Els marges oriental i meridional al sector català de la Conca de l’Ebre: el Paleocè i l’Eocè

Unitats litostratigràfiques de la vora SE de la Conca de l’Ebre. Unitats inferiors: 1 Fm Mediona, 2 Fm Orpí. Unitats terrígenes marginals del sector septentrional: 3 Fm Cairat, 4 Fm Vilanova de Sau, 5 Fm Romagats, 6 Fm la Salut, 7 unitats de bretxes marginals, 8 Fm o grup de Sant Llorenç del Munt, 9 Fm Sant Llorenç Savall, 10 Fm Vacarisses, 11 Fm o grup de Montserrat, 12 conglomerats i gresos de Gallifa. Unitats marines i de transició del sector septentrional: 13 Fm Tavertet, 14 Fm Banyoles o de Coll de Malla, 15 Fm Folgueroles, 16 Fm Centelles (en part equivalent a la formació de Collbàs). Unitats transicionals i continentals dels sectors central i meridional (grup de Pontils i Cornudella): 17 Fm Santa Càndia, 18 unitat lutítica d’Horta de Sant Joan, 19 unitat carbonàtica de Gandesa, 20 unitats del complex d’Ulldemolins, 21 Fm Carme, 22 Fm Valledeperes, 23 Fm Fontanelles, 24 Fm Bosc d’en Borràs - la Morera, 25 Fm la Portella, 26 Fm la Pobla de Claramunt. Unitats marines i de transició del sector central del marge català (conca d’Igualada): 27 Fm Collbàs, 28 Fm Igualada, 29 Fm la Tossa, 30 Fm Odena. Unitats al·luvials dels sectors central i meridional: 31 unitats de bretxes marginals, 32 Fm Sant Miquel de Montclar, 33 Fm Montblanc, 34 Fm Blancafort, 35 Fm d’Artés (en sentit ampli), 36 Fm Montsant, 37 Fm Margalef, 38 Fm Flix, 39 Fm Casp i de lutites de la Cuesta de Fraga, 40 Fm Solsona i Sarinyena. Unitats lacustres dels sectors centrals i meridionals de la conca: 41 Fm Sarral (sistema lacustre de l’Anoia), 42 Fm Calaf (sistema lacustre de la Segarra), 43 Fm Tàrrega (sistema lacustre de l’Urgell), 44 Fm Mequinensa (sistema lacustre dels Monegres), 45 Fm Torrent de Cinca.

Biopunt, original de P. Anadón i F. Colombo (1979), modificat per L. Cabrera segons Anadón i altres (1991) i Colombo i altres (1991).

Tractarem a continuació del registre sedimentari de l’inici del Paleocè fins al Priabonià inferior als sectors nord-orientals i al marge meridional de la Conca de l’Ebre. S’inclouen en aquests sectors l’àrea del Berguedà i la Garrotxa, l’àrea situada entre les Guilleries i el Congost (la conca de Vic), l’àrea compresa entre aquest riu i Montserrat, l’àrea compresa entre Montserrat i el Francolí (la conca d’Igualada), l’àrea compresa entre els rius Francolí i Tastavins, els complexos escullosos del Bartonià i el Priabonià inferior i la conca evaporítica de Cardona.

El sector de la Conca de l’Ebre del Berguedà i la Garrotxa

El sector nord-oriental de la conca d’avantpaís de l’Ebre és constituït per una successió sedimentària paleògena, dipositada sintectònicament, de més de 5000 m d’espessor. Els materials varien, a grans trets, des de fàcies detrítiques grolleres continentals en zones proximals (situades al N i a l’ W) a fàcies detrítiques fines o carbonàtiques marines cap al centre de la conca.

Les unitats estratigràfiques

Síntesi estratigràfica de les unitats del Paleogen al sector del Berguedà i la Garrotxa.

Biopunt, original d’O. Riba.

Les unitats estratigràfiques diferenciades per tal d’obtenir un esquema sedimentari útil a l’hora d’interpretar l’evolució de la conca s’han fet a partir dels següents criteris: s’han agrupat conjunts d’estrats genèticament lligats, amb límits no creuats per línies d’isocronia i representats a escala de tota la conca. Aquests límits corresponen, per tant, a fenòmens o events al·locíclics, i els grups d’estrats que s’individualitzen corresponen a unitats al·lostratigràfiques. Els límits poden correspondre a discontinuïtats, en el sentit de falta de continuïtat en la deposició, ja sigui relacionada amb un hiatus erosiu (per exemple discordança angular, etc.) o bé amb un hiatus deposicional (per exemple nivell de condensació); o bé poden correspondre a variacions brusques en l’evolució vertical de les fàcies a escala regional (interrupció sedimentària); o bé a canvis bruscs en l’evolució seqüencial (ruptura sedimentaria). Hom farà un repàs d’aquestes unitats, de la base al sostre.

La unitat del Puigsacalm inferior

El trànsit entre l’Eocè mitjà i l’Eocè superior és caracteritzat, a escala de la conca, per una important transgressió marina, contemporània a l’emplaçament d’unitats estructurals en el domini pirinenc; la combinació d’ambdós factors provocà respostes sedimentàries diverses en la conca. La unitat del Puigsacalm inferior constitueix la unitat basal de l’Eocè superior en l’extrem nord-oriental de la conca d’avantpaís de l’Ebre. La provinença oriental dels seus materials representa un canvi important en les condicions de sedimentació, en contrast amb la provinença bàsicament septentrional dels materials de la unitat subjacent.

Hom diferencia tres sectors en l’àrea compresa entre les poblacions de Berga i Olot: el sector septentrional (franja al S de l’encavalcament de Vallfogona), el sector central (anticlinal de Bellmunt) i el sector meridional (Plana de Vic). Les diferències entre aquests tres sectors rauen sobretot en la potència de la unitat, en les fàcies i en les litologies presents. Pel que fa a la potència de la unitat, s’observa una forta disminució des del sector meridional, on té uns 500 m, cap al sector septentrional, on la unitat arriba a desaparèixer; si bé la disminució de potència és progressiva, hi ha indrets on es produeix de manera brusca, mitjançant un esglaó vertical d’ordre decamètric. El límit inferior de la unitat es reconeix pel canvi brusc de fàcies respecte dels sediments de la unitat infrajacent, que en qualsevol vertical són de característiques més proximals. En molts indrets apareixen també nivells de condensació faunística, superfícies endurides («hard grounds») i glauconita. En el sector septentrional el límit és representat per una discordança angular. El límit superior de la unitat és caracteritzat per un nivell de condensació. La unitat mostra una tendència granodecreixent.

El sector septentrional té una potència màxima de 70 m. Inclou un tram basal conglomeràtic, procedent del retreballament de materials de la unitat infrajacent, seguit d’un tram gresós amb restes bioclàstiques disperses i de contingut glauconític abundant especialment cap al sostre.

El sector central inclou, de base a sostre, tres trams. El tram basal és compost per nivells de gresos fins, i, en menor proporció, llims biotorbats, interstratificats amb nivells de gresos mitjans i microconglomerats, on s’observen ondulacions de gran llargada d’ona, i «ripples» simètrics; aquests nivells de granulometria grollera augmenten cap al sostre i, especialment en els nivells de granulometria grollera, apareixen acumulacions de glauconita. Aquest tram ha estat interpretat com un dipòsit d’ambient litoral, per sota del nivell de base de les onades en període de bon temps, on dominava l’acció de l’onatge. Aquestes fàcies passen transicionalment en la vertical al tram mitjà, compost per gresos grollers, on són molt nombroses les laminacions encreuades a gran escala, les estratificacions encreuades, l’estratificació sigmoidal i els «ripples». És de destacar l’abundant contingut de glauconita del sediment. Hom pensa que es tracta de dipòsits litorals, dipositats per sobre del nivell de base de les onades, dominats per l’acció de l’onatge i de les marees. El tram superior, situat en el sostre de la unitat, el componen gresos fins biotorbats i massius; cap a l’E (el Puigsacalm) s’intercalen, de manera transicional, gresos mitjans i grollers de característiques similars a les dels gresos descrits en el tram subjacent. En conjunt, les fàcies d’aquest tram s’interpreten com a pertanyents a ambients d’«off-shore» i plataforma, amb desenvolupament de fàcies més proximals (litorals) cap a l’E.

Al sector meridional, la successió estratigràfica és semblant a la descrita en el sector central, ja que inclou la continuació dels tres trams descrits per la successió central, si bé la seva potència es va reduint progressivament cap al S. Com a tret diferencial, cal destacar que en una posició equivalent a la dels trams basal i intermedi, i a través d’un trànsit lateral aparentment no transicional, apareix una formació gresosa de característiques particulars (formació Gresos de Folgueroles), constituïda per una sèrie decamètrica de gresos grollers amb glauconita abundant, en la qual són molt presents les estratificacions creuades a gran escala, principalment les del tipus «sand wave». Es considera dipositada en un medi mareal.

La unitat del Puigsacalm inferior, en l’àrea compresa entre les localitats de Berga, Vic i Olot, és el resultat de la sedimentació d’un o diversos sistemes daltaics provinents bàsicament de l’E, i dominats per l’acció de les onades i les marees; a l’àrea de l’Empordà (encara poc estudiada) mostra característiques fluvials en alguns punts, i un desenvolupament cap al N i cap a l’W. La important presència de glauconita indica una sedimentació lenta, lligada a la pujada relativa del nivell de la mar que es produí durant l’anomenada «transgressió biarritziana».

La unitat del Puigsacalm mitjana

Es compon d’un conjunt massiu de llims i gresos fins. La seqüència general és granodecreixent, indica un aprofundiment de la conca i fou dipositada en un estadi transgressiu. Els materials sedimentaris a la conca tenen procedència bàsicament oriental. Tots aquests factors configuren un esquema molt similar al descrit per la unitat subjacent. La potència de la unitat oscil·la entre els 100 i els 200 m. S’atascona ràpidament cap al N, en les proximitats de la vora septentrional de la conca (al S de l’encavalcament de Vallfogona). Els límits inferior i superior són marcats per sengles nivells de condensació, amb abundant glauconita i ferruginitzacions (superfícies endurides).

Les fàcies d’aquesta unitat són relativament monòtones: llims gresosos massissos biotorbats, amb escasses intercalacions de gresos (probablement corresponents a capes de tempesta distals) molt fins, en els quals es poden observar laminacions paral·leles i ondulades molt laxes; el contingut bioclàstic és escàs, i augmenta lleugerament cap al sostre de la unitat. La unitat mostra unes característiques particulars a l’E de la falla d’Amer, en les proximitats del Coll d’En Bas, on la sèrie és representada per una alternança de margues i llims gresosos amb nivells carbonàtics i gresosos grollers, en els quals apareixen nombroses estratificacions encreuades i s’identifica una certa ciclicitat de tendència estratocreixent i granocreixent. Hom hi ha reconegut una associació faunística de nummulits (Nummulites perforatus, N. hottingeri, N. praegarnieri, N. beaumonti i N. colomí) que indica una edat bartoniana; l’abundància de restes vegetals també n’és una característica distintiva. En les localitats on ha estat mesurada la potència més gran, són nombroses les discordances intraformacionals cap al seu sostre. Les fàcies d’aquesta unitat han estat interpretades com a dipositades en un ambient de plataforma, i hi apareixen fàcies litorals en posicions orientals. Les discordances intraformacionals s’interpreten com el producte d’un procés d’inestabilització en la conca.

Cal destacar la presència, al N d’Alpens (i, per tant, en les proximitats de la vora septentrional teòrica de la conca), d’un cos gresos canaliforme d’1 km de llargada i 15 m de gruix màxim, situat immediatament per dessota del nivell de condensació del sostre de la unitat, adjacent a un nivell amb discordances intraformacionals. Presenta estratificació solcada de mitjana escala, i hi ha també estructures de corrent de menor magnitud. La granulometria del gres és grollera i no conté pelita en l’interior. La presència d’aquest cos de característiques gairebé fluvials, erosionant materials de plataforma més distals i més pregons, indueix a pensar que pogué existir una caiguda relativa del nivell de la mar prèvia al desenvolupament d’aquest canal gresos. A partir d’aquest esquema, podria associar-se aquest cos a un «lowstand systems tract», en què el nivell de correlació situat al sostre correspon a una superfície transgressiva. L’atasconament cap al N de la unitat pot ésser explicat llavors, almenys parcialment, per erosió.

La unitat del Puigsacalm superior

Aquesta unitat marca el retorn a unes condicions de sedimentació detrítica grollera en el marge N de la conca d’avantpaís, mitjançant el desenvolupament de sistemes deltaics i al·luvials que es mantindran en activitat fins entrat l’Oligocè.

El límit inferior de la unitat correspon a un nivell de condensació, que és ben desenvolupat en el sector nord-occidental (franja entre Berga i Alpens). En el bloc superior de l’encavalcament de l’Abocador, en posició nordoriental (franja entre Ripoll i Olot), la unitat se situa directament damunt els gresos glauconítics de la unitat del Puigsacalm inferior, i existeix un canvi brusc de fàcies entre ambdues unitats. El límit superior correspon novament a un conjunt de nivells de condensació, situats a la base de la formació de margues de Vidrà, acompanyat d’un canvi de fàcies de gran extensió areal.

