Els materials hercinians

Els sistemes del paleozoic. Els números indiquen l'edat en milions d'anys.

Maber

Els terrenys hercinians que afloren als Països Catalans es poden agrupar, a grans trets, en tres grans conjunts, els quals són significatius pel que fa a llur origen i evolució. El primer inclou les roques sedimentàries paleozoiques i les roques volcàniques i subvolcàniques que hi són interstratificades, així com llurs derivats metamòrfics. El segon grup és integrat pels gneis que provenen majoritàriament de granitoides anteriors a l’orogènia herciniana. Els granitoides intrusius hercinians emplaçats en terrenys pertanyents a ambdós grups anteriors formen el tercer grup.

Les roques sedimentàries paleozoiques anteriors a l’orogènia herciniana formen una sèrie que comprèn materials d’edats des de probablement cambriana (~ 590 milions d’anys) fins a carbonífera superior, westfaliana (~ 310 milions d’anys).

Els estrats més antics, ben caracteritzats amb fòssils, s’atribueixen al Caradocià (460-450 milions d’anys), estatge de l’Ordovicià superior. En els terrenys situats per sota del Caradocià no s’han trobat fòssils i es coneixen amb el nom de Cambroordovicià. Per sobre de l’Ordovicià segueixen els materials del Silurià, el Devonià i el Carbonífer que, en general, són ben caracteritzats biostratigràficament. Tanmateix aquesta sèrie, en el camp, se sol mostrar d’una manera fragmentària i, localment, només en són reconeixedors trams parcials: d’una banda, els afloraments dels terrenys hercinians són discontinus, a causa del recobriment posthercinià i, de l’altra, en el seu interior els granitoides intrusius trenquen la continuïtat dels afloraments de les roques sedimentàries; a més, llur disposició estructural és complexa i es tradueix en desplaçaments, repeticions i plegaments dels estrats. Aquests fets i la presència freqüent de transformacions metamòrfiques dificulten la reconstrucció de la disposició i el gruix original dels materials més antics, és a dir, els situats originàriament a la base de la sèrie paleozoica.

En aquest sentit, cal fer notar que el problema de la natura del substrat de la sèrie paleozoica encara no ha estat resolt. Alguns geòlegs pensen que els gneis que formen el segon gran conjunt de terrenys i que amb molta freqüència afloren per sota dels materials cambroordovicians, suposats els més antics de la sèrie paleozoica, podrien representar aquest substrat. D’altres, en canvi, s’inclinen a pensar que els gneis podrien haver derivat de granitoides emplaçats a la part baixa de la sèrie cambroordoviciana abans de l’orogènia herciniana i que, per tant, no sèrien el substrat de la sèrie paleozoica. En aquest cas els terrenys sedimentaris més antics podrien arribar a ésser fins i tot precambrians.

Els gneis deriven majoritàriament de granitoides, i són, per tant, el que s’anomena ortogneis. Associats a aquests ortogneis trobem també d’altres gneis de naturalesa diversa, entre els quals n’hi ha que són en part derivats de roques sedimentàries, els paragneis, i d’altres derivats de diferents roques ígnies. Ha estat atribuïda una edat precambriana a les roques sedimentàries, a partir de les quals s’han format els paragneis esmentats.

Les roques que durant l’orogènia ocupaven posicions profundes dins de la crosta terrestre i eren sotmeses a temperatures elevades, sofriren transformacions mineralògiques i microstructurals, això és, foren metamorfitzades. Com a conseqüència, augmentà la cristal·linitat de les roques sedimentàries i s’hi desenvoluparen noves superfícies que, moltes vegades, esdevingueren més manifestes, fins i tot, que l’estratificació original. Durant

Les transformacions metamòrfiques de les roques situades en zones més somes durant l’orogènia foren molt més febles o, fins i tot, absents; de tota manera, les transformacions estructurals hi foren freqüents i, d’una manera bastant generalitzada, aquestes roques adquiriren un clivatge ben manifest.

El tercer grup de roques, els granitoides, s’originaren durant l’orogènia, i són l’expressió de les seves darreres manifestacions. Se n’emplaçaren nombrosos cossos de grans dimensions —batòlits— en els materials preexistents, preferentment en els dominis soms, només feblement afectats per les transformacions metamòrfiques. Arran seu es desenvoluparen les anomenades aurèoles de metamorfisme de contacte, això és, aurèoles dels batòlits formades pels materials que els envolten —encaixants—, recristal·litzats com a conseqüència de l’augment de temperatura que hi provoca la intrusió del batòlit. Aquests granitoides són predominantment de natura granodiorítica, si bé és freqüent que els batòlits siguin compostos, és a dir que estiguin constituïts per una gamma de roques plutòniques que comprenen des de roques bàsiques —pobres en sílice— com els gabres, fins a roques àcides —riques en sílice—, com els leucogranits. A més d’aquests grans batòlits, a les zones profundes, integrades per roques metamòrfiques d’origen tant sedimentan com igni, són freqüents els cossos de leucogranits moscovítics de petites dimensions.

A continuació descriurem primer els materials anteriors a l’orogènia herciniana —això és, els gneis i les roques sedimentàries paleozoiques— i només un cop exposada llur estructura, adquirida durant l’orogènia esmentada, descriurem els granitoides, materials ignis emplaçats en els anteriors posteriorment a l’adquisició de llur estructura.

Els gneis hercinians

Els gneis constitueixen la unitat litològica inferior del conjunt de materials hercinians i prehercinians. Aquestes roques es troben en una sèrie de massissos amb estructura de dom, localitzats preferentment als Pirineus centrals i orientals. Els doms són constituïts per nuclis de gneis envoltats per roques sedimentàries metamorfitzades —roques metasedimentàries— de la sèrie cambroordoviciana, i ocasionalment, per granitoides. Tanmateix l’estructura dels doms és sovint complexa, ja que en alguns massissos, com el del Canigó per exemple, els gneis apareixen intercalats entre les roques metasedimentàries. Llur constitució petrològica també és complexa, ja que si bé majoritàriament són formats per ortogneis ocel·lars, hi ha una certa variabilitat especialment manifesta en la proximitat de les roques metasedimentàries que els envolten, on són freqüents les varietats de gra fi i leucocràtiques. També és comú en alguns massissos, com per exemple el de l’Albera, la presència de grups de gneis, constituïts per l’associació de gneis derivats de roques ígnies —ortogneis— i de gneis derivats de roques sedimentàries —paragneis—.

Els gneis ocel·lars constitueixen, de bon tros, les varietats predominants i es caracteritzen per la presència de grans cristalls —megacristalls— de feldspat potàssic relicte, és a dir d’origen anterior al metamorfisme, envoltats per la foliació gnèisica definida per l’ordenació preferencial dels grans de mica i de les bandes de grans de quars. Són justament aquests megacristalls els que donen l’aspecte característic d’aquestes roques, al qual és degut el qualificatiu d’ocel·lar. Encara que a tots els massissos aquests gneis solen presentar moltes analogies petrogràfiques, és costum de denominar-los amb diferents noms propis a cada massís. Així, en el massís del Canigó són coneguts amb el nom de gneis del Canigó o G 2, mentre que a l’Aston reben el nom de gneis de Riette, i a l’Albera, el de gneis de Sureda. Les varietats típicament ocel·lars passen sovint, i d’una manera gradual, a varietats microocel·lars de gra fi i a varietats no ocel·lars.

En algun cas, com els gneis de les Guilleries —l’únic gran aflorament de gneis fora dels Pirineus—, les varietats ocel·lars d’ulls petits i les no ocel·lars esdevenen dominants. En els doms dels Pirineus és freqüent que les fàcies de gra més fi estiguin situades a la perifèria del nucli de gneis. D’entre aquestes són típiques les varietats leucocràtiques —de colors blanquinosos—, també anomenades leptíniques.

La composició química i mineralògica d’aquests gneis, així com els trets relictes de la seva microstructura primitiva, permeten d’afirmar que deriven d’antigues roques ígnies, majoritàriament granitoides. Més problemàtics són la posició estratigràfica, l’origen i l’edat dels granitoides prehercinians que durant la deformació i el metamorfisme hercinians foren transformats en aquests gneis. Bàsicament han estat considerades dues hipòtesis alternatives. Una suposa que els granitoides formaven el sòcol precambrià sobre el qual s’havien dipositat els materials paleozoics. L’altra suposa que els granitoides havien estat emplaçats dins de la sèrie cambroordoviciana abans de l’orogènia herciniana, probablement durant l’Ordovicià superior.

En aquests gneis han estat obtingudes edats radiomètriques que varien entre 475 (Ordovicià) i 550 (Cambrià inferior) milions d’anys.

L’associació d’ortogneis i paragneis aflora en posicions estructurals profundes dins de l’edifici hercinià. És comuna en els massissos nordpirinencs, encara que també és present en el massís de l’Albera, a la part més oriental de la zona axial. Es tracta de gneis heterogneis, sovint llistats, en els quals les varietats derivades de roques sedimentàries són associades a roques metamòrfiques carbonàtiques, calcosilicatades i amfibòliques; i tot aquest conjunt és també associat a varietats d’ortogneis ocel·lars. Sovint presenten associacions de minerals pròpies de metamorfisme d’alt grau. Les roques metasedimentàries d’aquest conjunt es consideren derivades de roques d’edat precambriana; fins i tot, probablement, una part de les característiques mineralògiques que presenten són heretades d’un metamorfisme precambrià. Les edats radiomètriques obtingudes en aquest grup de gneis se situen al voltant dels 580 milions d’anys (aproximadament, límit Cambrià-Precambrià). Aquests gneis han rebut també el nom de gneis basals o antics.

