La conca d’avantpaís sud-pirinenca

El rebliment sedimentari de la conca d’avantpaís del S dels Pirineus es disposa d’acord amb uns models geomètrics que, com es veurà més endavant, responen a l’evolució estructural dels Pirineus. L’edat d’aquests sediments va des del Campanià fins al Miocè. Com que la sedimentació es produeix a mesura que la seqüència d’encavalcaments progressa cap al S, hom troba que els materials més antics de les conques pirinenques (del Maastrichtià a l’Eocè) són transportats a colli-be damunt les làmines d’encavalcament, com és el cas de les conques de Ripoll, Tremp-Graus i Àger. En canvi, els materials més moderns (Oligocè-Miocè) es troben sobretot dipositats al S del front d’encavalcament, a la Conca de l’Ebre, el substrat de la qual és el propi avantpaís no deformat pels encavalcaments. Els sediments maastrichtians, paleocens i eocens d’aquest avantpaís en general no afloren, perquè són recoberts de materials més moderns, amb l’excepció de tota la vora de la Serralada Costanera, on es troben redreçats per plegament o bé per basculament.

Els conglomerats de l’Eocè superior-Oligocè de la serra de Cis es disposen subhoritzontalment i amb discordança sobre un substrat redreçat (el N és a la dreta), on sobresurten dues barres: els gresos de la formació d’Areny, a la dreta, i les calcàries de l’Eocè inferior, a l’esquerra. Entre les dues barres hom hi distingeix els materials garumnians, de colors vermells. Les margues grises de Salàs (Maastrichtià) afloren a la dreta, per sota els gresos d’Areny. Les calcàries de l’Eocè inferior es disposen en un conjunt de discordances successives, de manera que la pista d’Iscles talla una sèrie molt més potent i més margosa que la corresponent al cingle calcari del centre de la fotografia. Aquesta disposició geomètrica caracteritza el marge N de la conca eocena. Al coll del Vent (segon terme a l’esquerra) s’hi troben discordants els primers conglomerats de l’Eocè superior, que van augmentant de potència fins arribar al cingle subhoritzontal de la serra de Cis. Aquests conglomerats representen el rebliment d’una paleovall, que anàlogament a les de la serra de Gurb i dels Collegats drenaven els relleus de les zones internes, cap a la conca d’avantpaís. Al mateix temps que els conglomerats es dipositaven al seu damunt, els mantells del Montsec i Bóixols es desplaçaven cap al S sincrònicament a la formació dels encavalcaments a les Serres Marginals. Així, els conglomerats poden aparèixer localment deformats, com s’aprecia a la dreta de la fotografia.

Jordi Vidal / ECSA

Els diversos materials que constitueixen el conjunt de la conca d’avantpaís es distribueixen espacialment i temporalment segons els sistemes deposicionals (al·luvials, deltaics, lacustres, plataformes carbonàtiques, evaporites, etc.), que es troben separats per discontinuïtats de diferents ordres, degudes a la combinació de tectònica local, tectònica regional i variacions eustàtiques. Aquestes discontinuïtats sedimentàrles, i particularment les discordances, permeten de separar i distingir successives seqüències deposicionals dins el conjunt. Finalment, el caràcter litològic d’aquests materials (calcàries, gresos, margues, etc.) permet de distingir unitats litostratigràfiques, que són les que en general són cartografiables (grups, formacions i membres). Com que cadascuna d’aquestes unitats distingides segons aquests tres criteris ha rebut un nom —o, malauradament, més d’un— ens trobem, en el cas de la nostra conca d’avantpaís, amb una gran profusió de noms, donats pels diversos autors a les mateixes unitats.

Procés de formació d’una conca d’avantpaís i de la seva compartimentació en conques «a coll-i-be», a partir d’una situació extensional prèvia (A). L’inici de la compressió (B) inverteix la falla normal preexistent i la transforma en l’encavalcament. El pes del bloc superior encavalcant damunt del bloc inferior accelera la subsidència, de manera que els primers sediments de la conca d’avantpaís es localitzen al solc subsident (conca B). En continuar la compressió (C), un segon encavalcament es forma davant del primer i transporta «a coll-i-be» els sediments de la conca B. El punt de màxima subsidència es desplaça cap a l’avant país, on es dipositen els materials de la conca C. En progressar encara més la compressió (D) es forma un tercer encavalcament i es reprodueix el mateix esquema anterior: els sediments prèviament dipositats (conca C) són transportats «a coll-i-be», i nous sediments s’acumulen al nou punt de màxima subsidència. Com que aquest procés evolutiu es fa d’una manera continuada alhora que el relleu s’accentua en l’orogen, quan un nou encavalcament comença a transportar «a coll-i-be» la conca precedent, aquesta continua rebent sediments, és a dir, continua essent activa mentre és desplaçada en direcció a l’avantpaís.

Albert Martínez.

Com a trets generals característics de la conca d’avantpaís cal remarcar els següents. En primer lloc, la conca, en els seus primers estadis, tenia una forma allargada paral·lela a les direccions de les estructures de plegament, mentre que en els darrers estadis, menys influïda per les estructures, adquirí formes més amples. En segon lloc, els primers estadis de la conca inclouen sempre fàcies marines, mentre que els darrers (Oligocè i Miocè) són sempre continentals. En tercer lloc, els successius estadis es caracteritzen per l’asimetria de la conca, de manera que els gruixos màxims es localitzen al N, prop dels fronts actius, mentre que cap al S, els gruixos es redueixen gradualment i s’adapten a la topografia suau de l’avantpaís passiu. En quart lloc, les fàcies es distribueixen d’acord amb aquesta asimetria, amb potents tascons detrítics vora els fronts actius i les plataformes carbonàtiques, fàcies lacustres o planes al·luvials de baix gradient cap a l’avantpaís. En cinquè lloc, les direccions de transport dels materials detrítics són en general cap al S, a la vora del marge N de la conca, i cap al N, al marge S; en els primers estadis, quan la conca és encara allargada i paral·lela a la direcció pirinenca, aquestes dues direccions de transport són deflectides en general cap a l’W-NW.