Hi ha una clara diferència litològica i de fàcies en les successions estratigràfiques d’ambdues vores de la conca; a la vora N apareixen dos episodis progradacionals de sistemes de ventalls deltaics, de procedència septentrional, de 350 m de potència; a la vora meridional es desenvolupà una plataforma mixta, amb influència de sistemes detrítics poc energètics i creixement de cossos escullosos, que es féu més distal cap al NW, i amb una potència de sediments que decreix progressivament cap al S.

A la vora N, cadascun dels episodis progradacionals de ventalls deltaics té les següents successions estratigràfiques: un interval margós basal, amb nivells turbidítics de gresos fins i mitjans, en fàcies prodeltaica i de plataforma, que passa transicionalment en la vertical a un conjunt de gresos amb margues interstratificades, ordenat en cicles estratocreixents i granocreixents, on el percentatge relatiu de gres i pelita varia segons la distalitat del cicle. En fàcies de front deltaic, el gres és predominant, amb abundants estructures de tipus «ripple», que indiquen retreballament per onatge. Estructures de tipus «slump» i «pillow» són abundants a la base del cicle. Alguns d’aquests cicles poden estar truncats en el sostre per canals gresoso-bioclàstics, i s’interpreten com a barres de desembocadura de canal. Altres, amb fauna abundant tant en les pelites com en els gresos, biotorbació important i estructures originades per onatge, els interpretem com a dipòsits de badia interdistributària o litorals. Envers el N, les fàcies de front deltaic donen pas transicionalmenta les de plana deltaica i al·luvial. Són constituïdes per nivells d’argiles roges, llims i gresos fins, interstratificats amb nivells de conglomerats i gresos grollers. Es pot considerar que aquest conjunt de sediments constitueix un sistema de deltes al·luvials dominats per fenòmens de «crevasse» i d’onatge amb una polaritat essencialment meridional.

A la vora meridional, les fàcies representades en la plataforma engloben un variat conjunt de litologies, i afloren, bàsicament, en el flanc meridional de l’anticlinal de Bellmunt. La litologia predominant és de gresos fins i bioclàstics. Poden estar ordenats en cicles estratocreixents i granocreixents, i presentar molta biotorbació (i en aquest cas s’interpreten com equivalents distals de cicles de «nearshore»). En posicions més nord-orientals i, per tant, més distals, els gresos són de granulometria més fina i estan molt biotorbats. No s’hi distingeixen cicles. El contingut bioclàstic és relativament abundant. Hom hi ha reconegut una associació faunística, formada per esponges (Pseudoguettardia thiolati, Craticularia, Xylospongia i Placoscyphia), típica de la zona afòtica. Una altra litologia ben representada són les calcàries noduloses bioclàstiques, amb coralls i algues roges, interpretades com a fàcies esculloses, que apareixen cap al sostre de la unitat, i són més distals cap a l’W.

La unitat de Vidrà inferior

Indica la continuïtat de les condicions de sedimentació detrítica, de provinença principalment septentrional, en aquest sector de la conca d’avantpaís sud-pirinenca. La base de la unitat és caracteritzada per una transgressió marina important. Els ventalls deltaics de la unitat són extensius respecte dels ventalls deltaics pertanyents a la unitat del Puigsacalm superior, assolint posicions més meridionals en la seva progradació. El límit basal se situa en el contacte entre el potent tram margós de la formació de Margues de Vidrà i els sediments més grollers de la unitat infrajacent del Puigsacalm superior. El contacte sol estar caracteritzat per la presència de nivells de condensació, amb acumulacions bioclàstiques i glauconització abundants. La unitat de Vidrà inferior limita pel sostre amb la unitat de Vidrà superior, mitjançant un contacte de característiques idèntiques a les descrites pel límit basal.

El conjunt de la unitat és integrat per dos episodis progradacionals de sistemes de ventalls deltaics, amb un total de 300 m de potència. S’hi han distingit tres associacions de fàcies principals: fàcies de plana deltaica i al·luvial, fàcies de front deltaic i fàcies de prodelta.

El primer episodi progradacional té una potència de 125 m. Els sediments més distals són margues amb nivells fossilífers, que contenen en la part basal nombrosos nivells bioclàstics (principalment discociclínids) i en alguns casos nombroses restes bioclàstiques glauconititzades; la resta del tram margós presenta una fàcies més homogènia, amb fauna abundant (briozous, equínids i discociclínids), que ocasionalment pot incloure algun nivell de concentració bioclàstica. Hom considera que part d’aquests nivells bioclàstics són seccions condensades que resulten de taxes molt baixes de sedimentació, especialment els que presenten glauconitització i es troben en la part basal del tram margós; la resta pot tractar-se de dipòsits originats per fenòmens tempestuosos. Les margues es dipositaren en ambients prodeltaics. Transicionalment en la vertical apareix un conjunt gresos amb pelita interstratificada, que té molta menys fauna i que és ordenat en cicles estratocreixents i granocreixents. L’estratificació dels gresos és horitzontal, i presenta en ocasions laminació creuada planar, sigmoïdal o solcada. Es pot reconèixer en aquests sediments la coexistència de la influència fluvial, mareal i d’onades. Aquests cicles estratocreixents i granocreixents corresponen a dipòsits de front deltaic i litorals, segons la seva relació o no amb canals distributaris o processos d’onatge. Les fàcies de front deltaic del primer episodi progradacional desapareixen en el flanc S de l’anticlinal de Bellmunt, per tant, en posicions molt més meridionals que en els ventalls deltaics de la unitat del Puigsacalm superior.

El segon episodi progradacional assoleix encara posicions més meridionals que el primer. Té una potència de 175 m. El tram basal, margós, és de característiques similars al del primer episodi progradacional, i inclou nombroses discordances intraformacionals originades per processos de desestabilització del talús deltaic. Cap al sostre d’aquest tram hi ha transicionalment un nou conjunt de cicles gresoso-pelítics, amb tendència estratocreixent i granocreixent.

Cap a posicions proximals, els sediments litorals passen transicionalment a fàcies de plana deltaica i al·luvial. Aquestes fàcies són representades al N per sediments amb les mateixes característiques que les descrites per als sediments més proximals de la unitat subjacent. A l’E de la falla d’Amer, en les proximitats d’Hostalets d’En Bas, es troben també sediments de plana deltaica i al·luvial, probablement relacionats amb el vorell meridional de la conca i, per tant, de procedència sud-oriental. Són constituïts per gresos fins interstratificats amb lutites ocres. Les aportacions sedimentàries septentrionals foren, per tant, de característiques molt més grolleres. Cal remarcar la clara tendència progradacional dels ventalls deltaics que formen aquesta unitat.

La unitat de Vidrà superior

L’últim dels grans episodis progradacionals de l’Eocè superior marí en aquesta àrea és representat per un nou conjunt de ventalls deltaics que prograda cap al S. La unitat de Vidrà superior repeteix l’esquema paleogeogràfic descrit per la unitat subjacent, i es repeteix la clara tendència progradacional en sentit meridional. Litologia i fàcies són també molt similars. En la plana de Vic, els materials de la unitat són representats pel sistema deposicional de Sant Martí Xic. La potència màxima de la unitat és de 375 m, mesurats en el flanc meridional de l’anticlinal de Bellmunt. Algunes sèries apareixen incompletes, ja que el contacte amb la unitat suprajacent és erosiu.

El límit basal es localitza a la base del potent tram margós amb discordances intraformacionals que segueix al gres d’Orís. El contacte es manifesta, localment, per la presència de nivells de condensació. Én els afloraments més occidentals de la unitat, entre Alpens i Borredà, el contacte es podria produir a través d’una discordança important, que fossilitza parcialment diverses estructures, per més que la seva posició estratigràfica exacta és de precisió difícil. El límit superior, que separa aquesta unitat de la unitat de Berga, correspon a un contacte discordant. Implica, a més, el canvi a unes condicions de sedimentació endorreica en aquest sector de la conca. La discordança fossilitza parcialment nombroses estructures, entre elles els anticlinals de Bellmunt i Alpens.

La unitat de Berga

Representa el canvi a unes condicions de sedimentació endorreica en aquest sector de la conca. Dins la unitat, es distingeixen tres sistemes flúvio-al·luvials de tipus «braided», que se superposen en el temps i en l’espai. Són constituïts per conglomerats, gresos i lutites vermelles. En el sector septentrional (flanc N del sinclinal de la Quar) predominen els conglomerats, que representen les fàcies de ventall al·luvial, amb paleocorrents que indiquen en general un sentit meridional. Cap al S, l’E i l’W augmenten progressivament les intercalacions de gresos i lutites vermelles, que representen les fàcies d’orla al·luvial amb nombroses intercalacions fluvials, els paleocorrents dels quals indiquen en general un sentit W. En la successió vertical de tota la unitat, tant al N com al S, s’observa com predominen cap al sostre de cada sistema al·luvial les fàcies més grolleres, que indiquen el caràcter progradant d’aquests sistemes. La potència de la unitat de Berga en la seva part més proximal (flanc septentrional del sinclinal de la Quar, entre Berga i Borredà) oscil·la al voltant dels 2100 m, i es redueix progressivament cap a les seves parts més distals (nucli del sinclinal de Prats, entre Gironella i Prats de Lluçanès) fins als aproximadament 900 m. Aquesta reducció de potència vers el S es produeix homogèniament en tot el gruix de la unitat, amb un grau de reducció similar en cada un dels tres sistemes al·luvials.

El límit basal és representat per una discordança angular de gran continuïtat lateral. En els llocs on no hi ha dicordança angular i les fàcies infrajacents també són representades per conglomerats, gresos i lutites vermelles, pot distingir-se el canvi per la litologia dels còdols en les capes de conglomerats. Aquests són predominantment calcaris i pràcticament sense contingut granític en la unitat de Vidrà superior, mentre que en la unitat de Berga el contingut és més polimíctic; hi ha entre un 20 i un 30% de còdols de granit en el sistema al·luvial inferior, i fins quasi un 50% en el sistema al·luvial superior. Aquest percentatge esreflecteix també en un contingut més feldespàtic dels gresos. Els dos límits que separen els tres sistemes al·luvials corresponen a una ruptura sedimentària caracteritzada per un canvi brusc entre fàcies relativament més proximals i fàcies relativament més distals situades a la base de la següent progradació; són de més difícil distinció en posicions distals, on les fàcies són més homogènies.

Entre el segon i el tercer sistema al·luvial se situa, a més, el nivell bretxoide de Berga. Té una gran continuïtat lateral, que permet de delimitar amb més precisió el sostre d’aquesta segona progradació, que, alhora, és la més marcada. Les característiques més distintives i invariables d’aquest nivell, d’una potència que oscil·la entre 1 i 6 m, són la seva composició litològica i el seu caràcter bretxoide: és format gairebé exclusivament per bretxes, procedents en més d’un 70% de calcàries secundàries; la resta són bretxes granítiques i metamòrfiques, principalment (aquesta proporció és pràcticament única en tota la unitat de Berga, caracteritzada per nivells de conglomerats molt polimíctics). El mecanisme deposicional que va actuar en la sedimentació d’aquest nivell correspon a un flux gravitacional d’alta densitat.

Els equivalents laterals cap al centre de la conca de la unitat de Berga són les formacions d’Artés, Súria i Solsona. En aquestes formacions s’han pogut fer algunes datacions, que fan atribuïble la seva part baixa a l’Eocè superior i la seva part intermèdia a l’Oligocè inferior. La manca de continuïtat física fa difícil situar el límit entre l’Eocè i l’Oligocè dins la unitat de Berga (si bé per analogia de l’evolució seqüencial es podria situar entre el segon sistema i el tercer).

L’evolució del sector

En la vora nord-oriental de la conca d’avantpaís de l’Ebre es dipositaren una sèrie de ventalls al·luvials i deltaics, el depocentre dels quals va migrar cap al S a mesura que la conca d’avantpaís s’incorporava a noves unitats tectòniques en una seqüència de bloc inferior («piggy-back»). Farem servir el terme cicle sedimentari per a definir tres estadis evolutius principals diferenciats en la successió estratigràfica. Els cicles sedimentaris són limitats entre ells per dues importants discordances angulars i erosives; aquestes fossilitzen sistemes de plecs i encavalcaments, i comporten alhora importants canvis en el medi sedimentan i en la paleogeografía.

El primer cicle sedimentari

El primer cicle sedimentari és constituït pel conjunt de ventalls al·luvials i sistemes fluvials de la formació de Bellmunt, en continuïtat amb els ventalls deltaics de la formació de Bracons, relacionats distalment amb les margues prodeltaiques de la formació de Banyoles i de la formació del Coll de Malla. La formació de Banyoles té el seu equivalent cap al S en les calcàries de la formació de Tavertet. L’edat d’aquestes formacions és l’Eocè mitjà. Les parts proximals del sistema se situen en general cap al N, malgrat que les estructures tectòniques van condicionar fortament la paleogeografía a escala local.

Aquest cicle és contemporani amb la formació de les estructures septentrionals. Alguns dels plecs d’aquest conjunt d’estructures apareixen fossilitzats per una discordança localitzada dins la formació de Bellmunt. La discordança es troba plegada, la qual cosa indica la continuïtat del procés de deformació. Aquest conjunt d’estructures va quedar fossilitzat pels materials de l’Eocè superior marí (segon cicle sedimentan).