Les roques sedimentàries i volcàniques preorogèniques

Els materials hercinians cambroordovicians o infracaradocians

Constitueixen la part basal de la sèrie paleozoica, la qual encara no s’ha pogut caracteritzar biostratigràficament. El terme cambroordovicià, el més estès per a anomenar aquesta unitat inferior, fa referència a la suposició que aquest tram comprèn materials de les edats cambriana i ordoviciana. El terme infracaradocià emfasitza el fet que tota aquesta sèrie basal se situa estratigràficament per sota dels materials caradocians (Ordovicià superior), que són els nivells més antics dels Països Catalans ben caracteritzats paleontològicament. D’altra banda, no s’ha establert si aquest conjunt engloba també materials precambrians. En els Pirineus orientals, on els materials més profunds de la sèrie paleozoica afloren d’una manera més extensa —en concret, en el massís del Canigó—, la sèrie cambroordoviciana queda truncada per la intercalació dels gneis. Si acceptem que els gneis poden derivar de granitoides intruïts en la sèrie, cal considerar que aquesta podria prolongar-se inferiorment. En aquest cas, el seu límit inferior restaria indeterminat, no tan sols des del punt de vista estratigràfic, sinó també litològic: la sèrie cambroordoviciana, d’una manera gradual o bé sobtada, enllaçaria amb la dels paragneis antics.

El fet que en alguns indrets —la Molina, Andorra, Rocabruna— l’Ordovicià superior sigui discordant sobre la sèrie cambroordoviciana, dificulta la determinació precisa de l’edat de la part més alta d’aquesta sèrie, ja que aquesta disposició implica un període —de durada no determinada en el cas considerat— no registrat per sediments.

La caracterització del Cambroordovicià, no només biostratigràfica sinó també litostratigràfica, és agreujada per la complexitat tectònica present en els nivells profunds, així com per l’amplitud que assoleixen els dominis de metamorfisme intens dins del conjunt de materials cambroordovicians. Fins i tot en els dominis no metamòrfics o de grau metamòrfic molt baix, totes les roques de la sèrie cambroordoviciana presenten clivatge, sovint de tipus pissarrós, el qual esdevé gradualment esquistositat en augmentar el grau metamòrfic. Així doncs, la sèrie cambroordoviciana és constituïda, d’una manera predominant, per roques pissarroses i esquistoses.

A grans trets, la sèrie en conjunt es caracteritza per l’ampli predomini dels materials detrítics de tipus pelític o psammític —és a dir, que els grans originals de la roca tenen mides variables, des de la de les argiles fins a la dels gresos, passant per la dels llims—. Aquests materials formen freqüentment alternances o ritmes de gruix molt variable. Tant en sentit vertical com en sentit horitzontal, la natura i el gruix de les capes i dels ritmes presenten variacions notòries que comporten canvis graduals o sobtats del predomini d’una fracció detrítica sobre les altres. Així doncs, aquesta sèrie es caracteritza, a la vegada, per la monotonia litològica i per les variacions freqüents de les fàcies en distàncies curtes.

En aquest conjunt són freqüents les seqüències de roques detrítiques fosques o negres —dites ampelítiques— amb abundant matèria orgànica, fins i tot ocasionalment grafitosa, i amb sulfurs de ferro. Les fàcies detrítiques grolleres —conglomerats i microconglomerats— són poc abundants en relació al volum del conjunt de roques detrítiques, si bé n’han estat reconeguts nombrosos nivells. La presència d’intercalacions de roques d’origen subvolcànic, volcànic i vulcanosedimentari és bastant extensa i, en moltes ocasions, aquestes roques van associades als materials detrítics grollers. S’han reconegut en diferents trams de la sèrie, tot i que es presenten d’una manera molt diversa. Fins i tot pot afirmar-se que la natura litològica i el gruix d’alguns nivells que constitueixen amplis trams de la sèrie són molt directament condicionats per l’aportació de material detrític d’influència volcànica. La composició de les intercalacions subvolcàniques i volcàniques cobreix tot l’espectre, des dels termes bàsics (basàltics) fins als àcids (riolítics).

Les altres intercalacions, que per la seva natura litològica es diferencien netament del conjunt gresopelític, són escasses i, quan afloren, en general ho fan d’una manera lenticular i discontínua, de forma que difícilment es poden utilitzar com a nivell guia o de correlació. Les calcàries, en general marmoritzades, apareixen sovint en alguns trams de la sèrie. En particular són freqüents en forma d’intercalacions, sovint associades a nivells ampelítics, situades en la proximitat dels gneis. Per contra, si bé no absents, les roques carbonàtiques són més escasses en els trams més alts de la sèrie, constituïts per alternances rítmiques de gresos i pelites grises. Allà on es troben, solen ésser detrítiques i anar associades a gresos grollers i fins i tot a conglomerats. A les àrees on el Cambroordovicià és afectat per un metamorfisme de grau mitjà o alt, les intercalacions carbonàtiques solen anar associades a roques calcosilicatades, és a dir que contenen silicats càlcics i magnèsies.

La manca d’un coneixement litostratigràfic precís de tot el conjunt del Cambroordovicià obliga a emprar noms amb referències geogràfiques locals per a designar els diferents trams de la sèrie infracaradociana, ja que en l’estat actual de coneixement, no és possible d’utilitzar noms estratigràfics més generals. Per a facilitar la descripció dels materials cambroordovicians és convenient de tractar separadament tres grans àrees: els Pirineus orientals, els Pirineus centrals i la Serralada Costanera catalana.

La sèrie als Pirineus orientals

Els grans trets de la sèrie cambroordoviciana dels Pirineus orientals foren descrits per primer cop al vessant N del massís del Canigó, al S del sinclinal de Vilafranca de Conflent. La sèrie situada damunt dels gneis del Canigó i sota dels conglomerats de l’Ordovicià superior fou dividida en dos trams anomenats sèrie de Canavelles, l’inferior, i sèrie de Jújols, el superior. La sèrie predominantment esquistosa que aflora per sota dels gneis del Canigó és afectada per un metamorfisme de grau mitjà i és coneguda amb el nom d’esquistos de Balaig.

La sèrie de Canavelles és formada predominantment per filites i esquistos pelítics, de colors foscos i sovint grafitosos. Hi són freqüents les intercalacions lenticulars de marbres i dolomies, especialment abundants i gruixudes a la part inferior de la sèrie, a prop dels gneis, com per exemple en els Graus de Canavelles (Conflent). Les dolomies contenen masses importants de carbonats i òxids de ferro, que han donat lloc a explotacions a Escaró, Batera, Vernet i d’altres. A Escaró les dolomies també contenen una mineralització complexa de fluor, actualment en explotació. En d’altres indrets, els carbonats també són freqüents en els materials cambroordovicians, propers als gneis, considerats equivalents de la sèrie de Canavelles. En són bons exemples els marbres i les dolomies del vessant meridional del massís del Canigó i també els que envolten els gneis de Núria. Les intercalacions de marbres i dolomies situades en els esquistos que envolten els gneis del Roc de Frausa (Vallespir i Alt Empordà) que afloren, per exemple, a les rodalies de la Vajol i de les Salines, presenten característiques d’aflorament i petrològiques similars.

Les intercalacions de roques volcàniques i subvolcàniques àcides són freqüents, si bé no són exclusives de la sèrie de Canavelles. Un bon exemple aflora al vessant N del massís del Canigó-Carançà, a l’W d’Orella, a la carretera d’Oleta a Aiguatèbia: el metapòrfir de la Guixa. Les roques d’aquest tipus prenen sovint l’aparença de gneis, ja que es tracta de roques quarsfeldspàtiques i foliades. I això fins al punt que al vessant S del Canigó, al Vallespir, aquestes roques d’origen volcànic, que hi són força abundants, han estat anomenades gneis "granulés". Afloraments ben característics en aquesta comarca són els de les Sitges, entre Prats de Molló i el Tec.

Al vessant N del massís del Canigó, al sinclinal de Vilafranca, el tram de sèrie cambroordoviciana situat damunt de la sèrie de Canavelles i que té per sostre els conglomerats de l’Ordovicià superior és anomenat sèrie de Jújols. Tanmateix el límit entre ambdues sèries no és definit amb precisió. Aquesta sèrie es caracteritza globalment per la preponderància de les alternances de capes primes, d’un gruix mil·limètric a centimètric, de pelites de color gris fosc i gresos fins, de colors grisos més clars. A la part inferior de la sèrie de Jújols, és a dir en el tram que constitueix la transició amb la sèrie de Canavelles, els gresos esdevenen més grollers i, fins i tot, hom troba fàcies microconglomeràtiques que formen l’anomenat microconglomerat d’Évol. A diferència del que succeeix a la sèrie de Canavelles, les intercalacions carbonàtiques no hi són freqüents; tanmateix damunt del tram de gresos aflora un nivell que arriba a assolir uns 30 m de gruix i que ha estat anomenat la calcària de Tuïr d’Évol. En d’altres indrets, en una posició semblant dins de la sèrie, han estat trobats diferents nivells de calcàries que reben noms que es refereixen a la seva localització geogràfica. A la Cerdanya es troba la calcària de Failó o Vallsabollera. Als Aspres (Rosselló), les calcàries de Cubrí i de Reiró constitueixen intercalacions a la part alta de la sèrie cambroordoviciana, assimilada, en aquest massís, a la sèrie de Jújols.

A banda de les esmentades, les nombroses intercalacions calcàries i detrítiques que hem descrit en el Cambroordovicià són difícilment correlacionables. Els conglomerats de Tregurà (Ripollès) i la sèrie calcareodetrítica del cap Norfeu (cap de Creus, Alt Empordà) podrien ocupar una posició similar a la dels nivells calcareodetrítics d’Évol, és a dir, el tram de transició entre les sèries de Canavelles i Jújols.