La fàcies garumniana

Les fàcies continentals roges, lacustres i fluvials, del Cretaci superior i el Paleocè es coneixen amb el nom de fàcies garumniana. El dibuix mostra un tall geològic reconstruït al moment en què es dipositaren els sediments d’aquesta fàcies a les conques de Tremp i Àger, alreshores separades per l’incipient encavalcament del Montsec. Com a trets més importants, cal remarcar la bipolaritat de les aportacions de sediments (fletxes), de procedència N a la conca de Tremp, i S a la d’Àger. Els materials de la vora N són conglomerats i corresponen a sistemes al·luvials al peu dels incipients relleus pirinencs; la seva composició reflecteix la litologia variada que forma aquests relleus, on hi són freqüents els elements carbonàtics. En arribar al centre de la conca, els sediments fluvials passen ràpidament a lacustres, alhora que les direccions de transport es desvien cap a l’W (punts blaus), paral·lelament a les estructures tectòniques. A la vora S hi trobem sobretot gresos fluvials i materials més fins, de caràcter lacustre. Els grans de quars són el component principal dels gresos fluvials, ‘els quals tenen característiques de sistemes molt més madurs que no els seus equivalents de la vora N; això suggereix que procedeixen d’un avantpaís meridional amb relleus molt suaus. Cal remarcar l’abundància de fragments d’ossos de rèptils que caracteritza aquests sediments fluvials en el trànsit entre el Cretaci i el Terciari. Els sediments lacustres són sobretot materials argilosos i calcaris; a les parts altes de la successió, tant a Àger com a Tremp, hi trobem també guixos precedint la transgressió eocena. L’aprimament de les sèries dels flancs de l’alt del Montsec ens indica que aquesta estructura començà el seu moviment durant la sedimentació garumniana.

Albert Martínez, original de J.L. Cuevas.

Hom entén per Garumnià —encara que aquest terme no correspon en realitat a cap definició formal— les fàcies continentals roges (fluvials i lacustres) del Cretaci superior i el Paleocè. Hom ha aplicat aquest terme tant als materials de la Provença i les Corberes com als de Catalunya. El sostre del Garumnià queda ben definit per la transgressió ilerdiana, però la seva base és un límit diacrònic, que representa un pas lateral cap a l’W a les fàcies marines del grup d’Areny. A la unitat del Cadí, les fàcies garumnianes són constituïdes per una sèrie continental, de fins a 350 m de potència, que generalment inclou una part inferior detrítica i vermella que comprèn uns conglomerats quarsosos, a la base, que passen gradualment a unes argiles roges, al sostre, i una part superior formada per calcàries lacustres d’un gruix variable entre 10 i 100 m. A la Garrotxa i l’Alt Empordà, entre Biure i el Freser, el Garumnià es diposita damunt un substrat divers, granodiorític a la Garrotxa i permià a l’àrea de Camprodon. A l’W del Freser, la part inferior de la sèrie passa gradualment a fàcies marines d’edat santoniana superior o campaniana. A tota la unitat del Cadí, com a la resta dels Pirineus, les fàcies garumnianes es troben sempre recobertes per la transgressió ilerdiana.

Dins el que hom inclou en el Garumnià als Pirineus orientals (Bruguera) hi ha dues parts ben diferenciades: una d’inferior, d’edat santoniana superior i maastrichtiana, que té un equivalent marí de conca subsident (Turbidites de Vallcarga, Margues de Salàs i Gresos d’Areny); i una de superior, paleocena, menys afectada per variacions locals de subsidència, que es caracteritza per grans extensions de fàcies al·luvials i lacustres, amb els seus equivalents marins d’aigües somes localitzats molt més cap a l’W (ben visible, per exemple, a la secció de Campo, a la vall de l’Éssera).

A la unitat del Pedraforca i a les Serres Marginals, la sèrie garumniana inclou un tram inferior de tipus lacunar, que conté els lignits de la conca de Saldes, seguit d’un tram detrític amb argiles vermelles i gresos fluvials, calcàries lacustres i, finalment, d’un segon tram d’argiles vermelles, recobertes per la transgressió ilerdiana; el substrat és sempre la formació de Bona del Cretaci superior. Els intents de datació d’aquesta sèrie continental per mitjà de caròfits suggereixen que el límit entre el Cretaci i el Terciari podria ésser la calcària lacustre de Saldes; hi hauria, per tant, un tram roig inferior, d’edat maastrichtiana, i un tram superior, a partir de la base de la calcària lacustre fins a la base de la transgressió ilerdiana, que seria d’edat paleocena.

A la conca de Tremp, les fàcies garumnianes són essencialment argiloses i s’interdigiten per la base amb la formació de gresos d’Areny, d’edat maastrichtiana; la base del Garumnià, per tant, puja estratigràficament vers l’W i, com sempre, el sostre queda delimitat per la transgressió ilerdiana. Les fàcies garumnianes a la conca de Tremp han estat definides com a formació de Tremp per alguns autors, mentre que d’altres han rebut la categoria de grup, dins el qual s’han definit dues formacions diferents. Estructuralment, el Garumnià de la conca de Tremp forma un ampli sinclinal entre l’encavalcament de Bóixols i Sant Corneli i la serra del Montsec. Al flanc N d’aquest sinclinal hom observa formacions conglomeràtiques de procedència N (Talarn, coll de Nargó), que inclouen còdols de la formació d’Areny i més antics, cosa que suggereix la presència de discordances entre aquestes formacions i la de Talarn, en resposta al moviment de l’anticlinal de Bóixols i Sant Corneli. També s’observa una reducció de gruix cap al flanc S del sinclinal, acompanyada d’un canvi gradual cap a fàcies més fines i argiloses. Aquesta reducció cap al flanc S fa pensar que les conques d’Àger i Tremp es comencen a diferenciar per primera vegada d’una manera clara durant el Paleocè, gràcies als primers moviments de l’encavalcament del Montsec, que continuen més marcadament durant l’Eocè; un tall de N a S de Talarn a Fontllonga pot donar una idea d’aquestes relacions.

El Garumnià queda sempre recobert, a la zona de l’avantpaís, de sediments més moderns, excepte en els afloraments de la Serralada Prelitoral, on es caracteritza per una sèrie reduïda d’argiles vermelles amb gresos intercalats i amb desenvolupament de perfils de «caliche» amb microcòdiums i gasteròpodes. La formació s’estén discordantment damunt un substrat triàsic, entre la Llacuna i Centelles, o bé paleozoic i granodiorític, a les Guilleries. La seva diferenciació cartogràfica és fàcil a la zona de la Llacuna, on és recoberta per la transgressió ilerdiana. A l’E de Puda, però, on no arriba aquesta transgressió, la fàcies garumniana es fa difícil de separar dels materials detrítics, també vermells, de l’Eocè inferior.