El segon cicle sedimentari

El segon cicle sedimentari té una gran complexitat interna i s’hi diferencien un episodi inferior i un episodi superior, de significat diferent dins l’evolució general de la conca. La seva edat inclou el Bartonià i part del Priabonià. Aquest cicle sedimentari és separat del primer per una important discordança angular i erosiva, present únicament en les posicions més septentrionals de la vora N de la conca.

L’episodi inferior d’aquest segon cicle és constituït per l’event transgressiu de la unitat del Puigsacalm inferior i per la unitat del Puigsacalm mitjana. Les estructures septentrionals constituïren la vora septentrional de la conca durant la deposició d’aquestes unitats. Les estructures esmentades actuaren com un llindar, que limità la conca principal d’una conca desenvolupada al N, durant l’estadi inicial de la formació del sinclinal de Ripoll, restringint les aportacions de procedència septentrional. D’aquesta manera, les sèries septentrionals de la conca principal són representades per seccions condensades de potència reduïda, que augmenten posteriorment el seu gruix vers el S. Les aportacions septentrionals es dipositaren en la conca sinclinal, en la qual els paleocorrents indiquen una evolució dels sistemes detrítics cap a l’E. Les unitats estratigràfiques dipositades en la conca principal, representades per fàcies deltaiques i de plataforma, tenen una clara procedència de l’E. El llindar que limitava el solc septentrionalment va deixar d’actuar com a tal durant la deposició de l’episodi superior del cicle. Això fou degut en part al rebliment de la conca situada al N del llindar per sediments detrítics grollers i, en part, possiblement, per la continuació del procés de deformació del flanc N del sinclinal de Ripoll; a partir d’aquest instant es diposità l’episodi superior del segon cicle sedimentari, compost per sistemes detrítics grollers, els paleocorrents dels quals indiquen la procedència septentrional dels sediments, que ja no es veuen afectats pel llindar.

L’episodi superior d’aquest segon cicle és representat per les unitats del Puigsacalm superior, Vidrà inferior i Vidrà superior. Durant la sedimentació de la unitat del Puigsacalm superior existeix una forta aportació detrítica de procedència septentrional en el marge N de la conca sedimentària, que produeix una sèrie de ventalls deltaics amb una clara tendència agradacional. Les parts distals d’aquests ventalls deltaics se situen cap al S. En el marge sud-oriental, l’equivalent als ventalls deltaics septentrionals correspon a una plataforma mixta, en la qual els sistemes detrítics no són tan grollers. Les seves parts distals es dipositaren cap a l’W i el NW. Les unitats de Vidrà inferior i Vidrà superior són constituïdes per ventalls deltaics amb una clara tendència progradacional, les parts proximals dels quals se situen al N i a l’E. La seva edat és Bartonià-Priabonià inferior. Són les últimes unitats dipositades en un context marí en aquest sector. En posicions més centrals de la conca, la fi de la sedimentació marina és representada per la deposició de les evaporites de Cardona. El conjunt d’estructures meridionals va començar a desenvolupar-se després de la deposició dels materials del cicle segon, aprofitant el nivell de desenganxament de les evaporites de la formació de Vallfogona. La deposició dels guixos de Cardona es pot associar amb el moviment de l’encavalcament de Vallfogona al llarg d’un replà situat en el mateix nivell de desenganxament dels guixos de Vallfogona. Aquest conjunt d’estructures va quedar fossilitzat en part per la discordança basal de la unitat de Berga.

El tercer cicle sedimentari

Els materials del tercer cicle sedimentari són representats per la unitat de Berga, que fossilitza parcialment el conjunt d’estructures meridionals. Al mateix temps, es veu afectat per l’emplaçament de l’encavalcament de Vallfogona, cosa que provoca una discordança progressiva a la base de la unitat de Berga, malgrat que aquest encavalcament continuà progressant posteriorment. L’aparició d’un elevat percentatge de còdols de composició granítica en la sèrie sedimentària indueix a relacionar el desenvolupament del sistema al·luvial a l’emplaçament de la unitat estructural del Canigó, que fou la primera a elevar a la superfície sinorogènica el basament granític. Amb posterioritat a la sedimentació de la unitat de Berga va continuar la deformació de les estructures meridionals de traça E-W. Sincrònicament, l’encavalcament de Vallfogona, l’estructura de Berga-Sora-la Farga i el sinclinal de Prats deformaren la resta de la sèrie sedimentària terciària.

La Conca de l’Ebre a Vic

La successió paleògena a la conca de Vic. A l’esquerra, mapa geològic, amb els principals cossos sedimentaris en els quals s’han destacat alguns nivells guia (complexos escullosos i guixos). Per sota dels darrers esculls (Collsuspina i Sant Bartomeu del Grau) i el nivell de guixos, els materials d’origen marí són dipòsits deltaics. A la dreta, relacions entre les diferents litofàcies que rebliren la Conca de l’Ebre en aquesta àrea, des del N i des del S.

Biopunt, original de P. Busquets, S. Reguant, A. Barnolas i C. Taberner.

En el sector situat entre les Guilleries i el riu Congost, la successió paleògena generalment jeu sobre els materials del sòcol hercinià del massís del Montseny-Guilleries. Només a l’Wde la falla del Brull-Seva els materials paleògens jeuen damunt una successió triàsica semblant a la que es troba a la resta del vorell SE de la Conca de l’Ebre. La successió paleògena és formada per un conjunt inferior de materials detrítics vermells d’origen continental que localment tenen intercalacions de nivells de calcàries marines d’escassa potència i que suporten una successió potent de materials marins de l’Eocè mitjà i superior (seqüències de Bellmunt i Milany). Per damunt d’aquest hi ha un tercer conjunt de materials d’origen continental que formen els termes més alts del registre sedimentari de la Conca de l’Ebre en aquest sector. El conjunt continental i marí inferior correspon als dos primers cicles sedimentaris (Paleocè - Priabonià inferior) definits a la regió. El conjunt continental superior correspon a materials del tercer cicle dipositats després de la regressió del Priabonià, a partir de la qual la Conca de l’Ebre va esdevenir una conca de drenatge intern.

El conjunt continental i marí inferior

Aquest conjunt litostratigràfic (Paleocè superior - Lutecià inferior) equival a grans trets al primer cicle Paleocè - Lutecià inferior definit a la regió pirinenca i subdividit per alguns autors en diverses subunitats o seqüències deposicionals: seqüències del Cadí, Corones, Armàncies, Campdevànol i Beuda. Assoleix fins a 550 m de gruix a la zona de Romagats - Vilanova de Sau i, de vegades, ha estat anomenat Conglomerats i gresos vermells de les Guilleries, pel fet de formar la part inferior dels cingles que limiten la part occidental de les Guilleries. A la part NE d’aquest sector s’intercala una unitat d’origen marí que inclou nivells de calcàries amb alveolines (d’edat ilerdiana) i que assoleix fins a 60 m de gruix en la zona del Far. La part superior del conjunt detrític vermell a la zona de Vilalleons passa lateralment a nivells marins.

Dins les fàcies detrítiques vermelles hom distingeix tres trams o unitats. La inferior, de fins a 40 m de gruix, formada per lutites vermelles predominants que intercalen nivells de conglomerats sorrencs i de gresos, correspon a la formació de Mediona dels sectors més meridionals, i presenta nivells carbonàtics d’origen edàfic i de vegades palustre; és freqüent de trobar restes del gasteròpode terrestre Vidaliella gerundensis (Bulimus de la literatura clàssica), sovint associat als nivells de paleosòls. Per damunt d’aquesta unitat tanetiana hi ha una successió de nivells lutítics i gresosos amb intercalacions de conglomerats, que esdevenen predominants cap al sostre del tram, i que ha rebut el nom de formació de Vilanova de Sau; els conglomerats, en nivells que presenten bases acanalades i erosives, són heteromètrics, amb còdols poligènics de materials hercinians, i a la zona SW, carbonàtics triàsics. Per sobre dels nivells esmentats es troba una successió predominantment conglomeràtica, amb còdols poligènics de fins 2 m de diàmetre, que intercala nivells prims de gresos i lutites (formació de Romagats). A la part NE del sector que descrivim s’observa la intercalació d’un tascó de materials marins per sobre dels nivells vermells continentals assimilats a la formació de Mediona. Aquests nivells marins tenen intercalacions de calcàries amb alveolines, d’edat ilerdiana, guanyen potència cap al NE fins a assolir 60 m a la zona del Far, i desapareixen a prop de Sant Joan de Fàbregues, a conseqüència de l’actuació d’una falla normal.

Les relacions d’aquests dipòsits al·luvials rojos amb les unitats marines a les quals passen lateralment (i les quals recobreixen) permeten d’atribuir-los una edat d’ilerdiana a luteciana inferior.

El conjunt de materials d’origen marí

Aquest conjunt litostratigràfic és equivalent al segon cicle Lutecià superior - Priabonià inferior trobat als Pirineus. Igual que el primer cicle, dins el segon s’han definit diverses seqüències deposicionals: Bellmunt, Milany i Cardona.

La sèrie paleògena basal al sector del Montseny i les Guilleries descansa directament sobre el sòcol hercinià. La fotografia mostra aquesta sèrie als cingles de Tavertet; comença amb els conglomerats i gresos vermells de les Guilleries (a la base del cingle), seguits de gresos de color gris i calcàries bioclàstiques amb nummulits abundants (formació de Tavertet a la part superior del cingle), que tenen al damunt un conjunt de lutites grises amb intercalacions de gresos (margues del Coll de Malla, que formen el turonet que es veu damunt del cingle).

Jordi Vidal / ECSA

A la zona que es troba entre Vilalleons i el Far, per sobre dels gresos i els conglomerats vermells de les Guilleries, hi ha uns nivells de gresos de color gris i, per damunt, calcàries bioclàstiques que contenen abundants nummulits (diverses espècies de Nummulites del grup perforatus). Aquesta unitat, que forma la part culminant de les cingleres que dominen les Guilleries, rep el nom de formació de Tavertet. Per sobre de les calcàries de nummulits, dipositades en una plataforma soma, es troba un conjunt de lutites grises amb intercalacions de gresos (Margues del Coll de Malla). Cap al NE, les margues del Coll de Malla i la formació de Tavertet passen lateralment a les Margues de Banyoles, que corresponen als dipòsits de més profunditat de sistemes deltaics progradants de procedència pirinenca. El conjunt de les unitats de Tavertet i Coll de Malla es considera inclòs dins la seqüència de Bellmunt.

Relacions geomètriques entre els cossos terrígens, originats per progradacions deltaiques, i els dipòsits d’esculls coral·lins de l’Eocè mitjà i superior del sector de Centelles.

Biopunt, modificat a partir d’originals de C. de Santisteban i C. Taberner.

Després del dipòsit de les margues de Banyoles i de Coll de Malla, al començament del Bartonià, té lloc un important episodi transgressiu que marca l’inici de la seqüència de Milany amb el dipòsit d’una unitat de gresos (Gresos de Folgueroles) de fins a 100 m de gruix. Aquests gresos es caracteritzen per presentar estratificació encreuada de gran escala i es van dipositar a conseqüència del retreballament per onades i marees de les sorres lligades a l’episodi transgressiu bartonià. Al SW de Taradell passa lateralment a un conjunt de gresos calcaris, margues i calcàries que ha estat assimilat a la formació de Collbàs.

Les margues de Vic (que equivalen a les d’Igualada) són una acumulació de més de 500 m de gruix a les zones distals dels aparells deltaics que es formaren a partir dels ventalls al·luvials procedents de l’àrea emergida del Montseny. La fotografia mostra l’aspecte típic d’aquestes margues a la plana de Vic.

Jordi Vidal / ECSA

A partir d’aquest moment, les aportacions detrítiques que arribaven a la conca de Vic mitjançant cons de dejecció, esdevenen aparells deltaics, que dipositen gresos i conglomerats prop de la línia de costa i donen lloc a una important acumulació de margues de més de 500 m de gruix en les zones més distals (Margues de Vic, equivalents a les d’Igualada). A la zona meridional de la conca de Vic, els dipòsits gresosos deltaics més importants reben el nom de Gresos de Centelles i formen les parts culminants dels cingles de Bertí. A la zona septentrional, els materials més gruixuts dipositats per aquests aparells deltaics (cons de dejecció deltaics) van formant els Conglomerats de Santa Magdalena, mentre que els dipòsits més fins constitueixen els Gresos de Milany (o Gresos de Rocacorba). En les zones intermèdies entre ambdós dipòsits és característic trobar seqüències estratocreixents i granocreixents des de margues a la base fins a gresos i fins i tot conglomerats al sostre. Aquestes seqüències, que són producte de les progradacions deltaiques, sovint presenten al sostre nivells de calcàries coral·lines que corresponen a esculls que es desenvoluparen en zones temporalment abandonades per les aportacions terrígenes dels aparells deltaics (Sant Martí Xic). Aquestes construccions prenen un gran desenvolupament al final del Bartonià i durant el Priabonià inferior (Calcàries de Collsuspina i Calcàries de Sant Bartomeu del Grau, equivalents de la Formado de Tossa de l’àrea d’Igualada).