A la sèrie de Jújols, o a les parts altes de les sèries cambroordovicianes equiparables a d’altres massissos (Aspres, l’Albera), són freqüents les intercalacions de roques volcàniques i subvolcàniques àcides, com per exemple la porfirita dels Aspres.

La subdivisió del Cambroordovicià en les sèries de Canavelles i de Jújols s’ha estès, amb més o menys encert, a d’altres àrees dels Pirineus, en particular al vessant S del Canigó i als massissos més orientals.

Els terrenys cambroordovicians que envolten el flanc S del dom de gneis del Canigó-Carançà i els gneis de Núria es consideren equivalents de la sèrie de Canavelles. Dins de les ritmites gresopelítiques amb feldspats i de les dolomies d’aquesta sèrie, just al S dels gneis de Núria, es troben interessants mineralitzacions polimetàl·liques d’arsènic-or, amb argent, bismut, coure, plom, antimoni i tungstè, en forma de disseminacions, en filons o en masses. També es correlacionen amb la sèrie de Canavelles les sèries esquistoses que envolten els gneis del Roc de Frausa (la Vajol·les Salines) i els de l’Albera (complex de Requesens-puig Neulós).

D’altra banda, els materials cambroordovicians de la vall del riu Rigard i de la collada de Toses (Ripollès), que s’han anomenat esquistos de Planoles, correspondrien a la part baixa de la sèrie de Jújols. La sèrie dels Aspres i els esquistos de Vilartolí —més precisament, la sèrie que forma els afloraments de Vilartolí— pla de l’Arca, enclavada en la granodiorita de la Jonquera i constituïda per roques sedimentàries amb abundants intercalacions de roques volcàniques o subvolcàniques àcides —també corresponen probablement a aquest tram inferior de la sèrie de Jújols. A l’extrem sudoriental de l’Albera, la sèrie de Mas Patiràs o de Colera-Vilamaniscle (Alt Empordà), que també conté abundants intercalacions d’origen volcànic i subvolcànic, és probablement equivalent a les que acabem d’esmentar. Prop de Sant Miquel de Colera, les roques subvolcàniques contenen mineralitzacions de calcopirita, en un eixam de filonets anostomòtics de quars.

En augmentar la distància entre el vessant N del massís del Canigó-Carançà i la regió considerada, les correlacions esdevenen cada cop més difícils. Així, al cap de Creus les equivalències es fan problemàtiques. En aquesta àrea és més adient agrupar els materials cambroordovicians en tres trams: un d’inferior, predominantment grauvàquic, amb importants intercalacions d’origen igni i de composició variable —d’àcida a bàsica— (sèrie de Cadaqués-cap de Creus); un d’intermedi, constituït per pelites i psammites fosques i ampelítiques (fil·lites negres de Montjoi); i un de superior constituït per una associació calcareodetrítica (sèrie de cap Norfeu).

El Cambroordovicià als Pirineus centrals

A grans trets, la sèrie cambroordoviciana hi és representada de manera més incompleta, ja que en aquest sector no ha estat assolit un nivell d’erosió tan profund com als Pirineus orientals. Als Pirineus centrals predominen, doncs, els nivells més alts de la sèrie paleozoica.

Als Pirineus centrals, el Cambroordovicià aflora principalment en els doms de la Noguera Pallaresa i de l’Orri i, de manera més restringida, als voltants de Meranges (Baixa Cerdanya) —prolongació vers l’W dels afloraments cambroordovicians del vessant sudoccidental del dom de Canigó-Carança— i al dom de Bossost (Vall d’Aran). També aquí, les diferents unitats litològiques d’aquesta sèrie han estat designades amb noms de referència geogràfica. En el dom de la Noguera Pallaresa, la sèrie va ésser inicialment subdividida en dos trams anomenats sèrie de Lleret-Baiau, l’inferior, i sèrie de Piles-Estats, el superior. Van ésser correlacionats respectivament amb les sèries de Canavelles i Jújols, dels Pirineus orientals. Posteriorment, tot el conjunt va ésseragrupat sota el nom de formació de la Seu, nom que fa referència a la Seu d’Urgell, ciutat situada a l’extrem oriental del dom de l’Orri. La constitució litològica de la formació de la Seu és similar a la de les sèries cambroordovicianes dels Pirineus orientals: es tracta d’una alternança quasi monòtona de gresos i llimolites o pelites, on els gresos predominen. En aquesta alternança es troben sovint les intercalacions de quarsites conglomerats i roques quarsfeldspàtiques d’aspecte gnèisic, d’origen volcànic. En alguns trams de la sèrie predominen les pissarres o les fil·lites fosques o negres, ampelítiques, amb sulfurs. També s’hi troben intercalacions de roques carbonàtiques —calcàries, pissarres carbonàtiques, calcofil·lites—. Una d’aquestes intercalacions en la formació de la Seu, constituïda per una associació de quarsites, calcàries i pissarres o fil·lites carbonoses, que aflora al N d’Andorra, ha estat anomenada formació o membre de Ransol.

Els afloraments cambroordovicians a la Serralada Costanera catalana

Els afloraments més extensos del Cambroordovicià es troben a les Guilleries i a la part sudoriental del Montseny. La presència de materials estratigràficament inferiors a l’Ordovicià superior al cap de Begur, al massís de les Gavarres i al Montnegre és probable, però fins ara no ha estat establerta d’una manera definitiva.

A les Guilleries, el Cambroordovicià és representat per una sèrie esquistosa de metagrauvaques i metapelites, on hi ha intercalacions gruixudes de gneis —gneis de les Guilleries— derivats de roques ígnies emplaçades en la sèrie, i intercalacions primes, de pocs metres de gruix, de roques amfibòliques, que a Sant Hilari Sacalm contenen una mineralització de ferro amb zinc, plom, coure, fluor i tungstè. Les intercalacions lenticulars de marbres, que també afloren al SE del Montseny als voltants de Gualba, són abundants. Aquests marbres, que contenen disseminacions de galena pretectòniques a Sant Julià de Llor, s’han equiparat als marbres de la sèrie de Canavelles dels Pirineus orientals.

Els materials hercinians situats entre les sèries azoiques cambroordovicianes i el Silurià amb graptòlits

Els terrenys del Paleozoic inferior, tant els de la Serralada Costanera catalana com els dels Pirineus, són molt poc fossilífers. Els fòssils més antics trobats corresponen a l’Ordovicià superior (Caradocià-Ashgil·lià, 458-438 milions d’anys). A la Serralada Costanera catalana, algunes de les localitats fossilíferes corresponents a les edats esmentades es coneixen des del final del segle passat, en què Almera va dur a terme el primer reconeixement geològic detallat del Paleozoic d’aquesta serralada. Les localitats conegudes des del temps d’Almera són el turó de Montcada (al Vallès), el Papiol (al Baix Llobregat) i Gràcia (a la ciutat de Barcelona). La fauna recollida consistia essencialment en braquiòpodes i cistoides que, segons les determinacions de Barrois, correspondrien al Caradocià. Més endavant, Faura i Sans va localitzar al Montseny, entre Aiguafreda i la Móra, un nou jaciment, amb una fauna de braquiòpodes. Als Pirineus, els jaciments són més abundants, de manera que des de les primeres dècades d’aquest segle es coneixen diverses localitats que han proporcionat fòssils del Caradocià i de l’Ashgil·lià. Les recerques modernes han permès de reconèixer algunes localitats fossilíferes noves, dues de les quals són a la Serralada Costanera catalana, en concret a les Guilleries.

Així doncs, hi ha una certa documentació paleontològica sobre l’Ordovicià superior, que si bé és insuficient per a establir una zonació biostratigràfica o per a fer correlacions de detall, és un ajut molt considerable a l’hora de reconstruir la successió estratigràfica general del Paleozoic. De tota manera, cal tenir en compte que els fòssils de què hom disposa no són prou nombrosos com per a poder establir el límit entre el Caradocià i l’Ashgil·lià, o bé entre el Caradocià i el Llandeilià, o entre l’Ashgil·lià i el Silurià.

Situació de les roques volcàniques ordovicianes a la Serralada Costanera catalana.

Maber, original de Duran i col·laboradors.

Un fet comú dins de la sèrie de grauvaques i pisarres del Caradocià és la presència de roques volcàniques àcides. La intercalació d’aquest tipus de roques a la sèrie ordoviciana és freqüent en el domini dels paleozoics mediterranis. A part els Pirineus i la Serralada Costanera catalana, s’ha reconegut un vulcanisme àcid a Sardenya, els Alps orientals i els Alps meridionals. L’edat d’aquest vulcanisme ordovicià no s’ha establert amb el mateix grau de precisió a totes les localitats. En moltes d’elles, l’edat sembla essencialment caradociana, en d’altres, com a Sardenya, sembla més aviat llandeiliana. Als Pirineus i a la Serralada Costanera catalana es troba lligat, majoritàriament, a les formacions de Cava i d’Estana, i a d’altres equivalents i, per tant, la seva edat sèria essencialment caradociano-ashgil·liana. Això no obstant, també es coneixen nivells de roques volcàniques àcides més antigues —dins del conjunt Canavelles-Jújols— i també d’altres de posició estratigràfica encara insegura. Així doncs, i pel que fa a tot l’àmbit perimediterrani, hom pot dir que existí un vulcanisme àcid ordovicià que cobrí un lapse ampli, probablement el Llandeilià-Ashgil·lià, i que fou durant el Caradocià quan aquest vulcanisme adquirí la seva màxima importància.