Hom podria interpretar la fàcies garumniana, en tot el sector de la Serralada Prelitoral, com la remobilització dels sòls resultants de la profunda alteració del substrat triàsic, paleozoic o cristal·lí, que tingué lloc durant tot el Cretaci; quan el substrat és granític hom troba litologies de sauló mobilitzat de nou, i quan és carbonàtic es pot desenvolupar un paleocarst, localment amb bauxites (Mediona). Tenint en compte la forma cartogràfica de l’aflorament, cal pensar que aquestes fàcies s’estenen, d’una manera més o menys discontínua, cap a l’W, on formen la base dels sediments terciaris de la Depressió Central, al N d’una hipotètica línia que aniria des dels afloraments de l’àrea de Mediona fins a Lleida.

L’Eocè

La sedimentació eocena a la conca d’avantpaís es resumeix en aquest dibuix com una successió de seqüències sobreposades les unes a les altres, de tal manera que els punts de gruix màxim es troben successivament desplaçats cap al S per efectes de la propagació del sistema d’encavalcaments. L’esquema (irreal, ja que no incorpora la deformació tectònica) correspon a una línia transversal aproximadament N-S, que va de Ripoll fins a Centelles. Com a trets més importants, destaca l’aprimament de totes les seqüències, sobretot les inferiors, cap al S (avantpaís), on es condensen a les fàcies roges de Vilanova de Sau i Romagats; la presència d’un grup inferior de seqüències amb solcs turbidítics i plataformes carbonatades (en contrast amb les superiors, en les quals predominen les progradacions deltaiques i els sistemes al·luvials grollers, indicadors d’un desenvolupament important del relleu orogràfic); i el caràcter ben marcat de les discontinuïtats (d’A a J) que separen les seqüències al marge N de la conca, a causa de la proximitat de les estructures d’encavalcament.

Albert Martínez, original de C. Puigdefàbregas i J.A. Muñoz.

Els moviments compressius dels Pirineus, iniciats durant el Cretaci superior, són d’una gran intensitat durant tot el Paleogen, i comporten escurçaments que, com hem vist, superen el centenar de quilòmetres. La conformació estructural dels Pirineus com a cinturó de plecs i encavalcaments es produeix al mateix temps que se sedimenten els materials eocens a la conca d’avantpaís sud-pirinenca, la meitat oriental de la qual correspon a Catalunya. La sedimentació eocena a Catalunya és, doncs, la que caracteritza una conca d’avantpaís. Fonamentalment, hom hi distingeix un solc profund, que es localitza al llarg del front dels encavalcaments pirinencs, i una plataforma detrítica o carbonàtica, que s’estén per l’avantpaís. La distribució de fàcies en l’espai i en el temps ens indica que la conca s’obria cap a l’Atlàntic, i a l’Eocè mitjà i superior també a la Mediterrània; a conseqüència de la progressió dels encavalcaments cap al S, l’eix o depocentre de la conca es desplaçà també cap al S durant l’Eocè. Consegüentment, els sediments corresponents a les seqüències inferiors de la conca d’avantpaís es poden trobar incorporats als encavalcaments successius, de manera que hom trobarà els sediments del solc profund sobre les unitats al·lòctones dels Pirineus o bé recobertes pels encavalcaments. A l’avantpaís (Conca de l’Ebre), els sediments eocens són poc plegats o bé són afectats per plecs amplis, encara que, localment, a la Cadena Prelitoral, poden ésser afectats per petits encavalcaments. Així, doncs, l’emplaçament dels successius encavalcaments als Pirineus, i en un grau més petit a la Cadena Prelitoral, quedà reflectit en la sedimentació eocena, tant pel volum, el tipus i la distribució dels sediments, com per les discontinuïtats que els afectaren.

D’acord amb aquestes discontinuïtats i amb els canvis de distribució dels sediments hom ha intentat de distingir seqüències sedimentàries del Paleogen, amb el benentès que aquesta divisió en seqüències no pretén ésser definitiva ni generalitzable, sinó només d’aplicació fonamentalment local i que només serà útil mentre noves dades no la modifiquin.

L’Ilerdià

La sedimentació ilerdiana a tot l’àmbit de Catalunya es caracteritza per una ràpida transgressió marina sobre les fàcies continentals garumnianes. Els sediments corresponents són les Calcàries d’Alveolines, que han estat definides successivament per diversos autors com a formació del Cadí, formació d’Orpí i també formació d’Àger. Es tracta d’una formació carbonàtica, amb una fauna abundant d’alveolines i nummulits, que s’organitza en una seqüència general d’aprofundiment, encara que les seqüències individuals puguin tenir un caràcter més som.

A la zona de l’avantpaís i a la Serralada Prelitoral, aquesta formació té pocs metres de potència, i els afloraments principals es localitzen a la zona d’Orpí i la Llacuna, entre els nivells rojos de Mediona i els del grup de Pontils. Cap al NW de Capellades i a tota la resta de la Serralada Prelitoral, la formació d’Orpí no aflora, probablement perquè la transgressió ilerdiana no hi va arribar. A les rodalies de Sau, hi aflora una intercalació carbonàtica entre el Garumnià i la formació de Vilanova de Sau, que hom ha interpretat com un extrem de la transgressió ilerdiana. La totalitat dels sondatges petroliers realitzats a l’avantpaís han tallat la formació d’Orpí, excepte la de Lleida.

A les unitats pirinenques (Cadí, Port del Comte i unitat Sud-pirinenca Central), la formació del Cadí es desenvolupa amb gruixos importants, que donen relleus característics a la Garrotxa, a la serra del Cadí, al Port del Comte, a les Serres Marginals, a la conca d’Àger i a la conca de Tremp i Graus, especialment a l’W de la Noguera Ribagorçana. A les unitats del Cadí i Port del Comte, la formació ateny uns gruixos modestos, però cap a l’E de Bagà s’observa un canvi lateral cap a fàcies margoses més profundes (formació de Sagnari). Les calcàries d’alveolines tornen a aparèixer cap a la Garrotxa, on l’estructura tectònica de la zona fa difícil d’establir les relacions laterals entre les formacions del Cadí i Sagnari. Probablement, la línia d’afloraments que va des del Cadí fins a l’Empordà ens mostra un tall oblic d’una conca ilerdiana, l’orientació de la qual hom encara no pot precisar. Hom pot considerar la possibilitat que les margues de la formació Sagnari representin l’eix d’una conca d’orientació pirinenca, amb una zona S representada per les calcàries de les unitats al·lòctones de la Garrotxa. Cal remarcar que a Biure hi ha un canvi ràpid de fàcies de calcàries d’alveolines cap a bretxes i conglomerats relacionats amb el front d’encavalcament de Biure (Empordà).