A partir del Priabonià inferior té lloc un canvi important associat a l’aparició, sobre les margues de Vic, d’una unitat evaporítica que es va dipositar en l’anomenada conca potàssica catalana. Aquesta unitat presenta un cinturó sulfatat (Guixos de la Noguera, Guixos d’Odena) installat al voltant d’un cos central salí, amb halita i sals potàssiques que, fora de la comarca d’Osona, aflora a la muntanya de sal de Cardona. La potència d’aquesta unitat és d’uns 300 m.

El conjunt superior de materials continentals

El conjunt superior de materials continentals (formació d’Artés) comprèn materials del tercer cicle que es troben per damunt dels guixos de la unitat evaporítica de Cardona. Són un conjunt de dipòsits de lutites i gresos rojos d’origen fluvial, que afloren extensament a la serra compresa entre Sant Boi de Lluçanès, Collsuspina i Santa Maria d’Oló. A Collsuspina hi ha nivells de calcàries lacustres relacionats amb el sistema lacustre de la Noguera.

El sector de la Conca de l’Ebre entre el Congost i Montserrat

Es caracteritza pel fet que els nivells inferiors de la sèrie paleògena, que sovint es troben encavalcats per làmines de materials de sòcol hercinià i pinces de cobertora triàsica, jeuen damunt de nivells alts de la successió triàsica de la Cadena Costanera catalana (Muschel-kalk superior i Keuper). Una altra característica important és la constitució predominantment conglomeràtica dels materials paleògens marginals.

Síntesi estratigràfica del Paleògen del sector de la Conca de l’Ebre comprès entre el Congost i Montserrat, és a dir, de la zona central del seu marge oriental. Les successions predominantment conglomeràtiques de Sant Llorenç del Munt i de Montserrat originades en cons de dejecció i ventalls litorals deltaics passen lateralment a dipòsits de gra més fi i, fins i tot, carbonàtics, d’origen continental i marí. Aquests darrers estan ben representats al sector d’Igualada, on es poden diferenciar clarament els dos episodis transgressius principals de la Conca de l’Ebre (llerdià i Bartonià, a l’Eocè inferior i a l’Eocè superior respectivament).

Biopunt, a partir d’originals de P. Anadón, M. Marzo i C. Puigdefàbregas.

La successió paleògena és formada per un conjunt inferior de materials detrítics vermells i guixos d’origen continental, que són recoberts per una successió potent de materials marins i transicionals de l’Eocè (Bartonià i Priabonià inferior). Per damunt hi ha dos conjunts de materials d’origen continental: l’inferior equival, a grans trets, a tot el primer cicle sedimentari definit a la regió i a la seqüència inferior del segon cicle (seqüència de Bellmunt), on les unitats marines del Bartonià i del Priabonià correspondrien a les seqüències de Milany i de Cardona; el conjunt continental superior correspondria, a son torn, a materials del tercer cicle dipositats després de la regressió del Priabonià, quan la Conca de l’Ebre es va tancar a la influència marina.

El conjunt inferior paleogen

La successió paleògena és formada per un tram basal d’uns 25 a 30 m de lutites vermelles amb intercalacions de gresos i localment conglomerats. A la base presenta nivells carbonàtics nodulosos («caliches») i crostes carbonàtiques d’origen edàfic. Associats a aquests nivells de paleosòls sovint hi ha restes del gasteròpode terrestre Vidaliella gerundensis. Aquests trams basals corresponen a la formació de Mediona (nivell de Bulimus) i es van formar probablement durant el Paleocè superior.

En tot aquest sector, per damunt d’aquesta unitat hi ha un conjunt de fins a 200 m de gruix de bretxes de còdols fonamentalment calcaris i dolomítics que intercalen lutites vermelles. Un tall típic d’aquesta unitat (Bretxes del Cairat) es pot observar al Cairat del Llobregat. És formada per nivells d’ordre mètric de conglomerats de còdols angulosos (bretxes), heteromètrics i que mostren textures que van des de suport de còdol a suport de matriu, que sovint presenta nòduls de carbonat d’origen edàfic. Aquesta unitat representa dipòsits de cons de dejecció o tarteres molt properes a un relleu que s’estava formant en aquells moments (Eocè inferior), constituït per materials triàsics i pels de la formació de Mediona dipositats prèviament. A la zona de Matadepera inclouen grans blocs estratiformes de materials triàsics: dolomies, lutites i gresos vermells. Els nivells més alts de la formació del Cairat tenen percentatges variables de còdols de materials hercinians, i al NE del bloc de les Pedritxes es troba un tram de pocs metres de gruix de bretxes de còdols exclusivament de materials paleozoics (llicorelles, conglomerats, pòrfirs) que reflecteixen l’erosió del sòcol paleozoic. Les bretxes del Cairat s’atasconen cap a l’W i desapareixen entre el Llobregat i Collbató. Cap a l’ENE, a la zona del Congost i Sant Feliu de Codines, passen lateralment a una successió molt més lutítica que ha estat assimilada a la part inferior dels conglomerats i els gresos vermells de les Guilleries. Per sobre de les bretxes del Cairat, al NE de la làmina de les Pedritxes, hi ha una successió de pocs metres de gruix de bretxes que contenen còdols exclusivament paleozoics (llicorelles, conglomerats, pòrfirs).

Aquestes bretxes cap al NE augmenten de gruix i passen a gresos arcòsics amb còdols angulosos de pòrfirs i aplites, ben visibles a la zona de Sant Feliu de Codines. Aquesta unitat reflecteix l’erosió dels materials que formen el sòcol hercinià d’alguns sectors de la Cadena Costanera un cop fou «desmantellada» la cobertora triàsica en aquells sectors al començament de l’Eocè.

Els materials detrítics

Mapa paleogeogràfic de l’àrea de Montserrat - Sant Llorenç del Munt, que mostra la distribució dels principals sistemes deposicionals de ventall o con al·luvial deltaic durant l’Eocè superior.

Biopunt, original de P. Anadón i M. Marzo.

Per sobre de la formació del Cairat, i d’altres unitats de bretxes, al llarg d’aquest sector hi ha unes successions potents de materials detrítics que mostren molts canvis laterals de fàcies no solament cap a l’interior de la conca sinó també en la direcció paral·lela al marge de la conca. Entre les acumulacions més potents de materials detrítics, i pel que fa a les de gra més gruixut (conglomerats poligènics), destaquen els Conglomerats de Sant Llorenç del Munt i els Conglomerats de Montserrat. Els primers, de més de 1000 m de gruix, corresponen als dipòsits d’un antic con de dejecció d’una gran extensió (era molt més extens que el de Montserrat) que rebia les aportacions de zones situades a l’interior del massís català. Els conglomerats de Sant Llorenç del Munt, a la zona més proximal (la Mola), són formats per nivells d’aspecte massís de fins a 200 m de gruix, de conglomerats de còdols de materials hercinians (llicorelles, pòrfirs, conglomerats), triàsics (calcàries, dolomies i gresos) i fins i tot cretacis (calcàries amb orbitolines) encara que aquests darrers són molt escassos.

Els conglomerats de Sant Llorenç del Munt

En el paisatge d’aquesta zona destaquen uns cinc nivells de 25 a 50 m de gruix que formen cingles i tenen una composició semblant a la resta dels conglomerats, encara que es pot observar un percentatge lleugerament més gran de còdols carbonàtics i una proporció més gran de ciment carbonàtic. A partir de la transgressió bartoniana (inici de la seqüència de Milany) aquest con de dejecció esdevingué un sistema de cons o ventalls litorals deltaics («fan delta»). Les successions més típiques d’aquest tipus de construcció sedimentaria es troben entre Sant Vicenç de Castellet i Manresa. Els nivells inferiors dels conglomerats de Sant Llorenç del Munt passen lateralment cap al SW a una unitat fluvial de fins a 350 m de gruix constituïda per nivells de gresos vermells amb intercalacions de lutites i conglomerats anomenada formació de la Salut, que aflora típicament a la vall del Llobregat. Per sobre dels gresos de la Salut, en la zona de la riera de Sant Jaume, al SE de Vacarisses, es troba un conjunt de bretxes de còdols de materials hercinians (principalment llicorelles) que representen els dipòsits d’antigues tarteres adossades als vorells de conca. Un exemple d’aquests dipòsits es pot observar a la Torre, prop de Vacarisses. Aquestes bretxes de talús o tarteres foren encavalcades posteriorment per blocs de basament (làmina de les Pedritxes) del vorell de conca. Part dels nivells superiors dels conglomerats de Sant Llorenç s’indenten cap a l’W amb les fàcies fluvials de Vacarisses que, constituïdes per gresos i lutites vermells, corresponen a dipòsits de fàcies distals i marginals de cons de dejecció. Aquestes fàcies relativament fines, localitzades entre els sistemes al·luvials conglomeràtics de Montserrat i de Sant Llorenç del Munt, es troben a la depressió de Vacarisses, originades per erosió diferencial en una zona de canvi de fàcies. Cap al NE s’observa un fenomen semblant, a la petita depressió de Sant Llorenç Savall.

Cap al NW, els nivells conglomeràtics més alts de Sant Llorenç del Munt, sovint ja esfilagarsats i amb nombroses intercalacions de gresos i lutites vermells, s’indenten amb els materials marins que afloren típicament a la vall del Llobregat mitjançant una sèrie de tascons que representen les progradacions i abandonaments de l’activitat lligada a l’evolució del con de dejecció deltaic. Sovint, relacionades amb les fases d’abandonament, hi ha, entre els trams de gresos, intercalacions de calcàries coral·lines (com per exemple a Monistrol de Calders). Els gresos deltaics localment presenten restes d’una interessant flora eocena. En les zones més distals les successions marines són formades per margues blaves que tenen continuïtat (com ha estat demostrat pels treballs de recerca petrolífera) amb les margues d’Igualada i de Vic; aquestes margues blaves, ben visibles a la vall del Llobregat, entre Castellbell i el Vilar i el Pont de Vilumara, han permès l’excavació de la depressió de Sant Vicenç de Castellet. Uns canvis laterals semblants s’esdevenen cap al N i el NE de la zona de la Mola de Sant Llorenç: gresos i margues deltaics amb intercalacions de calcàries coral·lines de Monistrol de Calders i Castelltersol (Moianès oriental).

Els conglomerats de Montserrat

L’imponent relleu de la muntanya de Montserrat és format per una acumulació de conglomerats que assoleixen més de 1000 m de potència. Aquesta successió reposa sobre la formació de la Salut, constituïda predominantment per gresos vermells. Els Conglomerats de Montserrat adopten un caràcter massís sobretot al vessant SW (Collbató-els Brucs) mentre que al vessant NE, dins la successió conglomeràtica, es poden diferenciar fins a vuit nivells o trams de 75 a 250 m de potència de conglomerats massius ja que entre ells es troben intercalacions de gresos i lutites vermells de gran continuïtat lateral.

El nivell conglomeràtic més baix és a l’E del Llobregat, i constitueix la Plaça de les Bruixes o Tossal Rodó, essent el nivell que té més continuïtat lateral, ja que arriba a trobar-se a la riera de Sant Jaume (Carena del Torrelles). Els altres trams conglomeràtics presenten un aflorament més reduït i sovint han pres el nom de les ermites i els santuaris de la muntanya, que en gran part es troben als replans formats pels nivells de gresos i lutites vermells que separen els conglomerats massissos. Els trams conglomeràtics inferiors de la muntanya, a la zona de Collbató, presenten diverses discordances angulars, i el conjunt de trams es pot considerar que configura una discordança progressiva laxa.

Cada un dels trams massius és constituït, en els vessants S i SW de la muntanya, per nivells amalgamats de conglomerats amb minses intercalacions lenticulars de gresos vermells. Aquests conglomerats tenen textures de suport de còdol, són heteromètrics i, en general, bastant arrodonits. És per això que els conglomerats de Montserrat s’anomenen també pudingues o, popularment, pinyolenc. Els nivells amb còdols més grans es troben a la zona de Collbató, on abunden els de més de 50 cm. La composició d’aquests còdols és variada: n’hi ha de materials paleozoics (pissarres, lidites, pòrfirs, etc.), triàsics (calcàries, dolomies i gresos), cretacis (calcàries amb orbitolínes i rudistes) i, més rarament, còdols de «caliches» i crostes de la base de la sèrie terciària (de la formació de Mediona). Amb tot, els còdols són majoritàriament de materials carbonàtics, el mateix que el ciment. Això i la freqüent interpenetració dels còdols explica la gran compacitat dels conglomerats, el comportament càrstic que sovint presenten, i alguns dels trets morfològics de la muntanya.

Aspecte del massís de Montserrat des de la cara NE, que permet de veure les fàcies conglomeràtiques d’aspecte massís (a la part esquerra de la fotografia), que canvien lateralment, cap al N i el NW (a la dreta) a una alternança de lutites, gresos i conglomerats amb indentacions de nivells dipositats en ambients marins.