La major part de les roques volcàniques ordovicianes es poden classificar com a riolites i dacites, encara que fa poc també han estat trobades andesites. Totes aquestes roques tenen la particularitat d’apartar-se de la composició estàndard de les roques esmentades pel que fa a les proporcions d’àlcalis. Així, en la major part de les mostres analitzades hom troba una proporció Na²/K²O superior a 1, cosa que indica un enriquiment en sodi. Igualment, en algunes mostres es troba un enriquiment en SiO². Aquests enriquiments han d’interpretar-se com a produïts per accions hidrotermals durant el període de refredament dels productes volcànics. Aquest vulcanisme presenta, en el seu conjunt, una tendència calcoalcalina, que ha pogut ésser relativament ben definida gràcies a la troballa recent de roques de composició intermèdia.

El vulcanisme àcid ordovicià l’han relacionat, certs autors, amb l’existència possible d’intrusions àcides de la mateixa edat. De manera que hauria existit tot un magmatisme durant el Paleozoic inferior, d’edat essencialment ordoviciana, que s’hauria manifestat tant per emissions volcàniques com per intrusions superficials. Els cossos intrusius, deformats durant l’orogènia herciniana, s’haurien transformat en els ortogneis que afloren a les àrees profundament desmantellades per l’erosió. De tota manera, la manca de suficients datacions radiomètriques d’aquests ortogneis que confirmin o desmenteixin concloentment la seva contemporaneïtat amb els materials volcànics fa que, a aquest respecte, de moment, no es pugui passar del domini de la hipòtesi.

A la Serralada Costanera catalana, les roques volcàniques àcides ordovicianes es troben a la part septentrional de les Guilleries i a les Gavarres, formant la prolongació oriental dels afloraments de les Guilleries. També afloren a les Pedritxes, al N de Terrassa, i a Mataró, on formen uns petits afloraments envoltats de granitoides, que són la prolongació oriental dels afloraments de les Pedritxes. Als Pirineus, els afloraments més coneguts són els dels voltants de Ribes de Freser i de Camprodon.

La successió als Pirineus

Als Pirineus orientals s’ha pogut establir una successió estratigràfica estàndard, aplicable a tota l’àrea, si bé en el detall es presenten variacions d’una certa importància d’unes localitats a d’altres. Les unitats que poden distingir-s’hi, de dalt a baix, són les següents: a dalt de tot, la quarsita de Bar, de 10-20 m de gruix, que conté de vegades restes de braquiòpodes indeterminables. A continuació, la formació d’Ansovell, constituïda per pissarres de color gris negrós. El seu gruix varia entre 20 i 350 m. En part, pot ésser l’equivalent lateral de la formació d’Estana. Immediatament per sota, la formació d’Estana, de potència variable entre 50 i 200 m, que consisteix en pissarres amb un contingut variable de carbonats que poden formar capes ben diferenciades de calcàries intercalades, o bé simplement nòduls calcaris o nivells margosos; la desaparició lateral dels nivells de carbonat pot fer que els límits de la unitat no siguin isòcrons, de manera que pot haver-hi un pas lateral més o menys pronunciat entre les formacions d’Estana i d’Ansovell. Per sota d’aquella trobem la formació de Cava, unitat formada per pissarres i grauvaques que arriba a assolir uns 800 m de gruix; en algunes localitats conté intercalacions de roques volcàniques àcides, que poden arribar a ésser importants. I finalment, al nivell basal, el conglomerat de Rabassa, format per còdols dispersos dins d’una matriu peliticomicàcia, d’un gruix molt variable de 0 a 100 m) que fins pot arribar a desaparèixer lateralment; es tracta d’una roca originada per un dipòsit submarí, efectuat sota l’acció d’un corrent de fang ("mud flow"). Hom pren aquest conglomerat com a horitzó guia per a assenyalar el sostre de la sèrie de Jújols fins al punt que allà on manca el límit superior d’aquesta pot ésser difícil de precisar i, per tant, és difícil de marcar-hi el límit entre la sèrie de Jújols i la formació de Cava.

Ordovicià superior als Pirineus catalans: esquema de les relacions entre les diverses formacions d’aquest període en un tall N-S.

Ricardo Génova, original de Hartevelt.

De les cinc formacions descrites, tan sols dues, les de Cava i d’Estana, han lliurat restes fòssils. A la formació de Cava han estat recol·lectats braquiòpodes, entre els quals s’ha reconegut el gènere Svobodaina; aquesta fauna indica el Caradocià, però no se n’han fet recol·leccions exhaustives ni cap estudi paleontològic detallat; a més, no sempre es coneix la situació estratigràfica exacta de la fauna dins de la formació. La formació d’Estana ha lliurat una fauna de conodonts de l’Ashgil·lià i, a més a més, una fauna de braquiòpodes i cistoides que indica la mateixa edat; l’antiga localitat esmentada per Faura a la collada de Toses se situa dins d’aquesta formació. La resta de formacions no han proporcionat cap fauna determinable, i aquest fet, juntament amb la imprecisió de la localització estratigràfica dels diferents tipus de faunes, fa que hom només pugui donar una idea general de l’edat de la successió descrita.

Ordovicià superior als Pirineus catalans: sèrie de l’Ordovicià superior als voltants de Pardines (Ripollès) i correlació amb les unitats estàndard dels Pirineus orientals.

Javier Génova, original de Josep A. Muñoz i Francesc Sàbat.

En primer lloc, cal tenir en compte que les faunes més antigues trobades són d’edat caradociana, dins de la formació de Cava. Partint d’aquest fet, ha estat assignada, d’una manera general, una edat caradociana a la formació esmentada i, per extensió, al conglomerat de Rabassa, tenint en compte que aquest és més relacionat amb la formació de Cava que amb la sèrie de Jújols. Aquestes atribucions es veuen reforçades pel fet que, com hem dit en diverses ocasions, el conglomerat de Rabassa, localment, és discordant sobre la sèrie de Jújols. La presència d’aquesta discordança implicaria un salt d’edat entre les formacions de Jújols i de Rabassa, amb la consegüent existència d’un període sense registre estratigràfic entre ambdues formacions; això no obstant, caldria que aquest punt fos estudiat acuradament en tot l’àmbit dels Pirineus orientals abans de poder considerarlo com a establert de manera general. Si el contacte fos, en general, concordant, sèria més improbable que el límit d’edats correspongués exactament amb el límit litològic. De tota manera, com a primera aproximació hom pot considerar el conjunt de les formacions de Rabassa-Cava com a essencialment caradocianes.

De la mateixa manera, hom pot considerar la formació d’Estana com a ashgil·liana, tot i que no hi ha un control paleontològic suficient, fins al moment present, com per a estar segurs que el límit Caradocià-Ashgil·lià coincideixi exactament amb el límit litològic entre ambdues formacions.

Les dues formacions més altes (Ansovell i Bar) no han donat cap fauna identificable. Damunt de la quarsita de Bar, es troben les típiques pissarres negres silurianes amb graptòlits. L’edat, doncs, de les dues formacions esmentades ha de correspondre a l’Ashgil·lià més superior o al Silurià més inferior, o bé ha de comprendre ambdós lapses. La comparació de la successió pirinenca amb la del Massís Ibèric suggereix com a probable que el límit Ashgil·lià-Silurià es trobi dins de la formació d’Ansovell. En efecte, la successió estratigràfica del trànsit Ordovicià-Silurià dels Pirineus orientals recorda la de moltes parts del Massís Ibèric i del Massís Armoricà, on, per sota de les pissarres negres amb faunes silurianes, hi ha una quarsita d’uns pocs metres de gruix. En algunes parts del Massís Ibèric, on ha estat estudiat el microplàncton a la zona límit entre l’Ordovicià i el Silurià, s’ha posat de manifest que aquest límit es troba en unes pissarres situades per sota de les quarsites esmentades i per damunt d’un nivell amb carbonats que conté cistoides i és comparable a la formació d’Estana.

Als Pirineus centrals, i en concret a la Vall d’Aran, l’Ordovicià superior, tot i tenir algunes característiques comunes amb el dels Pirineus orientals, presenta certes particularitats. És format per dues sèries peliticogresoses, la inferior i la superior, separades per un nivell continu de calcàries blanques, les anomenades "calcaires de Bentaillou" o "calcaire metallifère", mineralitzacions a escala regional, i que a la Vall d’Aran contenen masses importants de minerals de ferro, amb una mica de zinc, com a la mina Preciosa Pepita, als plans de Liat. La sèrie detrítica superior conté un nivell de calcàries llistades ("calcaire rubanée" o "sandwich") amb fauna atribuïda al Caradocià-Ashgil·lià. El trànsit de la formació detrítica superior a les pelites negres del Silurià es realitza mitjançant nivells de conglomerats. Les mineralitzacions més importants de l’àrea són llentions i masses estratiformes de zinc (subordinadament de plom i coure), de gruix mètric, continguts en els nivells més fins de la sèrie peliticogresosa superior, que també contenen sulfurs disseminats. Aquests dipòsits metàl·lics han donat lloc a les explotacions de Liat, la Reparadora i el pla de Tur a la vall de l’Unyola. Hom creu que aquestes mineralitzacions es formaren per sedimentació en una conca inestable amb aportació hidrotermal de metalls. Són correlacionables amb els dipòsits de Peirahita Nestpalàs a l’Alta Garona, continguts en una sèrie carbonàtica de l’Ordovicià superior, amb abundants roques volcàniques.

La successió a la Serralada Costanera catalana

A la Serralada Costanera catalana els afloraments de roques sedimentàries i metasedimentàries paleozoiques es troben separats unes vegades pels granitoides i d’altres pel recobriment de materials mesozoics i terciaris. El caràcter fragmentari que, pel motiu esmentat, tenen els afloraments, dificulta poder establir-ne la successió estratigràfica. Això no obstant, un estudi detallat permet de distingir una sèrie d’unitats litològiques ben diferenciades, l’ordre estratigràfic i l’edat de les quals no són encara prou segurs.

Paleozoic inferior de la Serralada Costanera catalana: columnes estratigràfiques simplificades i comparació amb la nomenclatura litostratigràfica usada comunament als Pirineus.

