El Mesozoic

El Mesozoic o Era Secundària comprèn els sistemes Triàsic, Juràssic i Cretaci, i representa un interval de temps d’uns 185 milions d’anys. El Triàsic començà fa 248 milions d’anys i el límit entre el Mesozoic i el Cenozoic o Terciari se situa a 65 milions d’anys.

Els materials del Mesozoic es disposen de manera discordant sobre els terrenys hercinians, tant sobre les roques intensament deformades durant l’orogènia herciniana, com sobre les molasses tardihercinianes. Aquesta és una discordança de primer ordre que, com ja ha estat explicat en capítols precedents, permet de distingir dos grans conjunts en la constitució geològica, no solament dels Països Catalans, sinó també de moltes altres parts del món: el sòcol i la cobertora constituïda pels terrenys mesozoics i cenozoics.

Convé recordar els principals esdeveniments de la tectònica global ocorreguts durant el Mesozoic, així com alguns dels grans trets de la paleogeografia de l’àrea que ens interessa, per tal d’emmarcar millor la història geològica dels Països Catalans durant el Mesozoic.

Durant el Triàsic, tot i que continua la ruptura de la Pangea iniciada durant els temps tardihercinians (falles de direcció, magmatisme calcoalcalí), tant la tectònica com el magmatisme (falles normals, magmatisme alcalí) esdevenen més moderats: a l’escorça regnen condicions tensionals que condueixen a l’aprimament de certes àrees i al seu enfonsament. Amb tot i això, hom pot afirmar que durant el Triàsic i a començament del Juràssic hi ha una relativa estabilitat geodinàmica. La Mediterrània occidental era distribuïda entre terres emergides amb escàs relleu i mars d’aigües somes.

El Mesozoic, que comprèn els sistemes Triàsic, Juràssic i Cretaci, començà fa 248 milions d’anys amb la sedimentació dels materials triàsics, discordantment sobre els terrenys hercinians, tant sobre les roques intensament deformades durant l’orogènia herciniana com sobre les molasses tardihercinianes. Aquesta discordança és una discontinuïtat de primer ordre i permet de distingir dos grans conjunts en la constitució geològica de molts punts del món: el sòcol i la cobertora formada pels terrenys mesozoics i cenozoics. A la part inferior de la fotografia (cingles de Siurana, a les muntanyes de Prades), hi ha els terrenys rojos del Buntsandstein, que formen la base del Mesozoic. El cingle calcari —blanc— correspon a les calcàries i dolomies del Muschelkalk inferior. Totes dues unitats litològiques formen part del Triàsic.

Jordi Vidal

Des del Juràssic inferior fins al Cretaci inferior l’evolució geodinàmica és presidida per l’obertura de l’Atlàntic central. S’individualitza la placa africana que sofreix un lliscament lateral sinistre respecte Euràsia, i, a més, se n’allunya, fet que provoca un gran desenvolupament de falles normals. Com a conseqüència té lloc la propagació de la mar Tetis cap a l’W i es creen espais amb escorça oceànica a l’Atlàntic central, entre Amèrica del Nord i Àfrica. Durant aquests temps Ibèria era formada per escorça continental. Només entre Ibèria i Àfrica hi hagué una estreta feixa discontínua d’escorça oceànica que enllaçava els fons oceànics de la Mesogea —la futura Mediterrània— amb els de l’Atlàntic central. Durant el Juràssic, fins al Kimmeridgià, la meitat nordoriental de la península Ibèrica era ocupada per una mar epicontinental en la qual hi havia zones diferentment subsidents gràcies a l’activitat de les falles normals, que és possible detectar fins a l’Hauterivià. Ocupava els dominis de la Serralada Ibèrica, zones més externes de la Serralada Bètica, la conca de l’Ebre, la Serralada Costanera catalana, la mar catalanobalear i els Pirineus. El domini subbètic corresponia ja a una zona més interna de la conca, amb característiques de marge continental. La regió pirinenca era especialment subsident i oberta cap a l’Atlàntic nord. Durant el Kimmeridgià les àrees marines reduïren llur extensió a Ibèria. Les terres emergides de l’W de la península augmentaren la seva extensió cap a l’E i enllaçaren amb el denominat massís de l’Ebre que ocupava aproximadament el lloc de l’actual Depressió de l’Ebre, i encara més cap a l’E en l’actual mar catalanobalear. Així quedava interrompuda la comunicació directa entre les aigües de la zona pirinenca i de l’Atlàntic nord amb les de l’àrea bètica a través d’Ibèria. Les aigües d’ambdues regions, però, enllaçaven per l’Atlàntic, per entre Ibèria i Àfrica per l’W i, per l’E, amb prou feines, les aigües del domini pirinenc enllaçaven amb les alpines.