Jordi Vidal / ECSA

El caràcter massís dels conglomerats del vessant SW de la muntanya es perd en direcció NE, N i NW, ja queaquests s’esfilagarsen mentre que les intercalacions de gresos i lutites vermells augmenten de potència, tot disminuint la grandària dels còdols. Aquest dispositiu mostra, doncs, un canvi lateral de fàcies, a grans trets, vers un conjunt de lutites i gresos vermells alternants, amb intercalacions de nivells prims de conglomerats d’uns quants metres de gruix (fàcies fluvials de Vacarisses). A causa de l’erosió d’aquestes fàcies en comparació amb els conglomerats de Montserrat, s’ha produït la depressió de Vacarisses, a l’E de la muntanya de Montserrat, cosa que ha ajudat a la individualització d’aquest massís.

D’altres nivells, com el de la Trona, passen lateralment i directament a nivells de gresos, conglomerats i limolites grises d’origen marí. Aquests dipòsits marins, més cap al N, és a dir, cap a l’interior de la conca marina eocena, intercalen margues i calcàries organogèniques. Tots aquests dipòsits d’origen marí, que guanyen de gruix cap al N, constitueixen, doncs, un canvi lateral dels conglomerats de Montserrat i de les lutites i gresos vermells amb intercalacions de conglomerats. Aquests nivells d’origen marí formen els anomenats tascons o indentacions marines de Montserrat. Les més importants són les de Monistrol, serra de Canfranc, la Calsina i Can Oliver. Els materials d’origen marí (principalment margues, limolites i calcàries) tenen un contingut fossilífer variat, format per diverses espècies de Nummulites, mol·luscs, equínids, briozous, etc. Els conglomerats dels nivells d’origen marí mostren senyals del seu retreballament pel mar, contenen petits bioclasts a la matriu, o bé més sovint mostren còdols perforats per organismes litòfags marins (bivalves i esponges). Gràcies a l’estudi de la fauna fòssil dels tascons marins, s’ha pogut saber que els conglomerats de Montserrat es van començar a dipositar abans del Bartonià inferior i que el seu dipòsit va continuar després del Priabonià inferior, fins acabar probablement (nivells de Sant Jeroni) al començament de l’Oligocè.

Mapa geològic (a baix) i esquema estratigràfic del massís de Montserrat (a dalt). A les zones més proximals (sector de Collbató-Sant Jeroni) s’arriben a distingir vuit megaseqüències de conglomerats (de l’A a l’H); hom ha designat amb números (de l’1 al 5) les interdigitacions o falques de materials marins dins els dipòsits al·luvials.

Biopunt, original de P. Anadón, M. Marzo i C. Puigdefàbregas.

La història geològica durant el Paleogen del sistema sedimentari de Montserrat es pot resumir en els següents paràgrafs. Després del dipòsit de la unitat de gresos i lutites vermells de la formació de la Salut, que va tenir lloc durant part de l’Eocè inferior i de l’Eocè mitjà, i coincidint amb alguns moviments tectònics de les falles en direcció associades al vorell de conca, començaren a dipositar-se els conglomerats de Montserrat en ambients de con de dejecció (o ventalls al·luvials). Aquests ambients deposicionals rebien materials de l’interior del Massís Català, com ho demostra la composició dels còdols de materials paleozoics triàsics, cretacis, i del nivell de Bulimus, tot indicant una gran diversitat de materials en la seva àrea font i una certa distància d’alguns punts d’aquesta, com ho indica la presència de còdols de materials cretacis, materials que avui dia no es troben a la Serralada Prelitoral. El con de dejecció de Montserrat duia materials a un sistema fluvial procedent de l’àrea del S de Vacarisses, com ho indica el fet que els conglomerats de Montserrat es dentalitzen amb els gresos i les lutites vermells que hem anomenat fàcies de Vacarisses. Els sistemes de Vacarisses i el de Montserrat es convertiren en deltes i cons de dejecció deltaics en els moments en què la mar eocena (durant el Bartonià-Priabonià inferior), procedent de les zones més pregones del N de la Conca de l’Ebre, envaïa la zona de Montserrat. Aquests episodis, lligats a pujades del nivell del mar, amb les progradacions subsegüents dels aparells deltaics, queden enregistrats en els nombrosos tascons de materials grisencs i groguencs amb fòssils marins que es troben al vessant NE de Montserrat. Al final de l’Eocè (Priabonià superior) succeí la regressió que va produir la sedimentació de les sals de la conca potàssica catalana, i a partir d’aquest moment la sedimentació en aquesta part de la Conca de l’Ebre tingué lloc en ambients fluvials i lacustres, és a dir, continentals. Durant l’Eocè terminal i l’Oligocè van continuar els moviments tectònics en aquest sector del marge de conca i es van produir els encavalcaments de la zona dels Brucs-els Mollons i el desenvolupament de les xarxes de diàclasis en els conglomerats prèviament dipositats.

La Conca d'Igualada

En el sector comprès entre Montserrat i el Francolí es poden considerar dues zones, separades per la transversal de la potent acumulació de conglomerats finieocens de Sant Miquel del Montclar. Al SW d’aquest massís conglomeràtic no afloren materials marins de l’Eocè mitjà i superior. Al NE de Sant Miquel, el vorell de conca no queda tan ben definit com en zones pròximes i, així, es troben materials del Paleocè superior a l’Eocè mitjà a sobre del bloc de Gaià. La discordança progressiva dels conglomerats de Sant Miquel indica la formació d’un nou vorell de conca durant l’Eocè terminal a l’extrem NW del bloc de Gaià. Aquest fet contrasta amb el sector de Montserrat-Sant Llorenç del Munt, on el vorell de conca romangué en la mateixa posició al llarg de tot l’Eocè i el començament de l’Oligocè.

Síntesi estratigràfica de la conca d’Igualada. A dalt relacions estratigràfiques entre les unitats del Paleogen inferior de la zona al SW d’Igualada, amb una orientació aproximadament paral·lela a l’antiga línia de costa eocena. A baix, relacions estratigràfiques entre les fàcies originades prop de la làmina d’encavalcament de materials paleozoics dels Brucs i la successió típica de zones allunyades del marge de conca actiu, representada pel sondatge de Castellfollit del Boix; noteu en aquest darrer cas la geometria progradant (clinoforma) que provoca un gran gruix de margues a la zona d’Igualada. Aquest esquema mostra les relacions estratigràfiques amb una orientació aproximadament perpendicular a l’antiga línia de costa eocena. El Paleogen de la conca d’Igualada conté el registre de les dues principals transgressions marines ocorregudes a la Conca de l’Ebre, a l’llerdià i al Bartonià, en dos trams de materials marins inclosos entre materials continentals.

Biopunt, original de P. Anadón i M. Marzo.

La successió paleògena d’aquest sector del marge de la Conca de l’Ebre es caracteritza per la presència de dos potents trams d’origen marí, entre materials d’origen continental, que registren les dues pulsacions transgressives més importants de la Conca de l’Ebre (la ilerdiana i la bartoniana). Tenint en compte aquests fets i les datacions disponibles d’aquest conjunt de materials es pot establir que la successió paleògena és formada per un conjunt inferior de materials terrígens, carbonàtics i evaporítics continentals, que al sostre tenen la base de les formacions transicionals i marines d’edat bartoniana-priaboniana inferior; a la part inferior s’hi intercala una unitat carbonàtica marina (formació d’Orpí), de potència variable i d’edat ilerdiana. Aquest conjunt de materials pot equivaler al primer cicle sedimentari definit a la regió i a la primera seqüència (seqüència de Bellmunt) del segon cicle. Les unitats transicionals i marines del Bartonià i del Priabonià inferior (les unitats superiors del grup de Pontils i del grup de Santa Maria) equivalen, en termes generals, a les seqüències de Milany i de Cardona del segon cicle. Finalment, el conjunt de successions continentals superiors correspon als materials dipositats després que la Conca de l’Ebre quedés aïllada de la mar (tercer cicle).

Els nivells inferiors

La base de la successió paleògena és constituïda per la formació de Mediona, que ha estat definida formalment en aquest sector. Aquesta unitat, en l’àrea tipus, és formada per lutites vermelles amb intercalacions primes de gresos i de crostes calcàries amb Microcodium. Localment es troben restes del gasteròpode terrestre Vidaliella gerundensis i de carofícies (Maedleriella michelina) que indiquen una edat del Tanetià superior, és a dir, Paleocè superior. En aquest sector, la formació de Mediona, que rebleix un paleorelleu excavat a expenses dels materials guixencs i argilosos del Keuper, té un gruix que varia des de més de 35 m a menys de 3 m. En aquest darrer cas els únics materials presents són crostes edàfiques amb Microcodium sobre un tram carbonàtic del Keuper superior, el qual sovint presenta un paleocarst amb cavitats reblertes de bauxites, probablement cretàcies, que havien estat objecte d’explotació (zona de la Llacuna).

Damunt la formació de Mediona, o bé en alguns punts sobre materials triàsics directament, jeu un conjunt de materials carbonàtics amb fauna marina (principalment foraminífers ben tònics), de 30 a 100 m de gruix, que han rebut el nom de Calcàries amb alveolines o formació d’Orpí. Aquesta unitat és constituïda fonamentalment per calcàries bioclàstiques («grainstones») de foraminífers, entre els quals destaquen diverses espècies d’alveolines, orbitòlids, miliòlids i rotàlids de l’Ilerdià inferior i mitjà (Eocè inferior). La formació d’Orpí representa els dipòsits d’una plataforma soma originada durant un cicle transgressiu-regressiu. Al SW de Pontils tot el gruix de la formació és dolomititzat, i aquesta unitat desapareix a l’altura de Montblanc.

El grup de Pontils

Damunt dels nivells d’origen marí de la formació d’Orpí es troba una successió de materials originats en ambients continentals i de transició que rep el nom de grup de Pontils. La base d’aquest grup és formada per una successió de margues calcàries i dolomies que es van dipositar en ambients lacunars i lacustres com ho prova la fauna de mol·luscs i, localment, de foraminífers d’aigües salabroses (formació de Santa Càndia). A sobre d’aquests trams originats en ambients de transició, hi ha una successió de fins a 350 m de gruix de lutites vermelles amb algunes intercalacions de gresos, guixos nodulars i, més rarament, dolomies (formació de Carme), que es va dipositar en una plana lutítica de gran extensió lateral, la qual va perdurar fins al final de l’Eocè mitjà. A partir d’aquest moment (Lutecià superior) tingué lloc un canvi paleogeogràfic important i l’extensa plana lutítica fou succeïda per un mosaic d’ambients interconnectats, que produïren uns dipòsits molt variats.

La formació de la Pobla de Claramunt consta de dipòsits d’origen al·luvial dipositats en zones distals de ventalls al·luvials. La successió d’aquesta unitat a la zona al NW de Carme, representada a la columna, mostra bons exemples dels dipòsits de canal: a dalt, geometria, en secció transversal, dels dipòsits de canal mostrant diversos episodis d’excavació, abandó i rebliment. A baix, construccions algals estromatolltiques en dipòsits sorrencs de canal.

Biopunt, modificat a partir d’un original de P. Anadón.

Així, sobre els materials de la formació de Carme, es troben, de NE a SW, gresos, conglomerats i lutites, dipositats en zones distals de con de dejecció (formació de la Pobla de Claramunt), que cap al SW passen lateralment a un conjunt de fins a 300 m de gruix de lutites i margues amb intercalacions primes de calcàries, dolomies i gresos. Cap al SW, aquesta successió és substituïda per dos trams de guixos nodulars i dolomies (Valldeperes), que alternen amb dos trams lutítics vermells, el superior dels quals suporta una successió de calcàries noduloses, grises i rosades que, localment, presenten intercalacions lignitoses (Pontils). Aquestes calcàries (formació del Bosc d’en Borràs) tenen una gran continuïtat lateral, i pel SW es poden seguir fins al SW del Montsant (Calcàries de la Morera). Els dipòsits del grup de Pontils, formats en diversos ambients continentals, sovint presenten fòssils de gasteròpodes lacustres (principalment diverses espècies de melanòprids i planòrbids), ostràcodes i carofícies (algunes descrites per primera vegada en materials d’aquesta zona); més rarament hi ha restes dentàries de cocodrílids i micromamífers.

Entre la transversal de Carme i la transversal de Bellprat, al sostre del grup de Pontils i per sota dels nivells clarament d’origen marí de la formació de Collbàs, hi ha un conjunt de fins a 100 m de gruix de lutites grises, gresos i, localment, conglomerats, que tenen fauna salabrosa i han estat interpretats com a dipòsits de «lagoon» relacionats amb la platja o illa barrera desenvolupada durant la transgressió bartoniana (formació de la Portella).

El grup de Santa Maria

A sobre dels materials del grup de Pontils es troben uns nivells gresosos d’origen marí i de gran extensió lateral que corresponen als dipòsits de platja o illa barrera desenvolupats durant la transgressió bartoniana. A partir d’aquesta important transgressió s’origina el dipòsit d’una potent successió de materials d’origen marí de fins a més de 1000 m de gruix anomenat grup de Santa Maria, molt ben representat en l’anomenada conca d’Odena o d’Igualada.