Javier Génova, original de Duran i col·laboradors.

Una de les unitats litològiques més importants és una successió de grauvaques i pelites amb abundants roques volcàniques àcides que aflora extensament a la part N de les Guilleries i s’estén cap a l’E per les Gavarres. A les Guilleries, a la part baixa d’aquesta sèrie, es troben nivells de conglomerats amb còdols dispersos dins d’una matriu peliticomicàcia. Es tracta de dipòsits del mateix tipus que el conglomerat de Rabassa, però sense formar un horitzó continu. Els dos jaciments de braquiòpodes trobats fa poc que hi donen una edat caradociana, se situen dins d’aquesta successió. Hom pot dir, doncs, que la successió de grauvaques i pissarres de les Guilleries i les Gavarres és correlacionable amb la formació de Cava dels Pirineus. Ara bé, l’absència d’un nivell suficientment continu de conglomerats que es pugui assimilar al conglomerat de Rabassa dificulta la definició del límit inferior de la unitat. Tot i que els nivells lenticulars de conglomerats que afloren a les Guilleries poden semblar equivalents del conglomerat de Rabassa per la seva posició a la part baixa de la sèrie de grauvaques i pissarres, no cal que siguin necessàriament contemporanis d’aquell conglomerat. D’altres successions amb les mateixes característiques que la de grauvaques i pissarres de les Guilleries i les Gavarres es troben al llarg de l’estreta feixa de materials paleozoics que encavalquen l’Eocè de la Depressió Central catalana, entre Capellades i Castellar del Vallès. Per comparació litològica, aquests materials es poden considerar també com a essencialment caradocians, però fins ara aquesta atribució no s’ha pogut demostrar paleontològicament.

Els límits estratigràfics inferior i superior de la unitat de grauvaques i pissarres no han pogut ésser observats fins ara a cap localitat. A les Guilleries, el contacte amb els terrenys més antics, potser equiparables al conjunt de les sèries de Canavelles-Jújols dels Pirineus i que formen l’àrea de metamorfisme de grau més elevat de les Guilleries, és un contacte per falla. Igualment, el contacte amb el petit aflorament de Silurià i Devonià que es troba a la part més septentrional del massís també és per falla. A la franja de Capellades-Castellar del Vallès no s’observa tampoc ni la base ni el sostre de la successió. De tota manera, sembla que les grauvaques van perdent importància cap a la part alta de la sèrie, i hi ha un domini progressiu de les pissarres. Això és el que sembla almenys indicar el jaciment d’Aiguafreda (Vallès Oriental), que es troba dins d’una sèrie monòtona de pissarres amb làmines fines de llims i a prop d’un nivell calcari que podria correspondre ja a l’Ashgil·lià. S’ha tornat a estudiar aquest jaciment recentment i se n’ha confirmat l’edat caradociana. Això, juntament amb el fet de trobar-se a prop d’una intercalació de calcàries, fa pensar que cal situar aquest jaciment a la part alta de la successió.

Si la successió estratigràfica de la Serralada Costanera catalana és comparable, tal com sembla, amb la dels Pirineus, damunt de la successió de grauvaques i pissarres haurien de trobar-se els nivells carbonàtics corresponents a l’Ashgil·lià. A la Serralada Costanera catalana, els antics jaciments del Papiol, Montcada i Gràcia semblen correspondre a l’Ashgil·lià més que no pas al Caradocià i, a més a més, són situats en materials que tenen un cert contingut de carbonats. Però aquests jaciments es troben de tal manera que la seva posició estratigràfica no ésclara. D’altres nivells amb carbonats atribuïbles a l’Ashgil·lià afloren a les Gavarres (pissarres amb nòduls), al massís de Collserola (on donen lloc als nivells calcosilicatats de l’aurèola de metamorfisme de contacte a prop de Barcelona) i al Montseny, a prop del jaciment de braquiòpodes abans esmentat; en aquestes localitats, però, no ha estat trobada fins ara cap mena de fauna. Sembla ésser, doncs, que l’Ashgil·lià comporta nivells de carbonats com als Pirineus i com a tantes d’altres localitats del domini hercinià, però manca encara una prova paleontològica definitiva. Al massís de Collserola, aquests nivells van associats a roques volcàniques de composició intermèdia i bàsica, les diabases de la bibliografia tradicional.

Finalment, la part més alta de la successió sembla formada per pissarres i quarsites, comparables tal volta a les formacions pirinenques d’Ansovell i Bar. Damunt de les quarsites es troba el Silurià, amb la seva fàcies característica de pissarres negres i fauna de graptòlits.

Les pissarres negres amb graptòlits del Silurià

Per damunt de la quarsita de Bar, es troben, tant als Pirineus com a la Serralada Costanera catalana, unes pissarres negres d’uns pocs centenars de metres de gruix, amb abundància de graptòlits en determinats nivells. És freqüent, dins d’aquesta unitat, l’existència de capetes de lidites i d’alguna llentia de calcàries intercalades, així com també de sulfurs de ferro. Aquests sulfurs de ferro poden donar lloc a masses estratiformes de pirrotina, com les de Pineda, o d’òxids de ferro, aquests dins dels materials carbonàtics de la part alta de la sèrie, que han estat explotats a Malgrat. A la Serralada Costanera catalana es troben, a més, nivells de dolerites, una gran part dels quals corresponen, probablement, a "sills", és a dir filons paral·lels a les capes.

Principals unitats estratigràfiques del Silurià i del Devonià. Els números indiquen l’edat en milions d’anys.

Maber.

Aquestes pissarres són una fàcies que s’estén per una gran part d’Europa i que indica un medi sedimentari i reductor, i, si bé són característiques del Silurià, no formen la totalitat d’aquest sistema. Als Pirineus, les pissarres negres amb graptòlits són compreses entre la quarsita de Bar i la formació de Rueda, que és una formació carbonàtica. A la Serralada Costanera catalana són compreses entre un nivell de quarsites o pissarres i quarsites, que es pot equiparar a la quarsita de Bar, i unes calcàries noduloses massisses (formació de la Creu). Tal com ja hem indicat en tractar l’Ordovicià superior, és possible que la quarsita de Bar i una part de les pissarres de la formació d’Ansovell ja siguin silurianes, i alguna cosa semblant podria passar a la Serralada Costanera catalana. D’altra banda, el sostre del Silurià, almenys en moltes àrees, tampoc no coincideix amb el de les pissarres negres. Això és clar als voltants de Barcelona, on el límit Silurià-Devonià (408 milions d’anys) és bastant ben establert, i on es coneixen des d’antic diversos tipus de fauna de graptòlits que no fa gaire que s’han revisat. Aquesta fauna ha permès de reconèixer diverses zones del Llandoverià i del Wenlockià, però només excepcionalment alguna zona del Ludlowià. Endemés, a la part baixa de la formació de la Creu han estat trobats conodonts que indiquen la base del Pridolià, de manera que la part més alta del Ludlowià i tot el Pridolià serien carbonàtics i estarien representats dins de la formació de la Creu. El límit Silurià-Devonià se situaria a la part alta d’aquesta formació.

Als Pirineus la situació no és tan clara, ja que no existeix un bon control de l’edat de la part més baixa de la formació de Rueda. És molt possible que l’edat del sostre de les pissarres negres variï d’una banda a l’altra, de tal manera que pot ser que en algun punt tot el Silurià sigui format per pissarres negres, però falten encara dades paleontològiques per a poder precisar-ho.

Les sèries majoritàriament carbonàtiques del Devonià

Per damunt de les pissarres negres del Silurià que s’estenen uniformement, no només per tota la península Ibèrica, sinó també per una bona part d’Europa, segueixen una sèrie de materials variats, carbonàtics i terrígens (als Països Catalans, molt majoritàriament carbonàtics), la distribució espacial i temporaldels quals denota una complexa evolució paleogeogràfica durant el Devonià, i l’inici de certs moviments que condicionen la individualització dels diferents dominis paleogeogràfics i que acabaran conduint a l’orogènia herciniana durant el Carbonífer. A la península Ibèrica s’han diferenciat un bon nombre de fàcies devonianes: carbonàtiques perimareals, carbonàtiques d’escull, carbonàtiques biogèniques amb fauna bentònica, carbonàtiques amb fauna pelàgica, terrígenes somes, vulcanoclàstiques, de pelites i pelites amb nòduls calcaris i faunes pelàgiques, i fàcies terrígenes profundes de tipus "culm". Aquestes fàcies s’han agrupat en grans conjunts de fàcies. Atès que les variacions de fàcies tenen lloc tant en l’espai com en el temps, i que en determinades àrees hi ha llacunes de major o menor amplitud, no és possible de presentar un esquema de distribució de fàcies vàlid per a tot el Devonià. Convé diferenciar a grans trets la distribució del Devonià inferior, del mitjà i del superior.

Fàcies del Devonià en el Massís Ibèric. Hom ha indicat en els mapes les zones de la serralada: zona cantàbrica, zona d’Astúries occidental i Lleó, zona centribèrica, zona d’Ossa Morena i zona sudportuguesa. En el mapa A figuren (amb punts) les àrees amb afloraments del Devonià; la resta d’àrees amb color corresponen a interpolacions. En el nucli de la zona cantàbrica i a la major part de la zona centribèrica no hi ha pràcticament afloraments del Devonià. Les fàcies hercinianes són fàcies essencialment pelàgiques, mentre que les asturlleoneses i del tipus Rañeces-La Vid, representen fàcies carbonàtiques i detrítiques, de mars poc profundes, relativament litorals. Les fàcies renanes corresponen a fàcies terrígenes de gresos i pissarres d’aigües somes. Les fàcies "culm " són detrítiques profundes.