A partir de l’Aptià comença l’obertura de l’Atlàntic nord, fet que condiciona l’evolució geodinàmica durant el Cretaci i el Terciari. Hi ha un canvi de moviment relatiu entre Euràsia i Àfrica. Durant el Cretaci superior comencen els processos de subducció i col·lisió que conduiran, durant el Terciari, a la individualització de les serralades i conques tal i com les coneixem avui. A la regió més occidental de la Mediterrània, durant el Cretaci superior, segueixen emergint terres. Ibèria i el massís de l’Ebre enllacen per Provença amb les terres emergides del centre de França i Armòrica. També són emergides les terres occidentals de Còrsega i Sardenya, així com les corresponents a Menorca. D’aquesta manera, la part oriental del domini pirinenc és emergida i la conca pirinenca queda tancada pel N, l’E i el S, i és oberta cap a l’Atlàntic nord per l’W. A la zona bètica, on, en conjunt, la paleogeografia és molt més complexa, s’hi desenvolupa una àrea oceànica que enllaça la corresponent a la Mesogea amb la de l’Atlàntic.

Així doncs, durant el Mesozoic, la regió dels Països Catalans correspon a una zona d’escorça continental que, o fou recoberta per una mar epicontinental més o menys extensa, o bé fou emergida. Només cap a l’E i el S, aquesta mar adquireix major profunditat i, ja més enllà de l’àrea descrita, seguint aquesta direcció, té caràcter oceànic. Anàlogament succeeix amb l’àrea pirinenca, però cap a l’W.

Tal i com ja hem dit, l’àrea corresponent als Països Catalans va ésser sotmesa a subsidències diferencials condicionades per l’activitat de falles, principalment normals. Això dona lloc a una paleogeografia de detall complexa i en particular en les mars epicontinentals— a la formació d’una multitud d’ambients d’extensió reduïda que es tradueixen en unitats estratigràfiques de fàcies molt diverses. El nombre d’unitats estratigràfiques mesozoiques definides al nostre país és, doncs, molt gran.

Per tal de simplificar la descripció dels materials mesozoics i poder donar-ne una visió més sintètica, agruparem les diferents unitats litostratigràfiques en seqüències deposicionals, tal i com ja hem fet en tractar els terrenys tardihercinians. Abans, però, de fer-ne la descripció sistemàtica, convé exposar alguns aspectes referents a les seqüències deposicionals i a la seva significació en l’anàlisi estratigràfica.

Les seqüències deposicionals

El concepte de seqüència deposicional

Una seqüència deposicional és una unitat estratigràfica composta per una successió d’estrats genèticament relacionats i relativament concordants. És limitada al sostre i a la base per discontinuïtats o per les seves conformitats correlatives. L’esquema superior il·lustra aquest concepte. Els diferents estrats han estat numerats d’antic a modern. Les superfícies A i B representen límits de seqüències deposicionals. Observeu les diverses relacions dels estrats amb aquestes superfícies. L’esquema inferior representa els mateixos estrats, però portats a l’horitzontal. D’aquesta manera, a l’eix vertical hi tenim unitats temporals i l’esquema il·lustra bé els conceptes de hiatus per erosió i hiatus per no deposició.

Servei de Fotografia/C. B.M., original de R. M. Mitchum i collaboradors.

Una seqüència deposicional és una unitat estratigràfica composta per una successió d’estrats genèticament relacionats i relativament concordants. És limitada al sostre i a la base per discontinuïtats o per les seves conformitats correlatives. Entenem per discontinuïtat una superfície d’erosió o de no deposició que separa estrats més recents de roques més antigues, i representa un hiatus—interval total de temps geològic no representat per estrats en una posició específica d’una successió estratigràfica, bé sigui per erosió o per no deposició— significatiu; és a dir, que hi manca una part d’una unitat cronostratigràfica. Una conformitat és una superfície que separa estrats més recents de roques més antigues, però que no presenta evidències físiques d’erosió o no deposició, i en la qual no hi ha cap hiatus significatiu.

Són especialment importants, com veurem, les relacions geomètriques entre els estrats d’una seqüència deposicional i els seus límits, en particular quan es tracta de discontinuïtats. Pel que ens interessa en aquesta obra, en destacarem quatre: l’"onlap" o recobriment expansiu, el "downlap" o recobriment retractiu, el "toplap" o truncament progradant i el truncament erosiu.