Els trams inferiors del grup de Santa Maria són formats per una alternança de nivells demargues, gresos i calcàries organogèniques dipositades en ambients litorals (formació de Collbàs). Els trams intermedis són formats per una sèrie margosa molt potent que es va dipositar en ambients de plataforma i de prodelta relacionats amb els aparells deltaics (cons de dejecció, ventalls deltaics o «fan-deltas»). El trànsit entre els dipòsits dels trams inferiors i intermedis és palès a la zona entre la Pobla de Claramunt i Montserrat on, a més, dins la successió eocena, es troba un nivell olistostròmic constituït per grans blocs de materials carbonàtics triàsics en fàcies Muschelkalk (turó dels Mollons, al N de la Pobla de Claramunt). En part aquest trànsit és ocult sota una làmina d’encavalcament de materials paleozoics. Els trams superiors del grup de Santa Maria són formats pels nivells de calcàries coral·lines de la Tossa. Els diferents nivells, que corresponen a diverses fases de desenvolupament d’esculls, apareixen associats a nivells de gresos i conglomerats dipositats en lòbuls de ventalls deltaics. En fases de manca o de migració lateral de materials, els dipòsits d’aquests lòbuls foren aprofitats per a substrat dels esculls. Aquest dispositiu es troba a tot el llarg del vorell E de la Conca de l’Ebre, fins a la conca de Vic.

Els materials marins del grup de Santa Maria es prolonguen per tot el subsol de la zona oriental de la Conca de l’Ebre, per sota d’importants dipòsits de sals de la conca potàssica catalana i de materials continentals, i es retroben en alguns afloraments més, on han rebut diferents noms (Margues d’Oliana, Margues de Vic, etc.). A les zones marginals, a la conca d’Igualada, les margues són recobertes, entre d’altres fàcies, pels guixos marginals pertanyents a la unitat evaporítica de Cardona. Aquests guixos afloren i són explotats a Odena.

Mapa de la distribució dels conglomerats de Sant Miquel de Montclar (a baix) i tall geològic (a dalt) que mostra la discordança progressiva composta, a l’extrem septentrional de la falla del Camp. Aquests conglomerats, dipositats durant l’Eocè superior (Priabonià superior), permeten atribuir a aquesta edat l’aixecament del massís del Gaià.

Biopunt, original de P. Anadón i d’altres.

Cap al sector nord-oriental, els materials d’aquest grup passen lateralment a dipòsits d’origen continental de gra gruixut (zona dels Brucs i Montserrat), mentre que al sector sudoccidental, el canvi lateral de fàcies cap a dipòsits continentals, que indubtablement existeix, resta ocult sota la massa imponent dels Conglomerats de Sant Miquel del Montclar, dipositats sintectònicament durant el Priabonià superior. Al SW de la zona de Sant Miquel del Montclar tenen continuïtat, encara que força deformats, els materials del grup de Pontils, mentre que els materials d’origen marí del grup de Santa Maria hi són absents. En comptes d’aquests hi ha una potent successió de lutites vermelles amb intercalacions de gresos i conglomerats (formació de Montblanc), que en part correspon a un canvi lateral dels conglomerats de Sant Miquel. La formació de Montblanc es correspon en edat a lapart inferior dels conglomerats del Montsant (nivells inferiors del grup de Scala Dei), més cap al SW.

El conjunt superior de materials continentals

Damunt dels dipòsits de les fàcies evaporítiques sulfatades de la unitat de Cardona es disposa un conjunt potent de dipòsits continentals que pertanyen al tercer cicle sedimentari definit a la regió. Aquests dipòsits pertanyen als sistemes al·luvials i lacustres descrits amb més detall més endavant.

El sector entre el Francolí i el Tastavins

La successió paleògena inferior al llarg d’aquest sector del vorell SE de la Conca de l’Ebre mostra, a grans trets, una gran homogeneïtat. Aquesta successió es pot considerar constituïda per dues grans unitats sobreposades.

Successió de seqüències conglomeràtiques paleògenes de Gandesa (dipòsits proximals del sistema al·luvial d’Horta-Gandesa) al pas lateral cap a l’interior de la Conca de l’Ebre (a l’esquerra del dibuix) a dipòsits més distals formats per conglomerats, gresos i lutites vermells. Els números romans (de l’I al VI) es refereixen a la divisió de la successió al·luvial en seqüències. Les lutites i els gresos de l’Eocè inferior formen el grup de Cornudella.

Biopunt, original de F. Colombo.

La unitat inferior, al NE d’Horta de Sant Joan, és formada principalment per lutites vermelles amb intercalacions de calcàries, guixos i gresos de distribució irregular. Des d’Horta de Sant Joan fins a Penaroja de Tastavins és formada per lutites vermelles i groguenques amb intercalacions de gresos d’ordre mètric i en molta menor proporció nivellets de conglomerats, gresos i calcàries. Aquesta unitat té un gruix de fins a 350 m i correspon al grup de Pontils de la zona d’Igualada, que en aquest sector ha rebut el nom de grup de Cornudella. Aquests materials es van dipositar durant el Paleocè superior i, sobretot, l’Eocè inferior i mitjà, en un conjunt de subambients continentals que evolucionaven ràpidament en el temps i en l’espai («sabkhas», planes lutítiques, cursos fluvials i zones palustres). Aquests medis estaven localitzats en zones distals de cons de dejecció, les parts (els dipòsits) proximals dels quals no han quedat preservades. A grans trets aquest conjunt equivaldria al primer cicle sedimentari definit a la regió i a la part inferior del segon cicle.

Successió paleògena inferior en el sector sud-occidental de la serra del Montsant, en un tall geològic. Damunt el substrat paleozoic es dipositaren els materials arenítics del Buntsandstein i els carbonàtics del Muschelkalk, que a la zona meridional són limitats per la falla de Scala Dei; a la resta del sector, el substrat preterciari és format per materials paleozoics. Els materials cenozoics inferiors formen el grup de Cornudella, representat per fàcies de plana lutítica, fluvials i lacustres i limitat a l’W per la falla d’Scala Dei, que deixà d’actuar poc abans de la implantació generalitzada de les fàcies lacustres. El grup d’Scala Dei mostra una expansió de les fàcies conglomeràtiques proximals des de la transversal de la Morera del Montsant fins a àrees orientals, en direcció a la creu Corbatera.

Biopunt, original de L. Cabrera i F. Colombo.

A sobre de la successió predominantment lutítica del grup de Cornudella, jeu un conjunt detrític caracteritzat per la presència de nivells conglomeràtics que poden arribar a constituir la litologia predominant. Aquest conjunt litològic detrític, o grup de Scala Dei, de fins a 1000 m de gruix, correspon a dipòsits d’un sistema de cons de dejecció que es van originar al llarg d’aquest sector del vorell SE de la Conca de l’Ebre. Tot el conjunt d’aquest grup litològic i els seus equivalents cap al centre de conca correspondrien al segon i tercer cicles sedimentaris. Les fàcies més proximals d’aquests cons de dejecció són formades per trams potents de conglomerats massissos amb petites intercalacions de gresos i lutites que han estat agrupats sota la denominació de formació de Montsant. Els conglomerats són formats principalment per còdols de calcària i dolomia mesozoiques, amb matriu lutítica i sorrenca i ciment calcari. A la part inferior del grup de Scala Dei predominen els nivells conglomeràtics de base erosiva i de secció lenticular i dimensions mètriques entre nivells de lutites i gresos. En la vertical, aquests nivells lenticulars, sovint amalgamats, són substituïts per nivells d’alguns metres de gruix i gran extensió lateral, amb base erosiva, que sovint se solden i donen l’aspecte massís. Aquests conglomerats massisos proximals arriben a formar potents acumulacions locals corresponents a nuclis d’antics cons de dejecció, com els de la serra de la Llena, el Montsant, el puig Cavaller, el puig de l’Ermita d’Horta de Sant Joan, la Penya Galera i el pantà de la Pena, etc.

De tots aquests antics cons, el més extens quant a àrea era el del Montsant; ací, els dipòsits més distals, en direcció al centre de la Conca de l’Ebre, han estat anomenats formació de Margalef. La formació de Flix representaria dipòsits predominantment lutítics d’una zona marginal. Els nivells inferiors del grup de Scala Dei es van dipositar al Montsant i a l’àrea actualment ocupada per les serres de Cavalls i Pàndols (avui erosionats); aquests materials indiquen una àrea font més cap al SE d’aquestes serres i, així, la part inferior dels Conglomerats del Montsant seriaconseqüència de l’emplaçament dels encavalcaments de Lleberia, a la part oriental de l’encavalcament de Paüls-Pratdip. La part superior dels conglomerats del Montsant i, més en general, del grup de Scala Dei, mostra un dispositiu generalitzat de discordança progressiva, a més de la superposició de fàcies proximals (conglomerats massius) sobre fàcies més distals, tot indicant el rejoveniment d’un relleu pròxim (aixecament de blocs del vorell de conca); la causa d’això és l’actuació de falles de sòcol durant un episodi compressiu de l’Eocè superior-Oligocè inferior, i, com a resultat d’aquest episodi, el vorell de conca desenvolupà una estructura de blocs aixecats (Prades), plecs (anticlinori de Pàndols) i encavalcaments (Benifallet-Prat de Compte). Els materials de la part superior dels conglomerats de Scala Dei es van dipositar al peu d’aquell nou creat vorell de conca marcat per les estructures esmentades.

Els complexos escullosos

Cartografia dels materials paleògens de la part catalana de la Conca de l’Ebre. En el mapa superior hom ha representat, pel que fa al marge S de la conca, bàsicament els esculls de l’Eocè superior (els afloraments d’esculls més joves no són pas menys importants a l’hora d’interpretar les característiques de la conca, però com que són més puntuals, són més difícils de representar en aquesta escala); els que hi ha al NE de Vic inclouen diferents barreres esculloses de l’Eocè mitjà i superior, separades per materials deltaics. Els esculls es disposaren marginalment als cossos terrígens de plataforma sorna, cosa que es fa especialment evident, des del punt de vista cartogràfic, en el cas dels esculls de la vora S de la conca. L’esquema inferior mostra la interpretació de la distribució cartogràfica dels esculls en relació amb les vores de la conca, i la distribució en planta d’aparells flúvio-deltaics i dels esculls que s’hi associaven durant l’Eocè mitjà i superior. Els esculls barrera es desenvoluparen sobre la zona de ruptura de pendent dels aparells deltaics. Entre la zona costanera i l’escull barrera hi havia una llacuna soma on es formaven pegats escullosos, de vegades damunt de barres de boca de canal deltaic. Els esculls franjants es troben a les zones més litorals, sovint associats amb platges i ventalls al·luvials subaquàtics.

Biopunt, a partir d’originals de L. Solé-Sabarís i C. Taberner.

Els cossos carbonàtics que corresponen a creixements coral·lins del sector català de la Conca de l’Ebre (Bartonià i Priabonià) no són volumètricament gaire importants, però el seu estudi pot ajudar a conèixer les característiques paleoambientals (clima, salinitat, profunditat de sedimentació) que regnaven a les zones marginals de la conca durant la seva formació: els esculls es defineixen des d’un punt de vista biològic com a ecosistemes d’una gran diversitat faunística constituïts fonamentalment per organismes sèssils, predominantment colonials (principalment coralls i algues), que formen masses rígides resistents a l’embat de les ones en zones somes de mars tropicals. A més a més, cal tenir en compte que per mantenir aquesta comunitat és necessari un volum significatiu de nutrients. Això fa que els esculls estiguin normalment encarats cap a mar oberta i mostrin un creixement més exuberant cap a la zona de procedència dels corrents. A la conca eocena catalana, els carbonats bioconstruïts es troben vorejant les zones relativament més somes de la conca, són estretament relacionats amb els materials terrígens de rebliment de la conca, i s’instal·len normalment al damunt de cossos siliciclàstics abandonats amb relleus positius (lòbuls deltaics, platges, ventalls al·luvials, barres de boca de canal deltaic, i canals deltaics). Les formacions carbonàtiques coral·lines de la conca catalana s’estenen, doncs, des del Coll d’Uria (carretera de Vic a Olot) fins a la carena on es troba l’ermita romànica de la Tossa de Montbui (Igualada). A més, cal esmentar els esculls d’edat priaboniana que afloren en el flanc meridional de l’anticlinal d’Oliana.

Esquema simplificat de la formació d’un pegat escullós (1) i d’una barrera escullosa (2) en el mateix complex escullós, per mostrar la diferència entre el temps de formació de cada estadi en un i altre cas, molt més gran pel cas dels esculls barrera que no pel dels pegats escullosos. La relació entre els pegats escullosos i els dipòsits siliciclàstics té un caràcter molt més dinàmic a la zona de llacuna que no a la d’escull-barrera, més allunyada de les àrees d’entrada de materials siliciclàstics.

Biopunt, original de C. Taberner.

S’han diferenciat quatre tipus bàsics de formacions coral·lines: els monticles de fang amb coralls, els esculls franjants, els anomenats «pegats» escullosos, i els esculls barrera. Les formacions carbonàtiques bioconstruïdes tenen un típic aspecte nodulos que les fa característiques en el paisatge. Normalment, la formació dels nòduls és lligada a la presència decoralls colonials. En el cas que els dipòsits corresponguin a la zona bioconstruïda de la formació coral·lina, és típic que cada nòdul sigui format per una única colònia de corall envoltada de margues; ara bé, els nòduls solen ésser formats per diverses colònies de corall, en els casos en què els coralls són de mida petita o han sofert algun tipus de transport. Les formes externes dels coralls es preserven bastant bé, però de vegades són difícils de classificar, ja que la microstructura coral·lina ha estat dissolta en els estadis diagenètics, a causa de la seva composició aragonítica.

