutir l’estructura alpina en aquesta transversal de la Zona Axial, la qual comprèn el massís del Canigó-Carançà i els massissos de granitoides d’Andorra-Montlluís i de Querigut-Millas. En l’estadi actual de coneixement, hi ha poques estructures en aquesta transversal que tinguin l’entitat suficient per representar la continuïtat vers el N dels encavalcaments de l’apilament antiforme del Freser i el de serra Cavallera. Hi ha només tres possibles estructures o conjunts d’estructures que puguin ésser la zona d’arrel dels encavalcaments de la vora S de la Zona Axial en aquesta transversal: l’encavalcament de Ribes-Camprodon, el qual se segueix des dels Banys d’Arles fins a la fossa de la Cerdanya, els encavalcaments i les possibles zones de cisalla associades que voregen el massís del Canigó-Carançà pel N entre els Banys d’Arles i la fossa de la Cerdanya, i, en tercer lloc, la falla que, al N del sinclinal de Vilafranca del Conflent, separa els massissos d’Andorra-Montlluís i del Querigut, que representa la continuació oriental de les falles de Merens i de Soldeu.

L’encavalcament de Ribes-Camprodon és una estructura alpina important que configura en bona part l’estructura del límit meridional de la Zona Axial als Pirineus orientals. A més, té associada una activitat sísmica recent. Aquest encavalcament podria ésser la zona d’arrel dels encavalcaments de l’apilament antiforme del Freser, però difícilment ho pot ser de l’encavalcament de la serra Cavallera, atès que aquest és tallat pel primer en una bona part de la seva extensió. A més, l’encavalcament de la serra Cavallera es pot seguir fàcilment al peu de la serra del Cadí fins a Adraén, mentre que la continuació de l’encavalcament de Ribes-Camprodon esdevé molt problemàtica a l’W d’Alp.

Els encavalcaments i estructures associats de la vora N dels gneis del massís de Carançà podrien representar la continuació occidental dels que es troben al N del massís del Canigó, i per tant, de l’encavalcament dels Banys d’Arles; aquesta correlació implicaria una edat alpina per a totes aquestes estructures, però és incerta la seva continuïtat a l’W de l’extrem oriental de la fossa de la Cerdanya per tal que poguessin constituir la zona d’arrel de l’encavalcament de la serra Cavallera.

Finalment, hom ha atribuït a la falla de Merens (Andorra), on separa els massissos de gneis de l’Aston i de l’Hospitalet, una edat alpina, d’acord amb la datació dels minerals neoformats a les zones de cisalla associades. La continuació vers l’W d’aquesta falla conjuntament amb la de Soldeu podria connectar amb l’encavalcament dels Banys d’Arles, tal com havia estat considerat clàssicament. Aquesta possibilitat implicaria una edat alpina d’aquest conjunt de falles. També podrien representar la zona d’arrel de l’encavalcament de la serra Cavallera, interpretació que concorda amb l’única que es pot fer a la transversal del Roc de Frausa i que, a més, és congruent amb la que es pot deduir als Pirineus centrals.

Als Pirineus centrals, la zona de les Nogueres ocupa una posició estructural equivalent a la del mantell del Cadí als Pirineus orientals. La continuació vers el N, dins la Zona Axial, dels encavalcaments que a la zona de les Nogueres són subverticals o amb cabussament vers el S, presenta una problemàtica similar a la discutida anteriorment per a l’arrelament de l’encavalcament de la serra Cavallera. Aquesta problemàtica ja ha estat esbossada en tractar el mantell de les Nogueres. A la vall de la Noguera Pallaresa, la unitat superior de les Nogueres, situada per sobre del dom de l’Orri a l’E del riu i al damunt de les unitats inferiors a l’W, s’ha d’arrelar al N del massís de la Maladeta.

El massís de la Madaleta és limitat al seu sector septentrional per un encavalcament d’edat alpina, tal i com queda demostrat per l’existència de materials detrítics vermells posthercinians (permians o triàsics) en el seu bloc inferior; aquests materials afloren al coll de Pruedo, entre les valls d’Aiguamoix i Valarties, a la Vall d’Aran. L’encavalcament esmentat cabussa vers el N i podria representar la connexió entre l’encavalcament de Gavarnie, a l’W, i les falles de Soldeu i Llerens, a l’E. Resta encara, però, determinar l’equivalent d’aquest conjunt dins els materials cambro-ordovicians del dom de la Pallaresa, al N del sinclinal de Llavorsí, entre Andorra i el massís de la Maladeta.