Relacions geomètriques entre els estrats d’una seqüència deposicional i els seus límits, allà on aquests són discontinuïtats.

Maber, original de R. M. Mitchum i collaboradors.

L’"onlap" (recobriment expansiu) és l’acabament lateral dels estrats, al seu límit de deposició original, contra el límit inferior d’una seqüència deposicional, en el qual els estrats inicialment horitzontals recobreixen expansivament una superfície inicialment inclinada, o bé els estrats inicialment inclinats recobreixen expansivament una superfície amb una inclinació inicial superior. El "downlap" (recobriment retractiu) és l’acabament lateral dels estrats, al seu límit de deposició original, contra el límit inferior d’una seqüència deposicional, en el qual els estrats, inicialment inclinats, acaben en el sentit del cabussament contra una superfície inicialment horitzontal o inclinada. El "toplap" (truncament progradant) és l’acabament lateral dels estrats, al seu límit de deposició original, contra el límit superior d’una seqüència deposicional. Finalment, el truncament erosiu és l’acabament lateral dels estrats contra el límit superior d’una sequència deposicional, pel fet d’haver estat erosionats. Els tres primers tipus de relació discontínua ("onlap", "downlap" i "toplap") són indicadors de hiatus causats per no deposició, mentre que el truncament erosiu, com diu el seu nom, indica un hiatus causat, almenys en part, per l’erosió.

Les seqüències deposicionals i els canvis relatius del nivell del mar

Les seqüències deposicionals i els canvis relatius del nivell de la mar. A, Un recobriment expansiu ("onlap") costaner indica un ascens relatiu del nivell de la mar. B, Un truncament progradant ("toplap") indica una estabilitat relativa del nivell de la mar. C, Un desplaçament cap avall del recobriment expansiu costaner és indicador d’una davallada relativa del nivell de la mar.

Servei de Fotografia/C.B.M., original de P. R. Vail i col·laboradors.

Les seqüències deposicionals estan relacionades amb els canvis relatius del nivell del mar, és a dir, amb els ascensos i els descensos aparents del nivell del mar respecte a la superfície de la terra. Un interval de temps durant el qual té lloc un ascens i un descens relatius del nivell del mar rep el nom de cicle de canvi relatiu del nivell del mar. Consisteix típicament en un ascens relatiu, un període d’estabilitat i una davallada relativa del nivell del mar. Es diferencien, jeràrquicament, supercicles, cicles i paracicles, que reflecteixen canvis relatius del nivell del mar de diferents ordres de magnitud. Si un cicle conté un ascens relatiu continu del nivell del mar fins a assolir l’estabilitat, només es diposita una seqüència durant aquest temps. El descens del final del cicle tendeix a produir una discontinuïtat que separarà aquesta seqüència de la del cicle superior. Si un cicle és format per dos o més paracicles —cicles de rang inferior— es dipositen dues o més seqüències. Els ascensos i els descensos del nivell del mar queden ben reflectits en les diferents relacions de discontinuïtat dels estrats a les zones marginals de les conques marines de sedimentació, que és on poden definir-se bé les seqüències deposicionals. Cap a l’interior de les conques, els hiatus representats per aquestes discordances disminueixen fins que les discontinuïtats passen lateralment a llurs conformitats correlatives. Així, un ascens relatiu del nivell del mar —ascens aparent del nivell del mar respecte a la superfície de deposició inicial infrajacent —és indicat per un recobriment expansiu costaner, és a dir proper a la línia de costa. Cal tenir en compte que un ascens relatiu del nivell del mar és el resultat d’un ascens eustàtic del nivell del mar i de la subsidència de la conca. Un recobriment expansiu costaner es pot formar únicament com a conseqüència de la subsidència, sense que calgui cap ascens eustàtic del nivell del mar. S’han desenvolupat tècniques d’anàlisi per a substraure l’efecte de la subsidència en l’anàlisi dels recobriments expansius costaners.

Transgressió regressió i recobriment expansiu costaner durant un ascens relatiu del nivell de la mar. La velocitat de deposició de materials terrígens determina si durant aquest ascens té lloc una transgressió (A), una regressió (B) o bé la línia de costa es manté estable (C).

Servei de Fotografia/C. B.M., original de P.R. Vail i col·laboradors.