Els esculls més antics del sector català de la Conca de l’Ebre són del Lutecià. Es troben associats als sediments marins terrígens costaners més antics del sector sud-oriental de la conca (Sabassona, zona de Folgaroles) i a la plataforma carbonàtica de Tavertet - el Far (escull aflorant al Coll d’Uria). No hi ha afloraments d’esculls més joves entre els materials paleocens i eocens marins de la conca catalana. Però cal tenir en compte l’escassa quantitat d’afloraments de materials d’aquesta edat, i el fet que la banda aflorant correspon a materials de tipus alluvial. D’altra banda, s’ha esmentat la presència d’esculls relativament antics (lutecians a la zona de Sant Jaume de Frontanyà i ilerdians a la zona d’Oix - Terrades i conca de Tremp - vall de l’Isàvena) dins les làmines d’encavalcament de les zones pirinenques.

Els esculls barrera

Les bioconstruccions de potència més gran són les de tipus escull barrera, que poden tenir fins a 60 m de potència. Això fa que siguin molt visibles, i arriben a formar en alguns casos espadats ben marcats entre les formacions deltaiques (lòbuls de front deltaic i barres de boca de canal deltaic), de relleus una mica més suaus (arrodonits). Les barreres esculloses ben desenvolupades a la conca catalana són del Bartonià o del Priabonià i es troben intercalades entre els dipòsits dels complexos deltaics que rebleixen la conca. El desenvolupament dels esculls barrera representa moments d’aturada o disminució de la quantitat d’aportacions deltaiques. Els esculls coral·lins que formen part de l’últim complex d’esculls barrera s’estenen des de Sant Bartomeu del Grau (zona de Vic) fins a la zona de la Tossa de Montbui (Igualada). Els equivalents més septentrionals són els esculls de l’anticlinal d’Oliana, que es troben en una situació estratigràfica similar als últims esculls de la sèrie marina priaboniana. Els afloraments d’aquesta barrera escullosa són continus en els sectors de Centelles, Moià, Calders i Navarcles. Entre Igualada (puig Aguilera) i Navarcles no hi ha continuïtat física dels afloraments a causa de l’extens desenvolupament dels ventalls al·lúvio-deltaics de Montserrat i Sant Llorenç de Munt. Podem interpretar, però, que aquesta barrera, o els seus equivalents per edat i posició, deurien continuar pel davant d’aquests ventalls al·luvials, tal com s’intueix en la successió del sondatge de Castellfollit-1.

L’excel·lent qualitat dels afloraments de l’últim complex escullós priabonià permet d’observar els dipòsits que típicament caracteritzen les diferents parts dels esculls barrera. La primera part constitueix la carcassa de l’escull («reef framework»), que és formada per coralls en posició de vida, freqüentment amb incrustacions d’algues vermelles coral·lines. Entre els components esquelètics hi ha fang carbonàtic que també rebleix les cavitats produïdes per diferents organismes perforants. La mida de les colònies de corall pot arribar a uns 80 cm d’amplada i 1 m d’alçada. La segona part són els dipòsits de talús de l’escull, formats per fragments de coralls i altres organismes (bivalves, gasteròpodes, algues vermelles, foraminífers) que formaven l’escull. Són envoltats per una matriu de fragments més petits (alguns mil·límetres) d’aquests mateixos components i per fang carbonàtic. Una altra part són els dipòsits de rere-escull («back-reef»), formats per colònies coral·lines globoses i brancoses que arriben a 50 cm de diàmetre i 60 cm d’alçada, o bé petites colònies (uns 5 cm d’amplada i uns 2 cm de gruix) de coralls plans o arrodonits, aïllats entre margues.

La majoria dels afloraments del complex escullós del Priabonià corresponen a intercalacions del cos principal de l’escull i dipòsits de talús, tal com en els casos de Sant Bartomeu del Grau, el Puigsagordi, Calders, Puig Aguilera i la Tossa. Cadascuna d’aquestes seccions mostra aspectes interessants sobre la successió d’aquests dos tipus de dipòsits. Però, per a comprendre com és la successió i les geometries que genera, són claus els afloraments de Puig Aguilera (Igualada) i del Puigsagordi - Centelles. En el tall del Puig Aguilera es pot observar la progradació dels successius talusos de l’escull cap al NW. D’altra banda, al Puigsagordi en el tall de direcció N-S, que mira cap a Centelles, es pot observar la interdigitació entre els cossos escullosos i els deltaics procedents de la vora S de la conca, i així mateix la progradació de les parts frontals, i l’agradació dels successius esculls que formen el complex escullós Priabonià en aquest sector de la conca.

Els esculls barrera es caracteritzen pel fet de delimitar entre ells i la zona costanera un «lagoon» (albufera separada de la mar oberta pels esculls). Han estat especialment preservats de l’erosió els dipòsits que corresponen al «lagoon» de l’últim episodi escullós de la vora S, en el sector entre Moià i Centelles. En aquesta zona, l’amplada del «lagoon» és de 8 km. Els cossos carbonàtics que es troben a la zona corresponent al «lagoon» són pegats escullosos que van coexistir amb una activa sedimentació siliciclàstica.

D’altres cossos carbonàtics que corresponen a esculls de tipus barrera escullosa són els que afloren a la carretera de Sant Hipòlit de Voltregà a Sant Boi de Lluçanès (val la pena esmentar els espectaculars afloraments de l’escull que es troba al revolt conegut com la Trona i a les pedreres que hi ha a la vora), el que aflora al Turó on es troba l’ermita de Santa Perpètua (zona de Vic) i el de Sant Bartomeu del Grau - les Ferreres (tots corresponen a la vora N de la conca). D’entre els esculls barrera relacionats amb la vora S de la conca hi ha els de Castellolí - la Pobla de Claramunt, la Tossa, el puig Aguilera, Manresa - Navarcles, Calders, el Puigsagordi, el puig d’Olena i Sant Miquel de Sesperxes (zona de Centelles), Sant Miquel del Fai i el Figaró (Puig Ciró); en el sector sud-oriental de la conca, podríem considerar possiblement com escull barrera el que aflora al Coll d’Uria.

Els excel·lents afloraments dels esculls de la Tossa i la Pobla de Claramunt (sector d’Igualada) i els de la Trona - Sant Hipòlit de Voltregà i el Puigsagordi (sector de Vic) permeten l’estudi dels gèneres i les espècies coral·lines i la seva distribució segons les diferents zones de l’escull. Els coralls que caracteritzen la carcassa de l’escull són principalment Cereiphyllia tenuis i també Hidnophyllia macrogira. Un exemple dels coralls que solen acompanyar els que caracteritzen la carcassa escullosa el podem trobar en els que s’han citat a l’escull de la Trona Sant Hipòlit de Voltregà (Goniaraea elegans, Goniopora ameliaría, Mesomorpha hemispherica, Mesomorpha forojuliensis, Petrophylliella callifera, Actlnacls cognata, Stylophora contorta, Llthophyllia detrita, Montastraea friulana, Antiguastraea cvijici, Stylocoenia taurlnensis, Leptomussa vartabilis, Favla bauzai, Tarbellastraea bliosi, Astrocoenia, Porites); també s’han esmentat els següents octocoral·laris: Isis d‘achiardi i Politremacis bellardii. La partinferior dels dipòsits de la carcassa de l’escull correspon a la base de la paret escullosa i els dipòsits d’estabilització del lòbul deltaic sobre el qual es va instal·lar l’escull. El corall més representat en aquests dipòsits és Cyathoseris castroi, acompanyat per Favia bauzai i Porites. Aquest últim corall pot arribar a ésser exclusiu de la base de l’escull, tal com és el cas del complex d’esculls del Puigsagordi. A la part superior dels dipòsits de la carcassa de l’escull (la cresta de l’escull) són característiques les colònies brancoses d‘Acropora i les globoses de Favia bauzai, juntament amb crostes d’algues coral·lines. En els dipòsits de talús de l’escull hi ha fragments dels diferents coralls que componen la barrera escullosa. De totes maneres, la presència freqüent de branques no desarticulades de l’octocoral·lari Isis d’achiardi fa pensar que aquest gènere devia viure en les zones més pregones de l’escull.

Els dipòsits de rerescull poden ésser estudiats en els afloraments del Puigsagordi i de Santa Coloma de Seserra. Els coralls que s’han reconegut com a formadors d’aquest tipus de dipòsit escullós són: Stylophora contorta, Stylocoenia taurinensis, Goniaraea elegans, Goniopora ameliana, Antiguastraea cvijici, Actinacis cognata, Elliprocaenia bauzai, Stylophora herzegowinensis, i Cereiphyllia granulosa.

Els esculls franjants

Els esculls franjants són associats a dipòsits costaners siliciclàstics de tipus platja o de cons torrencials. Aquest tipus d’escull s’ha trobat típicament entre els sediments del vorell sudoriental de la conca, on són ben desenvolupats els dipòsits costaners de tipus torrencial, retreballats en ocasions formant platges.

A la localitat de Sabassona (zona de Sant Julià de Vilatorta) aflora un cos carbonàtic d’una potència d’1,5 m que, ocupant una extensió de 200 m2, es disposa sobre dipòsits marins d’un con torrencial. Aquest escull és excepcional per la presència quasi exclusiva de crostes d’algues vermelles coral·lines en algunes zones de l’escull.

Es poden distingir tres tipus de dipòsits, que corresponen a tres parts de l’escull: la interna, la intermèdia i l’externa. La bioconstrucció (part intermèdia, carcassa de l’escull) és formada per coralls i algues coral·lines que es troben en posició de creixement. A la part inferior es troben les colònies coral·lines de Cereiphyllia i Siderastraea, mentre que Porites i Goniopora dominen a la part intermèdia i Acropora, amb alguns espècimens subsidiaris d’Astreopora, Cereiphyllia, i Porites, es troben al sostre de l’escull. També hi són comuns briozous i serpúlids incrustants. Les algues coral·lines (Mesophyllum, Archaeolithothamnium, Lithoporella i Lithothamnium) formen crostes d’un gruix de fins a 30 cm. Els dipòsits interns («back reef», rere escull) són formats per gresos mixtos carbonàtics-siliciclàstics. Els organismes que caracteritzen aquesta part són Velates i Alveolina, i el corall Porites és comú a la zona propera a l’escull. La part externa es troba disposada al llarg i sobre el talús dels dipòsits siliciclàstics precedents. És formada principalment per algues coral·lines amb alguns coralls (Porites) aïllats. Cap a la part superior d’aquest dipòsit, els components siliciclàstics passen a ésser més importants, tot i que els carbonàtics són encara els majoritaris. En aquesta part superior els components d’origen orgànic són briozous, coralls (Acropora i Porites), algues coral·lines i fragments de mol·luscs.

A les rodalies de Taradell (turó de l’Embón) aflora molt bé el trànsit entre els dipòsits continentals de característiques flúvio-torrencials (conglomerats de Romagats) i els dipòsits marins. En aquest sector els sediments marins són formats per dipòsits de platja desenvolupats sobre successives terrasses erosionals esglaonades en disposició transgressiva. Els cossos sedimentaris interpretats com a platges són constituïts per conglomerats i gresos, que un cop estabilitzats van servir de substrat per a la instal·lació d’esculls coral·lins. Els esculls de Taradell s’agrupen en tres unitats diferents, que es disposen de forma esglaonada ascendent, al damunt dels dipòsits de platja.

La mida dels cossos sedimentaris formats per aquests esculls oscil·la entre 200 m i 1,1 km, en secció perpendicular a la línia de costa, i poden arribar a tenir un gruix de 10 m; no es pot calcular en una direcció paral·lela a l’antiga línia de costa. Els coralls més representats en aquest escull són Porites, Acropora, Goniopora i Cereiphyllia. També són freqüents les crostes d’algues coral·lines de similars característiques a les de l’escull de Sabassona. Altres components esquelètics associats als coralls i les algues són ostrèids, pectínids, briozous i foraminífers.

Els pegats escullosos

S’han interpretat com a pegats escullosos alguns cossos carbonàtics d’ordre mètric de gruix i d’alguns centenars de metres d’extensió lateral, situats a zones internes de barreres esculloses (en àrees que correspondrien a llacunes costaneres) i que s’instal·laren al damunt i al costat de cossos terrígens, de vegades conglometràtics, corresponents a ventalls al·luvials que passen a ventalls deltaics i que dipositaren la càrrega en la seva arribada a la mar. També es troben associats a gresos que constitueixen barres de boca de canal deltaic i canals deltaics. Els que poden ésser més benestudiats són els que tenen relació amb la barrera escullosa de Centelles i Moià, i que afloren entre el Morro del Porc i el cap Sa Gordi. Els cossos carbonàtics tenen forma de monticle i s’instal·len sobre cossos siliciclàstics (barres de boca de canal deltaic) previs o carbonàtics (monticles de fang), als quals s’adapten.