Aquests tipus de relacions són més fàcils d’observar al sinclinori de la conca de Tremp, on la calcària d’alveolines es desenvolupa al flanc S en «onlap» sobre l’estructura del Montsec (Llimiana i Moror), i el flanc N ho fa sobre la continuació occidental de les estructures d’encavalcament de Bóixols a l’Areny, Serradui, Campo i Peña Montañesa, mentre que el centre de la conca es caracteritza per sedimentació margosa més profunda (secció de Fígols i Montllobar). La geometria d’«onlap», amb el pas lateral de calcàries a margues, és especialment clar a Llimiana i Moror. Localment es desenvolupen fàcies esculloses (Berganui i Coll de Merlí).

A l’W de l’Éssera, on el Garumnià passa a fàcies carbonàtiques, la calcària d’alveolines es diposita directament damunt la calcària paleocena i forma un relleu únic; en aquesta zona, la transgressió ilerdiana es caracteritza per un membre siliciclàstic basal, amb profusió d’estructures de marea, i de la calcària d’alveolines pròpiament dita (Peña Montañesa).

Al S del Montsec, la calcària d’alveolines s’estén damunt el Garumnià a les diverses unitats que componen les Serres Marginals, de vegades amb gruixos a l’inici de la transgressió. A la conca d’Àger, l’aflorament és continu al flanc S del sinclinal, però l’encavalcament del

Montsec impedeix d’observar-ne el flanc N. Només a la Passarel·la hom observa una formació de conglomerats calcaris amb alveolines, que probablement indiquen la presència del paleorelleu del Montsec que separava, a l’Ilerdià, les conques de Tremp i Àger.

En conjunt, hom pot considerar, doncs, l’Ilerdià com un episodi transgressiu a tot l’àmbit català, caracteritzat per una sedimentació carbonàtica soma (formació del Cadí), amb un desenvolupament local de fàcies margoses més profundes als eixos de les conques «piggy-back» (formacions de Sagnari i Fígols). Hom desconeix l’existència d’aparells detrítics importants d’aquesta edat, si s’exceptuen els afloraments de Biure relacionats amb l’emplaçament dels encavalcaments de l’Empordà.

El Cuisià

El Cuisià de la Conca de Tremp és un bon exemple de la distribució dels sediments dins d’una conca «a coll-i-be». Hom hi distingeix sis cicles d’agradació-degradació dins d’un conjunt de sediments de plana al·luvial propera a la costa. Els sediments provenen sobretot del N, on troben formacions conglomeràtiques de rius trenats. Cap al centre passen a planes fangoses per on circulen petits rius meandriformes, representats per cossos lenticulars de gresos. Més cap al S, els sistemes formen rius més importants, els quals tendeixen a drenar els materials cap a les zones deltaiques de l’W. L’organització cíclica sembla relacionada amb la reactivadó del relleu produïda pel moviment dels encavalcaments. Un impuls tectònic quedaria marcat per discordances a les vores de la conca i per degradació de la xarxa fluvial, seguida d’una breu invasió marina; després, l’erosió dels relleus reactivats produïria el rebliment de la conca amb materials al·luvials (agradació). Noteu la presència de falles contemporànies a la sedimentació, probablement resultat de la compactació dels materials argilosos subjacents (llerdià) pel pes dels sediments.

Albert Martínez, original de W. Nijman.

A les formacions carbonàtiques i margoses ilerdianes segueix una sedimentació detrítica arreu de l’àmbit pirinenc, com també a les vores de les serralades litorals. Aquesta sedimentació detrítica és representada per la formació de Corones, a la unitat del Cadí, i per les formacions de Roda, la Baronia i l’Ametlla, a les unitats del Montsec i les Serres Marginals. Aquestes formacions s’organitzen en seqüències de progradació. Així, a la unitat del Cadí, la progradació és representada per una seqüència vertical granocreixent, que inclou unes margues a la base, que verticalment passen a gresos litorals (localment amb formes acanalades i sovint biotorbades), les quals passen al seu torn a gresos i argiles roges d’origen fluvial. El conjunt és recobert d’un membre carbonàtic d’ambient restringit, caracteritzat per la seva laminació mil·limètrica, per la presència d’algues i per un contingut orgànic elevat que li donen la típica olor fètida. Aquest nivell laminat sovint és afectat per plecs disharmònics resultants de la resposta del material originàriament laminat al plegament general de la zona. Pràcticament hom pot reconèixer aquests elements des de la serra del Cadí fins a l’Empordà, encara que de vegades algun dels elements pugui faltar-hi, com és el cas del tram roig a l’àrea de l’Empordà. Cal remarcar que pot ésser difícil de diferenciar la part inferior margosa allà on prograda sobre les margues de Sagnari. Hom relaciona aquesta seqüència de progradació amb l’emplaçament d’encavalcaments, tal i com es veu a l’àrea de Biure.

Damunt les fàcies somes de la formació de Corones, hom troba una seqüència margosa d’aprofundiment, amb formació de pendents indicada per la presència de «slumps» i bretxes de talús. Aquestes bretxes d’origen gravitacional formen cossos d’extensió quilomètrica intercalats dins la sèrie margosa. Inclouen elements de les seqüències inferiors (calcària d’alveolines) englobats en una matriu amb foraminífers cuisians. Aquest conjunt, conegut com a formació d’Armàncies, es relaciona lateralment amb calcàries de plataforma (formació de Penya), les quals es desenvolupen especialment a les àrees de la Garrotxa i del Cadí i el Port del Comte.