Durant un ascens relatiu del nivell del mar poden tenir lloc una transgressió o una regressió de la línia de costa respecte a l’eix de la conca, i un aprofundiment o una somerització del fons. Això depèn de la relació entre la velocitat d’ascens del nivell del mar i les taxes d’aportació de sediments terrígens i de subsidència. Cal tenir clar que transgressió i aprofundiment no són sinònims d’ascens relatiu del nivell del mar, i que regressió i somerització no ho són de davallada relativa. De tota manera hi ha una tendència general, per a determinats períodes de temps, a ésser dominats per transgressions, mentre que d’altres ho són per regressions. En general les transgressions tenen lloc quan el nivell eustàtic del mar puja i les regressions quan el nivell eustàtic del mar davalla més lentament que la taxa de subsidència de la conca. Un estadi d’estabilització relativa del nivell del mar —posició del nivell del mar aparentment constant respecte a la superfície de deposició inicial— és indicat per un truncament progradant costaner. Una davallada relativa del nivell del mar —descens aparent del nivell del mar respecte a la superfície de deposició inicialment infrajacent —és indicada per un desplaçament cap avall de recobriment expansiu costaner; és a dir, en direcció a la mar oberta, de la posició més alta del recobriment expansiu costaner d’una seqüència, a la posició més baixa del recobriment expansiu costaner de la seqüència immediatament suprajacent.

A partir de l’anàlisi dels recobriments expansius costaners hom ha desenvolupat tècniques de càlcul, no solament de l’ascens i el descens relatius del nivell del mar d’una regió concreta, sinó també dels canvis eustàtics del nivell del mar en relació al nivell del mar actual. Així s’han pogut establir els cicles de canvi del nivell del mar a nombroses regions del globus, en particular als marges continentals, a partir de l’anàlisi dels registres sísmics. Hom ha constatat que nombrosos cicles regionals establerts a diferents marges continentals són simultanis i que les magnituds relatives dels canvis són generalment similars. Això posa de manifest l’existència de cicles a escala global, que afecten tota la Terra, i que han d’ésser provocats, per tant, per processos a gran escala, esdeveniments majors de la història geològica.

Els canvis eustàtics globals del nivell del mar poden ésser produïts per un canvi del volum de l’aigua del mar, per un canvi de la forma de les conques oceàniques, o per la combinació d’ambdues causes. Sembla que els canvis de llarga durada, com els que determinen allò que anomenarem cicles de primer ordre (vegeu més endavant) i la majoria dels de segon ordre, són deguts a mecanismes geotectònics com, per exemple, canvis de la velocitat de l’eixamplament dels fons oceànics. Les causes dels canvis ràpids del nivell del mar (superior a 10 m/1000 anys) són problemàtiques. L’únic mecanisme conegut que provoca canvis d’aquesta magnitud és la glaciació, però no hi ha evidències de glaceres que permetin de justificar, ni de bon tros, tots els cicles d’aquestes característiques. Les seqüències deposicionals són significatives des d’un punt de vista cronostratigràfic, i les que reflecteixen cicles globals són, per tant, un valuós element de correlació estratigràfica. I això, perquè van ésser dipositades durant un interval de temps donat, limitat per les edats dels límits de la seqüència, allà on aquests límits són conformitats, encara que l’interval d’edat dels estrats dins d’una seqüència pugui variar d’un indret a un altre, allà on els límits de la seqüència són discontinuïtats. Una línia de temps (isòcrona) no talla mai una discontinuïtat. Pel fet d’ésser definides a partir d’un criteri geomètric senzill i objectiu —independent del tipus de fàcies i de fòssils presents, i del tipus de processos sedimentaris, o d’altres criteris difícils d’objectivar—, així com per llur valor cronostratigràfic —en particular les seqüències relacionades amb cicles globals—, les seqüències deposicionals, que engloben des de formacions continentals fins a formacions marines d’interior de conca de la mateixa edat, són unitats estratigràfiques molt útils per a l’anàlisi de l’evolució de les conques, en particular de llur evolució paleogeogràfica.

Cicles globals de canvi relatiu del nivell de la mar, de primer i segon ordre, durant el Fanerozoic.

Maber, original de P.R. Vail i col·laboradors.

Cicles globals de canvis relatius del nivell de la mar durant el Juràssic, el Cretaci i el Terciari. Els cicles a l’interior del Cretaci (corba discontínua) no han estat publicats.

Maber, original de P.R. Vail i col·laboradors.