Ricardo Génova, original de Manuel Julivert.

Així, durant el Devonià inferior hom pot reunir les diferents fàcies en tres grans tipus: fàcies de la zona cantàbrica, representades per margues, calcàries, pissarres i dolomies, dipositades en condicions que varien entre sublitorals i perimareals (fàcies tipus Rañeces-La Vid); fàcies de calcàries noduloses, margues i pissarres amb faunes especialment pelàgiques com les presents a la Serralada Costanera catalana, que corresponen a les anomenades fàcies hercinianes; i fàcies terrígenes de gresos i pissarres dipositades en condicions d’aigües somes, que corresponen essencialment a les anomenades fàcies renanes. Durant el Devonià mitjà, a la zona cantàbrica es diferencien dues zones de fàcies. La fàcies palentina, que és de tipus carbonàtic (calcàries noduloses), amb fauna predominantment pelàgica, i que correspon a una fàcies de tipus hercinià. La fàcies astur-lleonesa, constituïda per un conjunt de fàcies tant carbonàtiques com detrítiques, dipositades en una mar de poca fondària en condicions relativament litorals. Els nivells terrígens presenten tota una varietat de litofàcies, així com els carbonàtics, les fàcies dels quals varien des de perimareals a coral·lines o sublitorals de diversos tipus. Cal remarcar l’absència, amb poques excepcions, de Devonià mitjà a la part meridional de la zona centribèrica i a la part septentrional de la zona d’Ossa-Morena. En aquest sector, el Devonià superior reposa directament sobre el Devonià inferior. Els afloraments de materials del Devonià superior presenten, en el Massís Ibèric, una distribució semblant als del Devonià inferior. Les fàcies del Devonià superior són tal vegada més variades que les del Devonià inferior i el mitjà, i han estat reunides en quatre grups de fàcies: fàcies palentina (herciniana); fàcies astur-lleonesa; fàcies terrígenes d’aigües somes (renana); i fàcies terrígenes de tipus "culm". Aquestes últimes atenyen un desenvolupament generalitzat durant el Carbonífer i per això les descriurem en tractar aquest sistema. A una altra escala, dintre de cada una de les grans unitats paleogeogràfiques definides per la distribució dels grans tipus de fàcies, també es presenten variacions notables de les fàcies, cosa que fa que sèries devonianes relativament pròximes siguin sovint força diferents. Als Països Catalans, tot i que les sèries devonianes són majoritàriament carbonàtiques, aquestes presenten variacions considerables d’un aflorament a l’altre.

El Devonià aflora, al nostre país, en estructures sinclinals. Així, a la zona axial pirinenca, cal destacar, d’entre els afloraments de Devonià, els dels sinclinals de la Vall d’Aran, de Llavorsí i de Vilafranca de Conflent, així com els que voregen la zona axial pel S. A la Serralada Costanera catalana hi ha diversos afloraments al Montseny (sinclinal de can Picamena, entre Aiguafreda i el Brull, sinclinal de Cànoves, al vessant S del massís), a la Serralada Litoral (Montnegre i voltants de Barcelona, com els del turó de Montcada, Vallcarca-Putget a l’interior de la ciutat i Santa Creu d’Olorda) i al peu de la serra de Miramar. També aflora a la regió de Tramuntana de Menorca i, possiblement, la part més inferior de la sèrie paleozoica del Priorat pertany al Devonià superior.

Abans de començar la descripció dels terrenys devonians del nostre país convé fer alguna consideració sobre els estatges del Devonià inferior. A les localitats on es van definir els estatges del Devonià inferior (Gedinnià i Siegenià), aquests presenten una fauna molt pobra i, a més, el Gedinnià reposa sobre el Cambrià. El trànsit del Silurià al Devonià s’ha pogut estudiar bé posteriorment al Massís de Bohèmia, on la sedimentació és contínua i on, d’altra banda, el Devonià inferior és ben desenvolupat i amb fauna abundant. En aquesta regió s’han definit uns nous estatges: Pridolià, Lochkovià, Praguià i Zlichovià. Pel que fa al Devonià inferior, actualment s’utilitzen més els estatges definits a Bohèmia.

A les descripcions que segueixen hom fa servir els estatges clàssics o els de Bohèmia, segons com ho hagin fet els autors que han estudiat les distintes regions. L’ús d’una escala o de l’altra depèn de circumstàncies diverses, tals com l’època en què fou fet l’estudi o el tipus de fauna present que facilita la comparació amb una o altra localitat tipus.

El Devonià a la zona axial pirinenca

La successió carbonàtica que es troba per sobre de les pissarres amb graptòlits és molt variable al llarg de la zona axial pirinenca, tant pel que fa a les fàcies com pel que fa a les potències. La part baixa de la sèrie carbonàtica correspon al Devonià més inferior. De tota manera, no hi ha un control micropaleontològic precís dels nivells de trànsit a les pissarres negres i, per tant, no sabem amb certitud si el límit entre les pissarres amb graptòlits i els materials carbonàtics correspon exactament al límit Silurià-Devonià. Pel que fa al sostre, les calcàries més superiors poden arribar al Tournaisià. De tota manera, cal indicar que en certes àrees, com per exemple les més orientals, manquen les lidites de la base del Carbonífer i que al començament del Carbonífer tingué lloc una carstificació de les calcàries superiors que conduí, entre altres, a la formació de dipòsits de manganès. Així doncs, al límit Devonià-Carbonífer, en algunes àrees no hi ha continuïtat en la sedimentació.

Fàcies del Devonià a la zona axial dels Pirineus: àrees definides d’acord amb l’evolució de les fàcies durant el Paleozoic superior, i columnes estratigràfiques sinòptiques (sense escala) del Devonià a cadascuna.

Ricardo Génova, original de Mey i Zwart

D’acord amb la distribució de les fàcies i potències de la sèrie en qüestió, a la zona axial pirinenca s’han distingit quatre grans àrees de fàcies i alguna d’elles s’ha dividit en subàrees: l’àrea occidental, a l’extrem occidental de la zona axial i que no queda inclosa a la regió considerada en aquesta obra; l’àrea septentrional, que inclou el sinclinal de Vilafranca de Conflent i la cobertora del massís de l’Aston, la regió dels voltants del granit de Riberot i l’àrea del S del massís de Barousse; l’àrea central, la localitat típica de la qual és la zona de la Vall d’Aran (més al S, al voltant del pla dels Estanys, la sèrie d’aquesta àrea presenta certes particularitats que fan que es parli de la subàrea del pla dels Estanys); i l’àrea meridional, la més ben coneguda, comprèn els afloraments del sinclinal de Llavorsí i tots els més meridionals des del riu Éssera fins a l’E de Camprodon, en la qual s’han definit diverses subàrees. Abans d’entrar en la descripció d’aquests materials, cal tenir present que en nombrosos casos els límits entre les àrees i les subàrees mencionades corresponen a importants encavalcaments del cicle alpí. Com es veu en tractar l’estructura de la zona axial i, més en detall, en tractar l’estructura alpina dels Pirineus, la zona axial pirinenca presenta una estructura alpina complexa, adquirida durant el Terciari. Això fa que la distribució actual dels afloraments de les fàcies devonianes no correspongui a la distribució que tenien en dipositar-se. Per a poder restituir cada aflorament al seu lloc original cal conèixer prèviament l’estructura, tant l’alpina com l’herciniana.

Els afloraments més representatius i extensos de l’àrea septentrional en territori català són els del sinclinal de Vilafranca de Conflent, els quals havien estat datats fa una trentena d’anys per Cavet en base a trilobits i recentment ho han estat a partir de conodonts. El límit inferior de la sèrie és tectònic i, per tant, no s’hi pot observar el trànsit a les pissarres de graptòlits. En aquesta successió es distingeixen dues sèries. Una d’inferior, d’uns 100 m de potència, que comença amb pelites brunes o grises alternants amb bancs prims de calcàries i que, cap a la part superior, esdevé cada cop més calcària fins a ésser constituïda només per calcàries en bancs massissos. D’acord amb els conodonts que hi han estat recollits, la part baixa d’aquesta sèrie correspondria al Silurià superior i la resta comprendria el Devonià inferior. La sèrie superior, de ben bé 150 m de gruix, comença amb calcàries dolomititzades datades com a Emsià superior-Eifelià inferior en base a trilobits. A sobre segueixen calcàries reticulars, el Marbre de Vilafranca, del Devonià mitjà. Les típiques calcàries noduloses de color roig intens amb goniatits, conegudes amb el nom de calcàries "griotte", corresponen al Famennià. Damunt de les calcàries "griotte" segueixen uns 25 m de calcàries grises, noduloses i/o massisses, a l’interior de les quals hi ha el trànsit al Carbonífer (360 milions d’anys). No s’hi troben els nivells de lidites, tan freqüents a la base del Carbonífer. Directament a sobre de les calcàries anteriors, el nivell més alt de les quals s’ha pogut atribuir al Viseà superior, s’instal•la la sedimentació detrítica del Carbonífer. Així doncs, la successió del sinclinal de Vilafranca es caracteritza per ésser totalment carbonàtica i presentar en el Devonià mitjà un important paquet dolomític.