A la conca de Tremp, el Cuisià es caracteritza per l’arribada de materials detrítics (gresos i conglomerats) en forma de progradacions deltaiques localitzades davant dues paleovalls importants, que es trobaven a les serres de Gurp i del Cis. Davant la paleovall de Gurp hom troba, en primer lloc, els Gresos Arcòsics i Conglomeràtics de l’Escala, que s’expandeixen de NE a SW directament en medi marí, i després la formació al·luvial de Montllobar. Aquesta formació inclou un sistema de cons al·luvials amb l’àpex a la sortida de la paleovall, que, com el precedent, s’expandeix cap al SW, i un sistema fluvial que el drena perpendicularment cap al NW, paral·lelament a l’eix de la conca i en direcció a la línia de la costa. Aquest conjunt té una dissimetria notable. Una secció transversal dóna la idea de com el sistema al·luvial del N representa el volum més important de sediment, i de com el sistema fluvial, de gruix comparativament més reduït, és sempre, per la progradació al·luvial, cap a la vora S de la conca, prop del flanc del Montsec.

Alguns dels afloraments de la formació de Montllobar han estat descrits com a característics de diferents tipus de sediments fluvials. Així, hom hi pot trobar seqüències típiques de rius trenats (com a la pista de Montllobar a Claramunt, o bé a la carretera del Pont de Montanyana a l’Areny), de rius sinuosos (com a l’aflorament de la barra del meandre de Montanyana) o bé de cossos gresosos que representarien el dipòsit d’un cinturó de meandres (el cas dels afloraments del barranc Gros). Més enllà de la vall de la Noguera Ribagorçana, el conjunt de la formació de Montllobar va passant cap a l’W, cap a fàcies d’ambients d’influència marina, com ara canals distributaris, llacunes interdistributàries i barres de desembocadura (formació de Castigaleu).

Esquema detallat de la progradació dels Gresos de Roda, amb indicació de les fàcies que componen el conjunt. El dibuix representa les relacions estratigràfiques a la riba esquerra de l’Isàvena. En qualsevol de les verticals, la successió esdevé menys profunda i més gresosa cap al sostre, com a resultat de la geometria progradant. Cal remarcar que la progradació de NE a SW no es fa d’una manera contínua sinó que és repetidament interrompuda per moments d’absència d’activitat deltaica (durant els intèrvals transgressius). Aquest avenç de la progradació deltaica per successives pulsacions s’interpreta com el resultat del joc combinat entre variacions de l’entrada de sediments (clima i tectònica) i variacions relatives del nivell de la mar (subsidència i eustatisme).

Albert Martínez, original de M. López-Blanco.

A l’altra paleovall, la de la serra del Cis, hi ha si fa no fa el mateix. La seqüència inferior és representada pels Gresos de Roda, i la superior pels Conglomerats de Sant Esteve del Mall, equivalent de la formació de Montllobar. Els gresos de Roda d’Isàvena són ben coneguts i han estat descrits per diversos autors; la seva interpretació ha estat polèmica, però actualment hi ha un cert acord a acceptar que la sedimentació dels gresos de Roda correspon a un domini deltaic lligat a un curs fluvial d’alt gradient (paleovall del Cis) i que prograda en un ambient marí on dominen els corrents de marea. La progradació general és cap al SW, tal i com queda indicat per l’orientació de l’estratificació en grans làmines obliqües. Els corrents de marea són en general perpendiculars a aquesta progradació, reprenen el sediment deltaic i el redipositen en forma de grans barres orientades cap al NW. Aquests sistemes progradants s’organitzen en seqüències d’ordre menor, que responen a variacions eustàtiques relatives resultants de la interacció entre eustatisme i subsidència diferencial.

La seqüència superior cuisiana dipositada davant la paleovall de la serra del Cis és la de Sant Esteve del Mall, que consisteix en un complex conglomeràtic resultant de l’apilament i la juxtaposició de cons al·luvials que arribaven directament a la zona costanera, a diferència dels de Montllobar, que ho feien a la plana al·luvial. Els dos sistemes deposicionals de Montllobar i Sant Esteve del Mall alimentaren conjuntament la conca de Montanyana, on es desenvolupà una plana al·luvial amb sistemes fluvials que drenava cap a mar oberta, a l’W, i passava successivament per les zones de plana deltaica superior, plana deltaica inferior, zona costanera i, finalment, talús, que connectava amb la conca més profunda. Aquest talús, situat geogràficament a l’W de la Foradada del Toscar (Sobrarb), és l’expressió morfològica de la rampa occidental de la unitat Sud-pirinenca Central, que, justament durant el Cuisià, s’estava desplaçant cap al S, al mateix temps que els sediments detrítics que s’acaben de descriure es dipositaven a la conca de Montanyana, portada a sobre per aquesta mateixa unitat.

Així, els dos factors fonamentals que controlen el rebliment de la conca fluvial de Montanyana són l’entrada de sediments i el drenatge o, més ben dit, l’agradació i la degradació. Els períodes d’agradació (acumulació vertical de sediments) corresponen naturalment a períodes amb predominància d’entrada de sediments dels sistemes de cons al·luvials d’origen pirinenc (paleovalls de Gurp i Cis), mentre que els períodes de degradació corresponen a situacions en les quals el perfil d’equilibri ha estat accentuat o rejovenit de tal manera que el sistema fluvial que drena axialment la conca cap a l’W és capaç de transportar amb eficàcia el material prèviament dipositat cap a les parts més profundes de la conca. Els períodes d’agradació i degradació se succeeixen alternativament.

Com que, alhora, l’agradació i la degradació són controlades per altres factors que hi interfereixen (creació de relleu, subsidència, eustatisme, clima, tectònica, etc.), es fa molt difícil de saber com actua cadascun d’aquests fenòmens. Sembla, però, que l’agradació i la progradació dels sistemes de cons al·luvials i l’erosió activa dels relleus originats prèviament per l’activitat tectònica són fenòmens correlatius que fan migrar l’eix de la conca cap al S. En canvi, la degradació, la caiguda del nivell de base i el rejoveniment del relleu poden ésser també fenòmens correlatius que retardarien aquesta migració. El resultat d’aquesta interacció fa que la migració de l’eix de conca tingui en general una trajectòria en ziga-zaga.