En aquest tipus d’escull es pot distingir una zona bioconstruïda formada per calcàries noduloses. Cada nòdul correspon normalment a una colònia de corall, que és envoltada per una matriu carbonàtica de gra fi amb fragments esquelètics. Els coralls es troben sovint en posició de vida, però també hi ha coralls brancosos caiguts. Alguns gèneres coral·lins que típicament es troben formant aquest tipus d’escull són Cereiphyllia, Acropora, Actinacis, Porites i Goniopora; els pegats colonitzen la superfície superior de monticles i barres, i desenvolupen petits talusos sobre les zones de pendent dels monticles i sobre els pendents frontals de les barres siliciclàstiques. Els dipòsits de talús són formats per fragments dels organismes esquelètics dels esculls.

Els monticles de fang

Es tracta de cossos calcaris formats principalment per fang carbonàtic on hi ha disperses algunes colònies de coralls. L’exemple més clar d’aquest tipus de formació coral·lina és el del Morro del Porc (Centelles). És format per calcàries noduloses organitzades en capes que presenten formes convexes cap amunt, i fa uns 2,5 m de gruix màxim i uns 120 m d’extensió lateral, segons una secció perpendicular a la línia de costa. Aquest monticle va servir de substrat per a la instal·lació subsegüent d’un pegat escullós. Hi ha petits coralls brancosos entre el fang carbonàtic, però mai no formen una carcassa rígida. Les colònies de corall es troben més o menys in situ però somogudes de la seva posició original. El marge encarat cap a la costa (cap al S) està successivament erosionat per canals molt plans reblerts de margues amb nummulits. La zona de nucli bioconstruït mostra successives intercalacions amb aquestes margues. Els coralls que hi predominen són del gènere Acropora, però també s’hi troben Actinacis i Cereiphyllia. D’altres components esquelètics són briozous, algues coral·lines, foraminífers (Nummulites i Operculina), bivalves, gasteròpodes, equinoderms, ostracodes i espícules d’esponges.

La conca evaporítica de l’Ebre a Cardona

Les dues àrees de la Conca de l’Ebre on hi ha una mineria potàssica (KC1) se situen l’una prop de Pamplona i l’altra al N de Manresa. Ambdues zones, que es troben separades entre elles uns 300 km, formen part d’una mateixa conca marina evaporítica que, al final de l’Eocè, ocupava un solc al S dels Pirineus, amb una orientació aproximada E-W. L’amplada d’aquest solc a la part catalana degué ésser, com a màxim, de 40 km, però és difícil de precisar-la més cap a l’W, a la zona aragonesa de la conca, atesa la falta de dades de sondatges i la superposició dels mantells pirinencs; tot això impedeix poder assegurar la continuïtat entre les conques navarresa i catalana, tot i que les semblances litològiques i geoquímiques entre totes dues àrees permeten de suposar-la. No obstant això, hom pot afirmar que hi hauria dues subconques que actuarien com a depocentres. Pel que fa al llindar que separaria la conca potàssica de la mar oberta, les dades paleogeogràfiques fan suposar que s’obria cap a l’Atlàntic (cap al golf de Biscaia) i que la restricció de la conca va ésser deguda a causes estructurals o eustàtiques.

La conca marina evaporítica que ocupava durant l’Eocè un solc allargat al peu dels Pirineus ha perdurat en dos nuclis que es mantenen actualment l’un situat al S i a l’E de Pamplona, i l’altre, als voltants de Cardona. El dibuix mostra, a dalt, la distribució de les associacions de fàcies que delimiten la conca evaporítica de Cardona, com també la situació dels afloraments de guix als sectors marginals de la conca i l’extensió de la conca evaporítica de la zona catalana. A baix s’ha representat una secció idealitzada d’una zona de la conca evaporítica de Cardona, que mostra la distribució de les associacions de fàcies preevaporítiques i evaporítiques en zones marginals (part esquerra de la secció) i centrals (part dreta) de la conca.

Biopunt, a partir d’originals d’A. Sáez i altres.

Els materials evaporítics (formació de sals de Cardona) se situen sobre materials margosos de fàcies marines restringides i són recoberts per materials continentals flúvio-lacustres, predominantment vermells. Les sals de la conca potàssica de l’Eocè superior representen l’última regressió marina que tingué lloc a la Conca de l’Ebre. Les evaporites solament són accessibles, en les seves fàcies centrals, a l’aflorament diapíric de Cardona i a les explotacions mineres, a causa de la disposició de la conca i al fet de trobar-se recobertes pels materials continentals que la rebleixen. A la part catalana s’observa un aflorament extens de les fàcies evaporítiques i preevaporítiques als marges oriental i sud-oriental de la conca on, sobre els sediments deltaics i escullosos previs, se situen sediments de fàcies progressivament més restringides de caràcter anòxic, estromatolític i evaporític. Cap a les parts més centrals de la conca, se sap, gràcies a les dades obtingudes en els sondatges, que les sals tenen una distribució centrípeta, segons els valors creixents del producte de sol·lubilitat: el guix té una extensió lateral més restringida que les fàcies estromatolítiques, i les fàcies halítiques i les potàssico-magnèsiques se situen en llocs progressivament més distals. Les litologies que hi ha a les zones centrals de la conca es disposen en la vertical segons un macrocicle evaporític marí, en el qual hom distingeix un episodi de concentració progressiva que continua fins a arribar a la zona potàssico-magnèsica, i un altre de dilució posterior més curt, amb halita i sulfats, fins que s’arriba a sediments definitivament continentals de tipus flúvio-lacustre.

Les fàcies evaporítiques

La unitat sulfatada

Sèrie dels guixos de la unitat sulfatada que afloren al marge meridional de la conca evaporítica de Cardona, a la zona d’Òdena (camí de les Baumes). S’hi pot notar la composició dels nivells anòxics inferiors i la base dels materials continentals rojos superiors.

Biopunt original d’A. Sáez i els seus col·laboradors.

La unitat sulfatada ha estat estudiada tant al marge com al centre de la conca: al marge, s’ha estudiat en aflorament, a les zones de Vic i d’Igualada, on forma una mena de cinturó de guix pràcticament continu, que és explotat en pedreres intensivament; al centre, s’ha estudiat a partir de dades de sondatge i de mina. A les zones marginals, el cinturó sulfatat té un gruix al voltant de 30 m. El forma guix secundari que, a diversos metres de profunditat, arriba a ésser anhidrita. És constituït per tres unitats: la inferior, estromatolítica, que passa a ésser carbonàtica en sentit proximal; la intermèdia, massissa, de 20 m de potència, que conté pseudomorfs de selenites de mida gran, i permet, sovint, observar a la base supercons de selenites d’escala mètrica; i la superior, laminada, amb característiques predominantment detrítiques.

A les parts centrals de la conca, per sota de tot el gruix d’evaporites clorurades i per damunt de margues marines anòxiques inferiors, hi ha un nivell anhidrític continu, amb un gruix d’ordre mètric variable i una estructura laminada.

La unitat clorurada

Té un gruix que va des de 300 m (excloent-hi les àrees engruixides tectònicament) fins que desapareix, a les zones marginals de la conca. És constituïda per una unitat halítica inferior, amb una potència màxima de 200 m, i per una unitat superior que conté sals potàssiques. La unitat superior és composta, de base a sostre, pels minerals potàssics (amb silvinita i carnalita), que atenyen gruixos de desenes de metres en les àrees engruixides tectònicament, i la unitat halítica superior, amb un gruix de pocs metres. Per damunt de l’halita superior hi ha nivells d’anhidrita laminada de potència centimètrica i nivells argilosos grisos, amb un gruix de 35 m.

Seqüència salina de la unitat clorurada, de la zona central de la conca evaporítica catalana durant l’Eocè, segons dades preses per sondatges i a partir de les mines d’explotació.

Biopunt, a partir de dades d’A. Sáez i els seus col·laboradors.

La unitat halítica inferior (la «sal de muro» dels minaires) és formada per una litofàcies d’halita bandejada. Té un aspecte massís, per bé que s’hi pot distingir un bandejat que va de centimètric a decimètric, format per bandes clares (blanques o rogenques) i grises. Les bandes grises són formades per cristalls de tipus tolva («hopper» rics en inclusions fluïdes) barrejats amb argila gris fosca, mentre que les bandes clares no contenen argila i són formades per halita «hopper» i halita transparent (amb poques inclusions fluïdes). La textura d’aquest tipus de sal és poligonal anhèdrica de gra gros, amb cristalls d’1 a 3 mm de mitjana (els cristalls «hopper» són de 7 a 10 mm). Sovint, els grans tenen un nucli tèrbol, amb força inclusions líquides, i un embolcall transparent. La sal d’aquesta unitat conté disperses quantitats petites d’anhidrita, polihalita, argila i magnesita micrítica, en una proporció que varia segons els nivells.

La unitat de silvinita (part inferior de la zona potàssica) pot arribar a tenir 20 m de gruix. Conté nivells d’halita i silvinita que formen cicles molt ben definits (de 10 a 15 cm de gruix), amb intercalacions mil·limètriques d’argila. El color dels nivells de silvinita és roig a causa dels òxids de ferro que contenen, principalment hematites. La textura de la silvinita és poligonal anhèdrica, de gra relativament gros, que arriba a ésser centimètric. Els nivells d’halita intercalats amb la silvinita formen cicles amb làmines d’halita de 4 a 5 cm de mitjana, separats per làmines mil·limètriques d’argila gris fosca. Aquesta halita i, en general, tota la de la part superior de la unitat clorurada, té colors que van del blanc al taronja, aquest darrer causat principalment per la goetita que conté. La textura d’aquest tipus d’halita és poligonal de gra fi (submil·limètric), sovint amb granoclassificació i esquistositat. És formada d’halita transparent amb alternances de cristalls «hopper» de mida mil·limètrica o submil·limètric. L’halita de la unitat de silvinita conté els mateixos components insolubles (sulfats, carbonats, i argiles) de la unitat halítica inferior, per bé que amb una granulometria més fina.

La unitat carnalítica (part superior de la zona potàssica) pot arribar a tenir un gruix de 80 m, però és molt variable i pot arribar a desaparèixer. Té intercalats nivells d’halita similars als descrits a la unitat de silvinita. Sol ésser d’una litofàcies bretxoide o bandejada; en l’últim cas hi ha cicles de gruix més grans que els descrits per a l’halita i la silvinita. La textura de la carnalita bandejada és poligonal orientada, de gra gros, centimètric. Els components insolubles que acompanyen l’halita són anhidrita, micrita, dolomita i argiles, mentre que la carnalita conté plaques hexagonals d’hematites i fibres de goetita orientades (probablement creixements epitaxials). Aquests minerals són els que li donen el color i la lluentor característica. En algunes àrees de contorn irregular en planta («estèrils» per als minaires) la zona potàssica perd el contingut de KCl. En aquestes àrees (que fan un 20% de la superfície total del jaciment de potasses del Llobregat), la silvinita ha desaparegut i en el seu lloc hi ha halita de gra gros (fins a centimètric), de rogenca a transparent, amb un contingut variable d’anhidrita, algunes vegades superior al del jaciment. Aquestes zones «estèrils» semblen tenir un origen diagenètic, per dissolució selectiva produïda per salmorres saturades en NaCl però que podien dissoldre el KCl (metamorfisme de dissolució).

La unitat halítica superior té unes característiques semblants a les descrites per a l’halita present en la carnalita. Els cicles són d’halita-argila (amb gruixos d’1 a 10 cm i de 0,5 a 2 cm, respectivament), per bé que cap a la base hi poden haver intercalacions d’anhidrita laminada, que formen cicles d’argila-anhidrita-halita.

El medi deposicional

Hi ha diverses proves de l’origen marí i la profunditat de deposició de les evaporites priabonianes de la Conca de l’Ebre. En primer lloc, la seva situació entre sediments marins i continentals, cosa que evidencia un procés regressiu, amb dessecació d’una conca marina fortament restringida. En segon lloc, el nannoplàncton que es troba al sostre del macrocicle evaporític a la conca navarresa prova que la totalitat de la conca (amb una forma de solc) era ocupada per un braç de mar, amb un llindar de connexió amb l’oceà que n’assegurava una alimentació d’aigua marina capaç d’explicar la potència total del macrocicle. En tercer lloc, la mateixa composició mineralògica (carnalita i silvinita) i geoquímica (contingut de brom i composició isotòpica dels sulfats) del jaciment. En quart lloc, la gran continuïtat i l’extensió de les litofàcies són pràcticament idèntiques a les àrees catalana i navarresa, i de fet només en varia la potència. En cinquè lloc, la laminació perfecta de la sal i de l’argila fan pensar en un medi pràcticament sense energia, on la sedimentació es produïa d’una manera tranquil·la, per caiguda a través d’una massa de salmorra (cal remarcar les estructures primàries de granoclassificació, d’origen químic, preservades en l’halita de la zona potàssica); s’ha observat la continuïtat de làmines centimètriques a distàncies més grans de 10 km. Finalment, nohi ha evidències d’exposició subaèria o de superfícies d’erosió, característiques de les evaporites somes, siguin d’origen marí o continental.