El Devonià de l’àrea central és molt diferent del de l’àrea septentrional. La sèrie de la Vall d’Aran, la potència de la qual oscil·la entre 500 i 1000 m, n’és el millor exemple. Comença amb una Calcària basal d’uns 100 m de potència. A la base conté algunes intercalacions de xert i gresos i a la part alta algunes de pissarres. Segueix una seqüència de pissarres fosques amb intercalacions de capes primes de calcàries, que aflora al cim d’Entecada. Aquests materials es coneixen amb el nom de Pissarres i calcàries d’Entecada. La pròxima unitat litològica és la més característica d’aquesta àrea; són els Gresos de Bordes. Es tracta d’una seqüència gresosa que comença amb una alternança de pissarres i gresos, una quarsita i alguns bancs de gresos sense granoclassificació. Continua una sèrie gresosa de més de 200 m, rítmica, que presenta les característiques de les sèries turbidítiques. Correspon a sediments dipositats en aigües profundes al peu del talús continental. D’aquest tipus de sedimentació, així com de les seves característiques sedimentològiques, tractarem amb un cert detall en descriure la sèrie terrígena del Carbonífer, on aquest tipus de sedimentació adquireix una rellevància especial. Al sostre dels gresos de les Bordes hi ha una unitat formada majoritàriament per pissarres verdes amb alguna intercalació gresosa que es coneix amb el nom de Pissarres i gresos de Viella. A la Vall d’Aran no s’han trobat fòssils i, per tant, cal recórrer a correlacions amb d’altres regions per a datar les formacions descrites. Més a l’W, la mateixa sèrie turbidítica que aflora a la Vall d’Aran s’ha pogut datar com a Frasnià-Famennià inferior.

A la Vall d’Aran, el Carbonífer només és present al S de la continuació de l’encavalcament de Gavarnia —d’edat terciària—, al N del granit de la Maladeta, en el pla dels Estanys. Aquí, el Carbonífer —terrigen— reposa sobre unes calcàries, únic testimoni de la sèrie devoniana, i probablement equivalents de les calcàries basals de la sèrie de la Vall d’Aran. En aquest sector, a causa del metamorfisme provocat per la granodiorita de la Maladeta, aquestes calcàries es presenten en forma de marbres blancs. Probablement falta una gran part del Devonià o bé hi és condensat. Sembla probable que aquesta zona, situada actualment immediatament al S de l’encavalcament de Gavarnia, sofrís una emersió durant els últims temps del Devonià.

En aquesta mateixa àrea central, al voltant del massís granític de Marimanya, hi ha un conjunt de roques carbonàtiques en contacte tectònic amb els materials cambroordovicians infrajacents. Fins fa ben poc, aquests materials no s’havien datat paleontològicament, i els atribuïen, la majoria d’autors, a l’Ordovicià superior. Recentment han estat trobats conodonts que han permès d’atribuir-los al Silurià i al Devonià. La unitat basal d’aquesta sèrie és una alternança de calcàries i pissarres, amb alguna intercalació quarsítica i conglomeràtica a la part baixa. Les calcàries de la part alta han estat datades com a Ludlowià. Segueixen les anomenades Calcàries de Moredo-Salau, que són calcàries o marbres blancs o grisos, massissos, amb nòduls de xert. En aquestes calcàries es troben masses estratiformes d’esfalerita encaramel·lada que han donat lloc a l’explotació de Bonabé. Més a l’E, les intrusions tardihercinianes hi han desenvolupat metasomatisme de contacte amb metalls, que ha donat lloc a l’indici d’arsènic-tungstè d’Aurenère, i al dipòsit de tungstè de Salau, ja en el vessant septentrional dels Pirineus. Damunt de les calcàries de Moredo-Salau es troba la sèrie de la Perosa. Comença amb pissarres de color gris blavós que contenen capes de calcàries. Cap amunt, esdevé una sèrie predominantment detrítica, formada majoritàriament per pissarres amb alguns nivells quarsítics. Finalment, conté algunes capes carbonàtiques i la sèrie esdevé progressivament una alternança de calcàries i pissarres de color blau grisós. Els conodonts lliurats pels nivells carbonàtics han permès d’atribuir la sèrie de la Perosa al Devonià mitjà-superior.

Resumint, doncs, l’àrea central es caracteritza per la presència, durant el Devonià mitjà-superior, d’una sedimentació detrítica important, una gran part de la qual presenta les característiques dels dipòsits turbidítics.

L’àrea meridional és la millor coneguda, tant litostratigràficament com biostratigràficament (gràcies als conodonts), i hi han estat distingides diverses subàrees. En retindrem bàsicament dues: l’àrea de subfàcies de Serra Negra i la de subfàcies del Comte.

Amb el nom de subfàcies de Serra Negra englobem la subfàcies de Serra Negra en el sentit estricte i la subfàcies de Baliera. Inclou les formacions de Rueda, Baciver, Fonchanina i Griotte de Manyanet. La diferència entre la subfàcies de Serra Negra i la de Baliera rau en el gruix de la sèrie. La potència del Devonià a la primera d’elles és d’uns 200-270 m, mentre que a la segona assoleix els 750 m. A més, a la subàrea de Baliera, la formació de Baciver conté una unitat quarsítica que no és a la subfàcies de Serra Negra. La subfàcies de Serra Negra es troba immediatament al S de la Maladeta, al sinclinal de Llavorsí i a les unitats paleozoiques de les Nogueres (les Paüls, Gotarta-Malpàs, Castells, Montsec de Tost). Entre ambdues zones es troba la subfàcies de Baliera. Els límits entre les dues subàrees són encavalcaments alpins.

La part baixa de la formació de Rueda (membre d’Aneto, que no és present a tot arreu) consisteix en pissarres fosques amb calcàries argiloses i intercalacions primes de calcosquists. La resta de la formació (membre de Gelada) conté gresos calcaris, limolites, calcàries argiloses i pissarres. El gruix de la formació és d’uns 200 m i ha estat atribuïda al Gedinnià.

La formació de Baciver és una unitat de calcàries massisses molt característica i que destaca en el paisatge. A la subfàcies de Serra Negra, en el sentit estricte, conté una intercalació de quarsites i dolomies (membre de Sant Silvestre). La potència varia entre 20 i 175 m, i el membre quarsític pot assolir fins a 60 m de gruix. L’edat d’aquesta formació comprèn des del Siegenià inferior fins a l’Emsià inferior.

La formació de Fonchanina és formada per pissarres de color gris fosc amb intercalacions primes de calcàries i té una potència d’uns 70 m. Pertany a l’Emsià superior-Eifelià.

La formació Griotte de Manyanet consisteix en calcàries noduloses de diversos colors, sovint verdes o vermelles, amb intercalacions de calcàries pissarroses. La potència d’aquesta formació varia entre 40 i 300 m. Correspon a fàcies condensades que comprenen des del Givetià fins al Famennià.

L’àrea de subfàcies del Comte s’estén des de l’E de Camprodon, seguint la vora S de la zona axial, fins al S del sinclinal de Llavorsí, seguint les vores de la Cerdanya. Més a l’W, a la zona de les Nogueres, a les unitats d’Erdo i Feixa.

La part inferior de la sèrie devoniana de la subfàcies del Comte és força semblant a la de la subfàcies de Serra Negra. A la formació de Rueda, però, ja no es distingeixen dos membres. És formada per calcàries argiloses fosques amb intercalacions primes de calcosquists. En general, és més calcària que a la subfàcies de Serra Negra. La formació de Baciver, formada per calcàries massisses, fosques en fractura fresca, i intercalacions primes de calcosquists, també és present a la subfàcies de Serra Negra.

Segueix la formació de Villec. Consta de pissarres rogenques, calcosquists, calcàries amb, localment, pissarres verdoses i calcàries noduloses. La seva edat és de l’Emsià superior-Eifelià, i és correlacionable amb la formació de Fonchanina de la subfàcies de Serra Negra. La formació de Villec és, en general, més carbonàtica.

La unitat superior és la formació del Comte, on es distingeixen tres membres. L’inferior és format per calcàries de color gris clar, alguns cops noduloses; l’intermedi és format per les característiques calcàries "griotte", noduloses i d’un color roig intens amb abundants goniatits; i el membre superior torna a ésser format per calcàries grises. L’edat d’aquesta formació comprèn la resta del Devonià, i el límit amb el Carbonífer podria ésser situat a l’interior del membre superior.

Des del punt de vista ambiental, tenint en compte les faunes i les característiques sedimentològiques que presenten aquestes formacions, es pot suggerir que les fàcies de la formació de Rueda corresponen a les d’una plataforma externa, mentre que les de la formació de Baciver són força més pròximes a la costa. El membre quarsític de Sant Silvestre s’ha interpretat com una barra mareal sorrenca d’arran de costa, i les dolomies associades es devien haver format a les llacunes tancades darrere les barres. Les fàcies de les formacions del Villec i Fonchanina ja representen ambients més profunds, però amb influència terrígena, mentre que les formacions superiors (formacions del Comte i de Manyanet) corresponen a fàcies pelàgiques de sedimentació lenta, amb algunes interrupcions. Aquestes fàcies enllacen ja amb les pelàgiques del Carbonífer inferior. Cal indicar que en diverses àrees de la zona axial hi ha hagut emersions en el Carbonífer inferior que han conduït a la carstificació de les formacions devonianes superiors. En relació a aquests processos càrstics, cal assenyalar els jaciments de manganès que es troben en la formació del Comte, com per exemple els de la Tosa d’Alp.

La successió a la Serralada Costanera catalana

La successió carbonàtica a la Serralada Costanera catalana comprèn una part del Silurià (tot el Pridolià i la part alta del Ludlowià) i el Devonià inferior (Lochkhovià i Praguià). Hi manquen el Devonià mitjà i el superior. Les lidites i les calcàries carboníferes reposen directament sobre els terrenys del Devonià inferior.

Els afloraments que han estat més estudiats són els dels voltants de Barcelona, i en particular el de Santa Creu d’Olorda. Recentment s’ha revisat aquest aflorament i se n’ha pogut establir l’estratigrafia de detall i l’estructura. En el puig d’Olorda s’observen dues formacions carbonàtiques: una d’inferior, anomenada formació de la Creu, formada per calcàries noduloses en bancs gruixuts i compactes, i una de superior, la formació d’Olorda, constituïda per calcàries en capes més primes que alternen amb pissarres i margues.