Al final del Cuisià, a la mateixa conca de Montanyana, una important fase de degradació produí una incisió de la xarxa fluvial damunt els materials al·luvials dipositats prèviament, i alhora activà els processos de captura del sistema fluvial de Corçà, de la veïna conca d’Àger, cap a la conca de Montanyana, a través dels incipients relleus del Montsec, amb la consegüent entrada de materials arcòsics de procedència meridional. Com a resultat d’aquest canvi paleogeogràfic es dipositaren els gresos de la formació de Castissent, sistema fluvial subsegüent a la incisió de la xarxa abans esmentada.

Cicles successius de degradació i agradació que constitueixen el conjunt de la formació de Castissent. Una primera degradació de la xarxa fluvial per caiguda del nivell de base i modificació del perfil provoca l’encaixament fluvial inicial (A-1). La vall encaixada és parcialment reblerta (agradació inicial), mentre que a la plana al·luvial s’hi desenvolupen sòls rojos per oxidació subaèria (A-2). En continuar l’agradació s’instaura un tercer estadi (A-3), durant el qual el rebliment sobrepassa el nivell topogràfic precedent, amb la consegüent inundació de la plana al·luvial i la formació de sòls hidromorfs de colors ocres. Una nova fase d’encaixament (degradació) erosiona bona part dels sediments anteriors (B-1). La repetició tres vegades del procés de degradació-agradació dóna per resultat l’estructura complexa que s’observa com a característica del sistema fluvial de Castissent (C-4).

Albert Martínez, original de M. Marzo, W. Nijman i C. Puigdefàbregas.

La formació de Castissent és un bon exemple de sistema fluvial dins una conca «a coll-i-be». Aquesta formació té uns 20 m de gruix i uns 4 km d’amplada a la localitat tipus. Longitudinalment, segons la direcció del paleocorrent, té una extensió cartogràfica d’uns 40 km des de la vall de la Noguera Ribagorçana fins a la vall de l’Éssera. És constituïda per un conjunt de barres i dipòsits de canal, i cada canal fa entre 100 i 150 m d’amplada i entre 8 i 10 m de fondària en períodes de crescuda. S’hi poden distingir dipòsits propis de rius trenats i dipòsits de rius sinuosos; els primers són més freqüents als trams proximals del sistema (entre Castellnou del Montsec i la Móra de Montanyana), mentre que els segons es van fent cada vegada més freqüents aigües avall, fins a ésser dominants a la vall de l’Isàvena, on el sistema pren un caràcter distributiu propi de l’ambient de plana deltaica. A la zona proximal, als afloraments situats entre Castissent i la carretera de Tremp a Montanyana, aquest canvi (de caràcter trenat a sinuós) també es veu en sentit vertical, com a conseqüència de l’envelliment del sistema fluvial a mesura que es restableix el perfil d’equilibri. Aquestes observacions han permès de distingir també, dins la formació de Castissent, fases d’agradació idegradació successives, semblantment al que hem descrit per al conjunt de la conca de Montanyana, però a una escala més petita i, concretament, pel que fa a l’àmbit de la formació; és a dir, que aquell control que la tectònica, la subsidència, la creació de relleu, l’entrada de sediments, l’eustatisme i el clima exerceixen en combinació sobre la sedimentació, actua, a qualsevol escala, en les conques «a coll-i-be» d’avantpaís.

Al S del Montsec, a la conca d’Àger, les coses no són gaire diferents. El Cuisià hi és representat primer per un conjunt inferior, els Gresos de la Baronia, que s’interpreta com un complex d’estuari dominat per corrents de marea, seguit d’una progradació deltaica, que inclou les Margues de la Passarel·la i els Gresos de l’Ametlla. En aquest cas, la progradació és de S a N. Per damunt i discordantment sobre els gresos de l’Ametlla i dels seus equivalents laterals carbonàtics hi ha la formació fluvial de Corcà, d’una accentuada composició arcòsica, que té un caràcter transicional a la base i, cap al sostre, va adquirint caràcter continental, alhora que augmenta de gruix, i augmenta l’extensió de les capes gresoses i la mida del gra; la seva edat cuisiana la fa equivalent a la formació de Montllobar, situada a la conca de Tremp, al N del Montsec.

Si s’integren els elements de les conques de Tremp i d’Àger, es pot considerar el conjunt com una sola conca que rep materials del N (Pirineus) i del S (avantpaís), o bé materials pirinencs més orientals (zona del Segre) que han estat deflectits segons les direccions dels eixos de les conques. Aquesta conca, considerada en conjunt, és en realitat dividida en dues subconques, la de Tremp, al N, i la d’Àger, al S, com a conseqüència de l’estructuració del Montsec. La dissimetria estructural del sinclinal d’Àger demostra clarament que l’encavalcament del Montsec era ben actiu durant la sedimentació dels materials de la conca d’Àger.

A l’avantpaís, el Cuisià està mal caracteritzat. No s’hi coneixen plataformes carbonàtiques cuisianes, encara que el fet que estiguin ben desenvolupades als Pirineus occidentals (a l’W del Cinca) fa pensar que n’hi podrien haver per sota dels encavalcaments de la unitat Sud-pirinenca Central. Als sondatges petroliers i als afloraments de la Serralada Prelitoral es reconeix una sèrie argilosa vermella, situada per damunt de la calcària d’alveolines, que podria correspondre al Cuisià; però com que és molt difícil de separar aquests materials dels del Lutecià, de característiques semblants, hom utilitza el terme de grup de Pontils per a referir-se en general a les formacions detrítiques vermelles d’edat cuisiana-luteciana de l’avantpaís.

El Lutecià

La característica sedimentària més important del Lutecià és l’acumulació de grans prismes detrítics progradants, al·luvials i deltaics, que se situen preferentment en les parts de la conca que foren prèviament aprofundides durant el Cuisià. El marc estructural és configurat per la propagació de la seqüència «a coll-i-be» d’encavalcaments: les làmines encavalcants més importants han fet ja la part més important del seu recorregut durant el Cuisià, i ara es propaguen els encavalcaments més externs de les Serres Marginals. Això fa que la unitat Sud-pirinenca Central i la unitat de l’Empordà es configurin en el Lutecià com a zones altes sotmeses a l’erosió, mentre que les conques de Ripoll i del Sobrarb actuen com a receptors importants de sediments detrítics.