Reproduïm les corbes dels cicles globals de canvis del nivell del mar de primer, segon i tercer ordres publicades l’any 1977 per Vail i col·laboradors. En aquestes corbes, en particular en les dels cicles de segon i tercer ordres, les davallades relatives del nivell del mar són extraordinàriament abruptes. Això es produeix pel fet que en l’elaboració d’aquestes corbes no es tingué en compte l’efecte de la subsidència. De tota manera, tenint-la en compte, només varia la forma dels cicles, en el sentit d’una suavització de les davallades, però no pel que fa als límits. El més antic dels dos cicles de primer ordre tingué lloc del Precambrià fins al Triàsic inferior i durà més de 300 milions d’anys; el segon ocorregué des del Triàsic mitjà fins a l’actualitat, amb una durada d’uns 225 milions d’anys. Hi ha 14 cicles de segon ordre —supercicles— amb duracions compreses entre 10 i 80 milions d’anys, i més de 80 cicles de tercer ordre que oscil·len entre 1 i 10 milions d’anys. Hom s’adona que pràcticament tots els cicles de tercer ordre coincideixen amb els estatges definits a Europa. Això ve donat perquè la majoria dels estatges foren definits entre discontinuïtats d’alguna mena. És a dir, d’una manera o una altra, a Europa ja s’actuà, de fet, amb els criteris sistematitzats recentment. És justament per aquest fet que hi ha nombrosos problemes estratigràfics en els límits entre els estatges, perquè, havent estat definits entre discontinuïtats, els seus límits solen presentar hiatus més o menys amplis. Actualment molts estatges es troben en procés de redefinició entre les conformitats correlatives a les discontinuïtats on havien estat definits originàriament.

Abans de cloure aquestes notes teòriques, cal indicar que les seqüències deposicionals que no són lligades a cap cicle global, també tenen un gran interès, ja que reflecteixen el tectonisme local.

Les seqüències deposicionals mesozoiques als Països Catalans

Disposició estructural des terrenys mesozoics

Grans unitats paleogeogràfiques i estructurals dels Països Catalans, les quals tenen especial rellevància per a la descripció del Mesozoic.

Maber, original de l’autor.

La situació de l’àrea dels Països Catalans a les conques mesozoiques fa que s’hi donin les condicions per a poder realitzar una bona anàlisi en termes de seqüències deposicionals. La major part dels terrenys mesozoics foren dipositats en mars epicontinental situades a prop de terres emergides, i a l’interior de les quals hi havia subsidències diferencials que donaven lloc a petites conques separades per llindars. És a dir, es donen les condicions necessàries per a la formació dels recobriments expansius (uns "onlap" costaners) que, com hem vist, són indispensables per a la definició acurada de les seqüències deposicionals. Cap a l’E (Eivissa, Mallorca) i cap al S (Subbètic) es passa a mars més profundes on les sèries estratigràfiques són més contínues i on no es troben les relacions de discontinuïtat que poden observar-se a la península: llurs conformitats són correlatives. Així doncs caldrà fer la definició de les seqüències deposicionals a les zones més marginals, i extendre-la cap a les àrees de mar més profunda. De tota manera, no sempre és senzill de definir amb precisió les seqüències deposicionals, ni tan sols als afloraments peninsulars, ja que algunes regions amb roques mesozoiques del nostre país han sofert deformacions relativament importants, tant durant la deposició d’aquests terrenys com posteriorment, durant el Terciari. Així, a la Serralada Bètica i també als Pirineus, tenim que durant el Cretaci superior ja s’inicien els moviments compressius que al llarg del Terciari culminaran en l’estructuració d’ambdues serralades. L’estructura de mantells que en resulta, encara que diferent a ambdues serralades, desorganitza els afloraments mesozoics, és a dir, que la posició relativa entre ells en què ara es troben els terrenys mesozoics no és la mateixa que tenien quan se sedimentaren.