El mantell de les Nogueres i la seva continuació al N de l’encavalcament de Gavarnie mostren una geometria antiforme, geometria que també es manifesta per la disposició dels encavalcaments alpins i del clivatge regional i els encavalcaments hercinians. En el nucli d’aquest antiforme, a la vall de la Pallaresa, afloren en finestra tectònica roques triàsiques (gresos vermells, calcàries, lutites, guixos i ofites). Aquesta finestra tectònica s’estén entre Rialp i Sort, i demostra un desplaçament mínim vers el S de 6 km respecte de totes les unitats que hi ha al damunt, incloent-hi els materials del Paleozoic inferior del dom de l’Orri, clàssicament considerats com autòctons. La finestra tectònica de Rialp i l’encavalcament del damunt, constitueixen una estructura important per a entendre l’estructura alpina de la Zona Axial: demostra l’al·loctonia i l’aïllament antiforme de les roques del sòcol hercinià. La finestra de Rialp, conjuntament amb l’apilament antiforme del Freser i el massís del Roc de Frausa, constitueixen les unitats estructurals inferiors que afloren al vessant S dels Pirineus.

Al N dels materials Cambro-ordovicians del dom de la Pallaresa, que afloren a la capçalera de la Noguera Pallaresa, i al N dels materials devonians de la Vall d’Aran, s’observen un seguit de falles subverticals de direcció E-W; totes aquestes falles es caracteritzen perquè el seu bloc N ha pujat respecte del situat al S. Així, per exemple, la falla de Bossost, una de les més importants, posa en contacte roques cambro-ordovicianes migmatitzades i d’alt grau metamòrfic (dom de Bossost), al N, amb roques metamòrfiques deL Devonià, al S. Aquestes falles podrien representar encavalcaments alpins en part verticalment per la formació de l’apilament antiforme de la Zona Axial. Les falles que han sobrepassat la vertical i que actualment presenten un cabussament fort cap al S mostren un moviment aparent de falla normal. L’edat alpina d’aquestes falles es demostra per l’existència, en alguna d’elles, de roques posthercinianes, pinçades en la zona de fractura. És, per exemple, el cas de la falla de Cofrents, a la vall del Salat.

Els Pirineus septentrionals

Els sediments sintectònics, la geometria de les seves capes i la de les superfícies de discordança, permeten deduir la cinemàtica dels encavalcaments i plecs associats i l’edat d’aquestes estructures.

Original d’Albert Martínez.

Als Pirineus centrals i orientals, els Pirineus septentrionals corresponen a totes les unitats estructurals situades al N de l’apilament antiforme de la Zona Axial, el límit N del qual és assenyalat per la falla nord-pirinenca. La falla nord-pirinenca i les falles menors que s’hi associen són subverticals i defineixen una faixa estreta caracteritzada per la presència de roques del Juràssic i del Cretaci inferior que han estat afectades per un metamorfisme i una forta deformació, amb la superposició de diverses fases de plegament dúctil durant el Cretaci mitjà. La falla nord-pirinenca es va desenvolupar durant el desplaçament antihorari d’Ibèria. L’edat d’aquest desplaçament es pot precisar per l’edat de les conques turbidítiques de «pull-apart» que es van formar simultàniament al moviment direccional de la falla nord-pirinenca, des de l’Albià mitjà fins al Cenomanià inferior. Al mateix temps i immediatament després de la formació de les conques albo-cenomanianes, es va produir un metamorfisme d’alta temperatura i baixa pressió com a resultat de l’aprimament de l’escorça. La datació radiomètrica dels minerals metamòrfics ha donat edats d’uns 95 milions d’anys (entre 105 i 87 milions d’anys). Durant el Turonià i el Senonià inferior es va desenvolupar una foliació metamòrfica, encara amb un règim de moviment direccional en la zona de la falla nord-pirinenca. Les roques del Senonià són afectades per un metamorfisme de grau baix, que fou actiu durant els primers estadis de la convergència en direcció N-S. A la zona de la falla nord-pirinenca s’observen roques granulítiques i roques ultrabàsiques del mantell superior (herzolites), les quals han estat emplaçades tectònicament fins als dominis estructurals on ara es troben.