Així, a la conca de Ripoll, després de l’aprofundiment que caracteritza la seqüència cuisiana d’Armàncies, hi trobem la sedimentació turbidítica profunda de Campdevànol o sèrie turbidítica de Campdevànol. Es tracta d’una sèrie d’uns 1000 m de gruix màxim, dipositada en un temps curt i amb una tendència estratocreixent, de manera que els bancs gresosos més importants i amb formes acanalades es troben a la part alta de la sèrie. Hi són freqüents els «slumps» i els dipòsits de «debris flow». L’aflorament de la carretera de Sant Jaume de Frontanyà podria ésser considerat com a sèrie tipus. Un cas particular seria l’olistòlit del riu Arija, gran bloc de materials triàsics inclòs en les turbidites, encara que cal no bandejar la hipòtesi d’un emplaçament lligat a la tectònica d’encavalcament de la unitat inferior del Pedraforca. Aquestes turbidites, tot i ésser pròpies d’aigües profundes, es caracteritzen per l’absència de la fauna marina (no s’hi troba ni tan sols ressedimentada), que és tan abundant en d’altres formacions turbidítiques de la mateixa edat, com ara les del grup d’Hecho, als Pirineus occidentals. En canvi, s’hi troben motlles de cristalls de sal i indicis d’un medi hipersalí, amb aigües ben estratificades. Sembla que es tracta, doncs, d’una conca profunda, restringida i ràpidament subsident. L’emplaçament del mantell inferior del Pedraforca podria haver estat el responsable del confinament temporal de la conca de Ripoll.

Succeeix verticalment la sèrie turbidítica de Campdevànol una formació de guixos, descrita amb el nom de Guixos de Beuda, que aflora d’una manera discontínua, tant en el flanc meridional com en el septentrional del sinclinal de Ripoll. Els estudis petrogràfics que s’han fet fins ara permeten de distingir-hi un tram inferior, laminat i microcristal·lí, que forma la major part de la sèrie, seguit d’un tram intermedi, amb pseudomorfs de cristalls de guix prismàtic, i un nivell superior de guix modular. Aquesta seqüència s’interpreta com un cicle evaporític regressiu, des d’un medi amb làmina d’aigua relativament profunda fins a un medi evaporític, amb inundacions periòdiques. La formació de guixos de Beuda, formada en condicions subaquàtiques i restringides, s’estén sobre tota la unitat del Cadí i també sobre l’avantpaís (Banyoles). De vegades, presenta un aspecte bretxoide, com és el cas dels afloraments del riu Burró. A causa de l’absència de fòssils, tant aquesta formació com la de les turbidites de Campdevànol són difícils de datar i es fa igualment difícil de detectar-hi diacronies; l’únic element que permet la datació és la presència de nummulits ressedimentats del Lutecià inferior, que precedeixen immediatament els guixos prop del coll de Marolla. Hom interpreta que hi ha alguna relació entre l’aprofundiment i el confinament de la conca cuisiana de Ripoll —amb la sedimentació de les fàcies de Campdevànol i Beuda—, i l’emplaçament contemporani de la unitat del Pedraforca, ja que aquest, en la seva progressió, podia haver creat un solc profund, amb sedimentació turbidítica al front, que hauria estat progressivament confinat fins a atènyer les condicions òptimes per a la sedimentació de guixos.

El sondatge del Serrat ha tallat importants gruixos de guixos per sota de la unitat del Cadí. Les interpretacions de l’estructura de la Garrotxa obliguen a situar aquests guixos com a equivalents laterals, en part, de les turbidites de Campdevànol, però, d’altra banda, les darreres cartografies detallades del sinclinal de Ripoll semblen indicar que els guixos es disposen d’una manera diacrònica, pujant d’edat cap al SW; si això és així, la disposició de les línies isòcrones, amb una forta inclinació cap al SW, indicaria una progradació d’un sistema detrític, amb formació de guixos de forma discontínua a la zona de trànsit marí-continental. La complexitat tectònica i les condicions d’observació desfavorables fan que aquestes relacions laterals entre formacions s’hagin de considerar com una proposta provisional mentre hom no disposi de dades més precises.

Les formacions detrítiques superiors

Finalment, cal esmentar les formacions detrítiques superiors. Els guixos de Beuda són succeïts verticalment per un sistema deltaic progradant, que en general inclou unes margues de conca i prodelta, uns gresos de front deltaic i uns gresos i conglomerats amb lutites roges de plana al·luvial. Aquesta successió vertical es fa sempre d’una manera molt gradual, amb una tendència general granocreixent.

Una sèrie tipus d’aquesta formació és la que aflora a la carretera de Joanetes a Torelló pel coll de Bracons. A la part baixa hi ha les Margues de Banyoles que, a mesura que hom puja cap al sostre, van tenint cada vegada més nivells llimosos i sorrencs intensament biotorbats; els nivells sorrencs van augmentant de gruix i freqüència, i aviat s’hi comencen a reconèixer estructures formades per onades i corrents, fins que finalment s’arriba als potents bancs de gresos (Gresos de Bracons), amb grans estratificacions creuades. El sostre de la formació de gresos és més aviat abrupte, i dóna pas a una sedimentació de plana deltaica inferior, amb dipòsits de llacuna i canals distributaris, i finalment a la sèrie roja coneguda com a formació de Bellmunt, amb canals fluvials més aviat de geometria plana i litologia conglomeràtica, amb elements poligènics, sovint carbonàtics i excepcionalment granítics, de tal manera que el conjunt caracteritza un ambient de plana deltaica superior. Segons les mesures de paleocorrents i segons l’expressió cartogràfica de les relacions entre aquestes tres formacions, sembla que el sentit general de la progradació deltaica és cap al SW. Segons això, si hom es desplaça cap al N trobarà termes cada vegada més proximals de la progradació deltaica i fàcies prodeltaiques cada vegada menys desenvolupades. L’encavalcament de Vallfogona fa impossible d’observar aquesta transició, però més cap al N, als afloraments del sinclinal de Ripoll (unitat del Cadí), es pot reconèixer, sobre els guixos de Beuda, una sèrie de gresos progradants (Gresos de Coubet), organitzats en seqüència granocreixent, també amb freqüents estratificacions creuades, que cap al sostre són succeïdes per la típica sèrie roja conglomeràtica, semblant en tot a la sèrie de Bellmunt. La carretera d’Olot a Sant Joan de les Abadesses permet d’observar aquesta successió en detall. Efectivament, la sèrie del coll de Coubet es pot reconèixer, amb certes variacions locals, al voltant de tot el sinclinal de Ripoll. A l’W de Ripoll sembla que hi ha més representades les fàcies lacunars que no els típics gresos de front deltaic de Coubet. S’arriben a desenvolupar alguns petits esculls a l’altura de Borredà. Això es manté igual cap a l’W fins al peu de la rampa oriental de la unitat inferior del Pedraforca, on hi ha una important acumulació de conglomerats i bretxes, els quals passen lateralment i s’intercalen a la sèrie que s’ha descrit abans com a Coubet-Bellmunt; encara que atenyin gruixos importants, la seva extensió és clarament limitada a les proximitats dels relleus que fossilitzen. A l’E d’Olot, i sempre sobre la unitat del Cadí, la formació de Coubet hi aflora residualment, mentre que la formació de Bellmunt ha estat erosionada. A l’E de la falla d’Albanyà, la sèrie és completa, i hi ha un desenvolupament important de la formació de Bellmunt, que acaba per recobrir les unitats tectòniques de l’Empordà.