La serralada Bètica i el Promontori Balear

La Serralada Bètica és la que ha sofert una deformació més gran i presenta l’estructura més complexa. S’hi diferencien dues grans zones, una d’interna i una altra d’externa. La zona interna és denominada també zona Bètica en sentit estricte, mentre que la zona externa se subdivideix en les zones Subbètica i Prebètica. A les zones externes (Prebètic i Subbètic) les deformacions afecten només la cobertora. El Prebètic, la zona més externa, més septentrional, presenta una estructura de plecs i escates, de poc salt, vergents cap al N. Aquests terrenys ocupen la majoria de les comarques més meridionals dels Països Catalans. Són encavalcats pels terrenys del Subbètic, els quals presenten una estructura un xic més complexa. Afloren només als voltants de Crevillent. Les escates que afloren a Eivissa, Cabrera i Mallorca, que, com ja hem dit, són la continuació de les estructures de la Serralada Bètica, es correlacionen amb el Subbètic. Només les escates més inferiors de la serra de Tramuntana de Mallorca correspondrien al trànsit Subbètic-Prebètic. La resta d’escates i mantells que afloren a la serra de Tramuntana, en Es Pla i a les serres de Llevant, i a l’illa de Cabrera, presenten les característiques estratigràfiques i estructurals del Subbètic. Pel que fa al fragment de Serralada Bètica que interessa els Països Catalans, i als efectes d’aquestes pàgines, hom pot afirmar que si bé les diferents unitats de Mesozoic estan imbricades, com teules, l’ordre relatiu dels afloraments de N a S és el mateix que quan es dipositaren els materials mesozoics. Més complexa és la situació cap a les zones internes. Un esbós dels grans trets de l’estructura de la Serralada Bètica és presentat en aquesta mateixa obra.

Els Pirineus

Als Pirineus, la reconstrucció de la conca mesozoica no és fàcil. Durant l’orogènia aquesta àrea patí un escurçament que superà ben segur els 100 km i que pot arribar als 150. Aquest escurçament s’aconseguí amb un empilament d’escates i mantells considerable, de manera que algunes de les unitats que actualment es troben en posicions més meridionals, abans de l’estructuració en mantells es trobaven més al N que no algunes que ara hi són. Actualment és oberta la discussió sobre l’estructura dels Pirineus, i no hi ha un acord entre les diferents escoles implicades. De tota manera, totes estan d’acord en la importància que hi tenen els mantells de corriment i, de fet, discrepen bàsicament en el grau d’al·loctonia d’alguns d’ells. A grans trets, però, la conca mesozoica pot ésser reconstruïda. Com ja hem esbossat, la conca mesozoica pirinenca era allargada d’E a W, francament oberta cap a l’Atlàntic i només temporalment cap a la Mediterrània. Per a fer-ne la reconstrucció cal, d’una manera molt esquemàtica, eixamplar considerablement l’espai que avui ocupa la zona axial, que és estructurada en diverses unitats encavalcades; desplaçar cap al N, fins a posar-les en contacte amb la zona nordpirinenca, les unitats al·lòctones més superiors (unitats de Cotiella, sudpirinenca central, Pedraforca, l’Empordà); al S d’aquestes cal col·locar-hi les que estructuralment es troben immediatament a sota (mantells de Gavarnia i del Cadí); la part meridional de la zona axial se situaria al S d’aquestes darreres unitats (afloraments mesozoics de la finestra de Gavarnia i dels Banys d’Arles); els afloraments mesozoics de la vora S de la zona axial enllaçarien, per sota de les unitats al·lòctones de provinença septentrional, amb els que hi ha sota el rebliment terciari de la conca de l’Ebre. Pel que fa a l’objectiu d’aquesta obra, interessa, principalment, la part meridional de la conca pirinenca. Donat el seu caràcter de vora de conca —la vora ibèrica de la conca pirinenca— i malgrat les dificultats que imposa l’estructura, hom pot reconstruir-hi les relacions de discontinuïtat entre les formacions, els recobriments expansius costaners, i definir amb força precisió les seqüències deposicionals.

El marge oriental d’Ibèria

Entre els dominis pirinenc i bètic hi ha una àrea àmplia (la corresponent a la Serralada Ibèrica, la conca de l’Ebre, la Serralada Costanera catalana i Menorca) que ha estat molt menys deformada durant el Terciari, de manera que pràcticament els materials mesozoics es troben allà on es dipositaren. D’altra banda, durant el Mesozoic aquesta àrea fou sempre molt marginal i, gràcies a l’enfonsament i el basculament de blocs al llarg de falles normals, s’hi han diferenciat una sèrie de cubetes o petites conques, en les quals penetren aigües relativament profundes, separades per llindars. Als Països Catalans, de N a S, hom pot distingir la conca de Salou-Garraf, el llindar del Priorat-Prades, la cubeta del Perelló, el llindar del Caro-Montsià, la conca del Maestrat, el llindar d’Ejulve-Maestrat meridional, la cubeta d’Aliaga-Penyagolosa, el llindar Ibèric sudoriental (llindar de València o de la serra d’Espadà) i la conca o golf d’Albacete. És una zona idònia per a la definició de seqüències deposicionals, ja que la proximitat a les terres emergides i la subsidència diferencial dels diversos sectors permeten de reflectir-hi bé les variacions relatives del nivell de la mar, és a dir permeten un bon desenvolupament dels recobriments expansius costaners. A més, com que hi ha cubetes relativament profundes ben comunicades amb la mar oberta, com per exemple la conca del

Maestrat, hom pot seguir bé les discontinuïtats costaneres fins, pràcticament, les seves conformitats relatives, i així és possible de datar força bé les seqüències deposicionals.