Al N de la zona de la falla nord-pirinenca els encavalcaments dirigits cap al N afecten la cobertora i el sòcol hercinià. La localització d’aquests encavalcaments ha estat estretament controlada per la disposició de les falles extensionals i direccionals formades durant el Cretaci inferior i mitjà. Les roques del sòcol hercinià afloren en culminacions tectòniques i constitueixen els anomenats massissos nordpirinencs (Agly, Sant Barthelemy, Trois Seigneurs i Arize, entre d’altres). Aquests massissos són al·lòctons i han estat desplaçats vers el N desenes de quilòmetres tal com han posat de manifest perfils de sísmica de reflexió convencionals i el perfil ECORS. Els materials turbidítics del Cretaci superior, que constitueixen la cobertora d’alguns dels massissos nord-pirinencs, no estan metamorfosats i la dèbil deformació que presenten contrasta amb la deformació intensa dels materials juràssics i cretacis inferiors de la zona de la falla nord-pirinenca. Al N dels massissos nordpirinencs s’observen conques albo-cenomanianes reblertes de potents sèries de bretxes i turbidites. Els límits septentrionals d’aquestes conques han determinat la localització i la geometria de l’encavalcament frontal nord-pirinenc. Al N d’aquest encavalcament les estructures pirinenques més septentrionals corresponen a anticlinals que hom interpreta com l’expressió superficial de sistemes d’encavalcaments profunds i en continuació amb l’encavalcament frontal nord-pirinenc.

El mantell de les Corberes

A l’E del poble de Tuchan, l’encavalcament frontal nord-pirinenc enllaça amb la base del mantell de les Corberes orientals, amb una direcció NE-SW. Aquest mantell és format per roques mesozoiques des del Triàsic fins a l’Albià inferior. La direcció dels encavalcaments d’aquesta zona dóna idea de la configuració de les conques mesozoiques que limitaven el Massís Central francès. L’encavalcament inferior de les Corberes és relativament pla i inclinat lleugerament cap al SE. L’erosió ha format una sèrie d’illes i finestres tectòniques que permeten de calcular la magnitud del desplaçament mínim en 10 km. En el bloc inferior de l’encavalcament afloren roques d’edat compresa entre el sostre del Malm (Juràssic) i l’Eocè mitjà. Les dades obtingudes fins a l’actualitat semblen indicar que l’emplaçament del mantell de Corberes ha estat posterior a la formació de plecs en l’autòcton, els quals han estat replegats.

A l’E del massís de Mouthoumet, l’erosió ha format tres finestres tectòniques, d’escala hectomètrica, que permeten d’endevinar l’estil tectònic de la regió. L’encavalcament basal del mantell de les Corberes representa, en aquesta transversal, un nivell de desenganxament dins dels materials del Trias. En el bloc inferior de l’encavalcament s’observen les roques del basament juntament amb els materials del Triàsic inferior. La base de l’encavalcament és formada per materials del Keuper amb una potència molt variable. De tota manera, un sondatge fet en aquesta zona mostra l’existència de trossos de roques paleozoiques dins del Keuper, cosa que indica que l’encavalcament basal talla els materials del basament en un punt situat més cap al SE.

Al NW del mantell de les Corberes hi ha els encavalcaments de Boutenac i de l’arc de Saint Chinian. En el seu bloc superior, els materials del Cretaci superior són discordants sobre materials progressivament més antics des del Cretaci inferior, al SE, fins al Lias inferior, al NW. Per sobre del Cretaci superior hi ha Eocè inferior. Aquests materials mesozoics encavalquen sediments de l’Eocè mitjà (làmina de Boutenac), aprofitant probablement una fractura formada durant el desenvolupament de les conques mesozoiques. L’arc de Saint Chinian, en continuació de l’encavalcament de Boutenac i amb materials equivalents, encavalca sediments sintectònics de l’Eocè superior amb un desplaçament mínim de 10 km, provat per sondatges. Entre els encavalcaments de Boutenac i l’arc de Saint Chinian i el massís de la Montaigne Noire, els sediments de l’Eocè es disposen directament damunt del basament (massís de la Montaigne Noire). L’emplaçament de l’arc de Saint Chinian és sincrònic amb l’Eocè superior i és fossilitzat pels materials de l’Estampià lacustre de Narbona.