Pel que fa a la unitat Sud-pirinenca Central, no s’hi coneixen dipòsits lutecians. El més probable és que aquesta unitat hagi estat, durant el Lutecià, una zona elevada, productora de materials detrítics, que foren acumulats als flancs laterals, com és el cas més notable del sistema de conglomerats al·lúvio-deltaics de Campanué, a la vall de l’Éssera; aquests conglomerats, dipositats sobre el talús estructural del marge occidental de la unitat del Cotiella, passen a nodrir directament la conca turbidítica d’Ainsa, mitjançant un sistema de canyons submarins que afloren espectacularment a Besians, Formigales i Xaro.

Els grans aparells detrítics del Lutecià prograden sobre l’avantpaís i passen lateralment a fàcies més fines i alhora de gruixos més petits. Com a fàcies meridionals de la conca es desenvolupen plataformes carbonàtiques amb abundant fauna de nummulits: és la formació de Tavertet, que aflora remarcablement i forma el cingle del Far i Tavertet, i continua, tot reduint-se de gruix, fins a desaparèixer, prop de Vilalleons. Des de l’aflorament més septentrional (el Far i la Salut) fins al més meridional (Vilalleons) es pot reconstruir una plataforma d’uns 10 km d’amplada, amb un talús o rampa orientat cap al N, que s’estén lateralment cap a l’W per sota dels sediments més recents (segons les dades dels sondatges petroliers) fins a quedar probablement recoberta per la unitat Sud-pirinenca Central. Alguns afloraments carbonàtics de les Serres Marginals es poden atribuir al Lutecià, però sobretot les calcàries lutecianes es desenvolupen amb grans gruixos a la serra de Guara.

L’Eocè superior

Les formacions conglomeràtiques de la Pobla de Segur dipositades durant l’Eocè superior i l’Oligocè són una gran acumulació de materials grollers de cons al·luvials situats al peu del relleu creixent de l’apilament antiforme de la Zona Axial. El dibuix mostra un mapa del sector de Collegats i el Flamicell, on s’hi representen les successives formacions conglomeràtiques amb les corresponents direccions de transport. A dalt a la dreta hi ha representada una síntesi estratigràfica, en secció aproximadament NE-SW, on bàsicament s’hi distingeix un paquet inferior, relacionat amb petits encavalcaments fora de seqüència; aquests conglomerats són d’origen local i contenen majoritàriament còdols de calcàries mesozoiques, mentre que el paquet superior és de caràcter poligènic, amb còdols provinents de la unitat de les Nogueres i de la Zona Axial. A baix, el tall geològic A-A’ il·lustra la relació amb les estructures d’encavalcament del substrat. El conjunt d’aquestes formacions conglomeràtiques és característic de la darrera fase de l’evolució de la conca d’avantpaís a les proximitats dels relleus actius.

Albert Martínez, original de D. Mellere.

El context estructural de l’Eocè superior i l’Oligocè al vessant S dels Pirineus és marcat per dos trets importants: d’una banda, el creixement de l’apilament antiforme de la Zona Axial, i d’altra banda l’emplaçament de les darreres (inferiors) làmines encavalcants (làmines del Cadí, Serres Marginals, Gavarnie), que comporta la formació d’un sistema d’encavalcaments i la reactivació parcial, fora de seqüència, d’encavalcaments previs. La conseqüència primera és la reactivació general del relleu, i, com a resposta, la deposició d’importants masses de conglomerats a la vora de la conca, particularment davant els punts paleogeogràfics de drenatge més fàcil. En els àmbits d’influència marina, com a les conques de Vic i Jaca, el cicle sedimentari de l’Eocè superior comença amb unes fàcies transgressives, on els primers materials d’origen deltaic són àmpliament redistribuïts per corrents de marea (gresos glauconítics de Folgueroles, i de Sabiñánigo i de Rodellar, a l’Aragó). Aquests materials es disposen en contacte net sobre les seqüències lutecianes, o bé discordantment si aquestes són afectades per estructures prèvies.

Com que al llarg de l’evolució de la conca d’avantpaís l’eix de la conca s’ha anat desplaçant cap al S (com a conseqüència de la tectònica d’encavalcaments), hom es troba que els materials de l’Eocè superior i l’Oligocè es dipositen majoritàriament sobre l’avantpaís. Després del primer esdeveniment transgressiu (Gresos de Folgueroles i de Collbàs) segueix una important progradació al·lúvio-deltaica, que generalment comprèn una formació margosa de conca i de prodelta (Margues de Vic i Igualada), gresos de front deltaic formant seqüències granocreixents (Gresos de Rocacorba i Milany) i una sèrie al·luvial roja. Aquest gruix de progradació detrítica acaba per reblir la conca i es forma un cinturó d’esculls (la Tossa, Collsuspina, la Trona, Sant Llorenç de Morunys i Oliana), que precedeix immediatament la formació del «tap» evaporític al centre de la conca (sals de Cardona) que, al final de l’Eocè, marca la fi de la influència marina a l’avantpaís sud-pirinenc. Aquesta sèrie de l’Eocè superior aflora sobretot a la vora SE de la conca, prop de la Serralada Litoral, a Sant Llorenç de Morunys i a Oliana. Segons la informació que han donat els sondatges petroliers, el marge S de la conca marina de la Tossa fins a Basella i les formacions margoses i evaporítiques que encara afloren a Oliana, estarien encavalcades per la unitat Sud-pirinenca Central.