Les superseqüències

L’anàlisi de les relacions geomètriques de les formacions mesozoiques, en particular a l’àrea de la Serralada Ibèrica i dels Pirineus, ha permès de diferenciar una sèrie de seqüències separades per discontinuïtats de diversos tipus i característiques i, per tant, de diferent importància. Així, hom ha pogut distingir discontinuïtats de dos ordres. Les de menor entitat separen sequències deposicionals que corresponen a la magnitud dels cicles de tercer ordre definits per Vail i els seus collaboradors, mentre que les majors, caracteritzades per recobriments expansius d’àmplia extensió, corresponen, en general, a seqüències equivalents als cicles de segon ordre. Per analogia amb la terminologia emprada per als cicles, anomenarem superseqüències les seqüències deposicionals separades per discontinuïtats majors i que, alhora, són formades per distintes seqüències de rang inferior.

Els grans recobriments expansius permeten diferenciar a tot l’àmbit dels Països Catalans quatre superseqüències que corresponen als supercicles del Triàsic, Juràssic, Cretaci inferior i Cretaci superior, i que són correlacionables amb els supercicles globals. No totes les seqüències de rang inferior definides a l’àmbit dels Països Catalans són vàlides per a tota la regió, encara que moltes ho són i, a més, són correlacionables amb els cicles de canvi de nivell del mar globals de tercer ordre. Cal tenir present que l’àrea considerada es troba situada en una regió tectònicament molt activa, i que algunes de les discontinuïtats estratigràfiques poden ésser més condicionades per l’estructuració local que no pels canvis eustàtics del nivell de la mar.

La superseqüència triàsica

La superseqüència del Triàsic s’inicia amb els materials que hi ha per sobre de la discordança de la base dels terrenys mesozoics (248 milions d’anys) i comprèn tot el Triàsic i l’Hettangià, estatge inferior del Lias. El seu límit superior és una important discontinuïtat que, a les zones més marginals de la vora oriental d’Ibèria, esdevé una veritable discordança. La superseqüència juràssica es disposa en un recobriment expansiu ("onlap") extens sobre les formacions de les diferents seqüències triàsiques, les quals han estat truncades per l’erosió a les zones més marginals de la conca. Les bretxes dolomítiques sinemurianes arriben a reposar sobre els gresos del Buntsandstein al Baix Aragó, al sector de Cedrillas—Corbalán. Als Pirineus, les fàcies carbonàtiques marines del sostre de la superseqüència triàsica queden separades per una discontinuïtat sedimentària de les dolomies i evaporites lacunars de la base de la seqüència juràssica. Tradicionalment, hom ha col·locat aquest límit a l’interior de l’Hettangià, donat que a la part alta de la superseqüència triàsica hi ha fòssils d’aquest estatge. Tanmateix, els nivells ben datats més baixos de la superseqüència juràssica són del Sinemurià superior. Així doncs, hom pot dir que el límit entre les superseqüències triàsica i juràssica se situa a la base del Sinemurià (206 milions d’anys).

La superseqüència juràssica

El començament de la superseqüència juràssica ve assenyalat, doncs, per un important recobriment expansiu sobre una superfície erosiva, a la vora ibèrica, i s’inicia al Sinemurià (206 milions d’anys). A l’E de la península el sostre d’aquesta superseqüència és ben determinat. A les zones més marginals es desenvolupa un recobriment expansiu de la primera seqüència deposicional de la superseqüència del Cretaci inferior sobre una superfície erosiva, que, a les zones més profundes de la conca del Maestrat, passa lateralment a una conformitat sense cap hiatus detectable paleontològicament. Aquí, el límit se situa a l’interior del Valanginià (entre 138 i 131 milions d’anys, edats de la base i del sostre del Valanginià). Als Pirineus s’acostuma a situar a la base del Valanginià, que és on situen Vail i els seus col·laboradors el límit entre els supercicles juràssic i cretaci inferior. De tota manera aquest límit queda situat a l’interior del Neocomià, nom comprensiu dels estatges Berriasià, Valanginià i Hauterivià. Aquests estatges són generalment mal representats i, en particular, hi abunden les fàcies continentals que, en molts indrets, cap avall, s’estenen a la part superior del Malm. En el Valanginià les fàcies marines són especialment poc representades. Tots aquests fets permeten d’explicar les petites discrepàncies en la situació del límit entre les superseqüències del Juràssic i del Cretaci inferior.

La superseqüència cretàcia inferior

Part del Valanginià, l’Hauterivià, el Barremià, l’Aptià i l’Albià inferior formen la superseqüència del Cretaci inferior. Té una edat compresa entre els 138 milions d’anys del començament del Valanginià i una data lleugerament posterior a 113 milions d’anys, començament de l’Albià. El seu límit superior és marcat per la presència dels terrenys detrítics de la base de la seqüència albocenomaniana, que recobreixen, de vegades discordantment, a través d’una important discontinuïtat —subaèria o submarina segons l’àrea—, les formacions infrajacents. A la vora oriental d’Ibèria, aquestes formacions detrítiques arriben a reposar damunt els terrenys del Lias, erosionats, com succeeix a la serra de Cavalls-Pàndols i als ports de Beseit.

La superseqüència cretàcia superior

Tot i que Vail i els seus col·laboradors col·loquen el límit entre els supercicles del Cretaci inferior i superior a l’interior del Cenomanià, els autors que durant els últims anys s’han ocupat de l’estratigrafia dels terrenys mesozoics de la vora oriental i sudoriental d’Ibèria, des del Prebètic fins a la conca de Garraf, estan d’acord a situar l’inici del supercicle del Cretaci superior a la base de les formacions detrítiques continentals de l’Albià superior, les anomenades Arenes d’Utrillas. En el Cenomanià de l’àrea en qüestió hi ha, sens dubte, una ruptura sedimentària important, però tant el recobriment expansiu de la seqüència immediatament superior com el truncament erosiu de la seqüència albocenomaniana, són d’una magnitud netament inferior als de la discontinuïtat intraalbiana. En canvi, als Pirineus, més lligats a la dinàmica atlàntica, la discontinuïtat a l’interior del Cenomanià és la més important, de manera que la seqüència, deposicional del Cenomanià-Santonià inferior reposa tant sobre el Cretaci inferior com sobre el Juràssic, el Triàsic i fins i tot el Paleozoic. Aquestes diferències pel que fa a la importància relativa de les discontinuïtats intraalbiana i intracenomaniana, a la vora oriental d’Ibèria i a la conca pirinenca, són degudes a les diferents dinàmiques d’ambdues conques. De fet, la magnitud d’una discontinuïtat depèn de la relació entre la davallada eustàtica del nivell de la mar i de la subsidència de la conca. Si la taxa de subsidència d’una conca és gran, l’efecte de la davallada eustàtica del nivell del mar és petit, això és, la discontinuïtat que hi és relacionada és menys important. Com veurem, als Pirineus, a l’Albocenomanià, tingué lloc una gran subsidència, fet que explica la relativa menor importància de la discontinuïtat intraalbiana respecte a la del marge oriental d’Ibèria on la subsidència era molt menor. En canvi, durant el Cenomanià començà l’activitat tectònica compressiva als Pirineus amb surrecció de certes parts de la serralada, és a dir, hi hagué una tendència de subsidència negativa i, per tant, un més gran efecte de la davallada eustàtica del nivell del mar, que donà lloc a l’important truncament sobre el que reposa la seqüència deposicional del Cenomanià-Santonià inferior. La causa de la magnitud de la discontinuïtat intracenomaniana dels Pirineus cal atribuir-la, doncs, a l’inici de l’estructuració de la serralada, més que no pas a un procés global de variació eustàtica del nivell del mar. Per tal de facilitar la descripció del Mesozoic dels Països Catalans, hem optat per situar el límit entre els supercicles del Cretaci inferior i del Cretaci superior a la discontinuïtat intraalbiana, ja que aquesta és la de més gran amplitud a la vora oriental d’Ibèria, on la tectònica és menys important que als Pirineus. Aquesta és, de tota manera, una opció arbitrària, i en tot cas cal tenir presents les consideracions realitzades.

La superseqüència del Cretaci superior comença, doncs, amb les arenes de l’Albià superior (entre 113 milions d’anys, base de l’Albià, i 97,5 milions d’anys, límit de l’Albià i el Cenomanià). A la vora oriental d’Ibèria aquesta superseqüència presenta un desenvolupament feble, mentre que a la conca pirinenca els materials corresponents assoleixen gruixos considerables. El seu límit superior és una discontinuïtat que es manifesta per una important etapa d’erosió que assenyala la fi dels temps mesozoics.