El límit entre les pissarres amb graptòlits del Silurià i les calcàries de la formació de la Creu se situa, probablement, en el Ludlowià. Aquesta formació té un gruix de 30 m. A uns 10 m del sostre, se situa el límit Silurià-Devonià (408 milions d’anys). Així doncs, la part més alta d’aquesta formació pertany al Lochkhovià. Les calcàries d’aquesta unitat contenen una fauna abundant, entre la qual destaquen els crinoides i els cefalòpodes ortocònics. No s’hi han trobat braquiòpodes ni coralls. Corresponen a dipòsits pelàgics, de sedimentació lenta, que sofriren interrupcions, enregistrades pels fons endurits presents.

La formació d’Olorda té una potència lleugerament superior als 30 m. En els primers nivells pelítics s’ha recollit el graptòlit Monograptus hercynicus, propi del Lochkhovià. En conjunt, aquesta formació abraça una part del Lochkhovià i el Praguià, això és, la major part del Devonià inferior. La majoria dels seus nivells contenen abundants tentaculites. D’acord amb els tipus de fauna que han lliurat, hom pot afirmar que aquests materials també s’han dipositat en condicions pelàgiques.

En els altres afloraments de la Serralada Costanera catalana, les successions són totalment comparables. Així, per exemple, a la riera de l’Avencó, entre Aiguafreda i el Brull (Vallès Oriental), la sèrie és formada per dues unitats litològiques. La inferior, anomenada calcàries d’";Orthoceras" té uns 30 m de gruix i és constituïda per calcàries noduloses i massisses. Damunt seu, segueixen 30 m de Pissarres de tentaculits. A sobre d’aquestes pissarres reposen els materials del Carbonífer inferior.

El Devonià de la regió de Tramuntana de Menorca

Llevat del petit aflorament d’Addaia, el Devonià, que s’hi presenta complet des del Lochkovià fins al Devonià superior, aflora només a la zona central de la costa de Tramuntana, als voltants de la badia de Fornells i de la cala de Tirant. Tot ell és de caràcter turbidític (vegeu la descripció de la sèrie terrígena del Carbonífer, on es descriuen les característiques d’aquest tipus de sediments) en un sentit ampli, i s’ha datat a partir de l’estudi de diversos tipus de fauna de graptòlits, conodonts, tentaculits i coralls. Cal assenyalar, però, que la majoria de restes fòssils han estat recollides en els termes més grollers de les turbidites. Això indica que són fòssils que es presenten retreballats, la qual cosa fa dubtar de la precisió de certes datacions. Això no obstant, s’han reconegut tots els nivells del Devonià, sense haver pogut, però, situar límits precisos entre ells. La base de la sèrie, que aflora a l’W de la cala de Tirant, és extraordinàriament pelítica. S’hi ha trobat el Monograptus hercynicus, graptòlit que indica el Lochkhovià mitjà. Els materials presents corresponen a una sedimentació pelàgica, amb l’arribada de pocs corrents tèrbols. A la part alta del Lochkhovià, els termes grollers de les turbidites atenyen un desenvolupament més gran. Aquestes turbidites gresoses afloren a l’E de la cala de Tirant. Durant el Praguià inferior, les turbidites esdevenen més fines. Les turbidites corresponents al Praguià superior i al Zlichovià inferior presenten una proporció d’elements calcaris abundant. Aquest fet, juntament amb el color verd grisós de les pelites, fa que siguin fàcils d’identificar, per exemple a la cala Xiprer. A partir de l’Eifelià-Givetià, el caràcter retreballat de la fauna és més evident. El nivell conglomeràtic-fossilífer de s’Escull des Francès, originat per un corrent fangós i que conté nombrosos fòssils, així com els seus equivalents sedimentològics de Santa Margalida i de Santa Rita en són bons exemples. Els fòssils que conté (braquiòpodes, trilobits, coralls, conodonts) són del Givetià-Frasnià, i és difícil d’assegurar-ne l’edat. Això no obstant, liés atribuïda una edat devoniana superior. Les turbidites associades a aquests nivells presenten intercalacions de colades submarines de roques eruptives bàsiques de tipus espilític.

El límit Devonià-Carbonífer no es pot situar exactament. De tota manera, ha estat demostrada una diferència clara entre les àrees-font devonianes i carboníferes. Sobre les turbidites descrites hi ha un tram de sèrie que mostra una sedimentació pelàgica (lidites amb nòduls de fosfats i calcàries) correlacionable amb el Carbonífer inferior de la resta dels Països Catalans.

Principals unitats estratigràfiques del Carbonífer. Els números indiquen l’edat en milions d’anys.

Maber.

El Carbonífer prestefanià forma una sèrie d’afloraments aïllats, la major part de petites dimensions, que es reparteixen pels Pirineus, les serres costaneres (Serralada Costanera catalana i el N del País Valencià), l’illa de Menorca i l’illa de Mallorca, encara que en aquesta només n’hi ha un aflorament molt petit. Als Pirineus orientals, els materials carbonífers ocupen sempre extensions reduïdes. Afloren entre la Seu d’Urgell i Camprodon, en un seguit de petits afloraments alineats; des d’Andorra cap a l’W, fins més enllà de Llavorsí, ocupant el nucli d’un sinclinal estret, l’anomenat sinclinal de Llavorsí; al SW de Prada de Conflent, on alguns afloraments de dimensions molt petites ocupen el nucli del sinclinal de Vilafranca de Conflent; al N dels massissos de l’Aston i de Querigut, on formen una franja estreta i discontínua; i al N del massís de Saint Bertomieu. A la Serralada Costanera catalana, el Carbonífer aflora a la part nordoriental del Montseny, a la riera de l’Avençó, formant una franja estreta, entre Aiguafreda i el Brull, recoberta al N pels materials triàsics; a la part sudoccidental del Montseny, entre Cànoves i el Figaró; al Montnegre, en un aflorament allargat d’E a W, des de prop de Malgrat en direcció al coll d’Hortsavinyà; als voltants de Barcelona, on forma diversos afloraments de dimensions molt petites a Sant Bartomeu de la Quadra, a prop de Molins de Rei, al Papiol, a Gavà, al NW de Santa Creu d’Olorda, a prop de can Farrés, i a Vallcarca i el Putget, dins mateix de la ciutat de Barcelona; a la serra de Miramar; al peu de les muntanyes de Prades, per sota del Triàsic que en forma les parts més altes; i al Priorat. De fet, els afloraments del Priorat i els de les muntanyes de Prades i, fins i tot, els de la serra de Miramar, formen una unitat única, i si es troben actualment, en certa manera, separats, és a causa del recobriment mesozoic. Finalment, existeixen els petits afloraments aïllats enmig de l’extensa àrea mesozoica del N del País Valencià —el Desert de les Palmes, Vilafamés i entre la Pobla Tornesa i Borriol— i els de la regió de Tramuntana de l’illa de Menorca.

El Carbonífer inferior als Països Catalans: columnes estratigràfiques del Carbonífer als principals afloraments de Menorca (cala Mica i Ferragut Vell), la Serralada Costanera catalana (pla de Santa Maria, el Papiol, Hortsavinyà i Malgrat) i del Motomet, que mostren les correlacions existents, en particular les del conjunt inferior amb lidites (verds) i amb calcàries (morat). El color beix mostra la sèrie detrítica de fàcies "culm".

Ricardo Génova, original de Manuel Julivert.

En la successió carbonífera hom pot distingir dues parts: una d’inferior, poc gruixuda, formada bàsicament per lidites, calcàries i pelites, que comprèn el Tournaisià i, almenys, una bona part del Viseà, i una altra part, que forma la resta de la successió i que té un caràcter terrigen. Aquesta part terrígena constitueix allò que s’ha anomenat una sèrie "culm" i comprèn una part del Viseà, el Namurià i, probablement, una part del Westfalià, almenys en aquelles localitats on el Carbonífer és ben conservat i, per tant, hi ha estat preservat un gruix considerable de sèries, com succeeix, per exemple, al Priorat.

El conjunt inferior amb lidites i calcàries

La part més baixa de la sèrie carbonífera, que comprèn el Tournaisià i una part del Viseà (de 360 a 340 milions d’anys aproximadament), és formada per un conjunt de lidites i calcàries de poc gruix, malgrat que representen el registre sedimentari d’un període de temps considerable. Es tracta d’una sèrie condensada, és a dir, dipositada sota un règim d’un ritme de sedimentació lent. És la part preorogènica de la sèrie carbonífera i contrasta fortament amb la sèrie "culm" dipositada a un ritme molt més ràpid que indica ja condicions orogèniques.

En una bona part dels Pirineus, a l’igual que més al N, en el massís del Motomet i a la Montanha Negra, el Carbonífer se superposa al Devonià superior en continuïtat estratigràfica. Els estudis de microfaunes duts a terme confirmen la continuïtat de la sedimentació entre els dos sistemes en àmplies zones dels Pirineus. A la Serralada Costanera catalana, en canvi, el Carbonífer reposa sobre terrenys d’edat diversa, però en tot cas mai no ho fa sobre el Devonià superior, que no hi és representat. Així, el Carbonífer reposa tot sovint sobre les pissarres silurianes, com a Sant Bartomeu de la Quadra i a can Farrés, al NW de Santa Creu d’Olorda, mentre que en d’altres localitats ho fa sobre les calcàries del Pridolià-Devonià, que no arriben mai al Devonià superior. Aquesta absència de Devonià superior pot ésser deguda tant a la manca de dipòsit com, almenys en part, a l’erosió precarbonífera. En tot cas, però, hi ha una llacuna estratigràfica per sota de la sèrie carbonífera. L’existència d’aquesta llacuna no és un fet exclusiu de la Serralada Costanera catalana, sinó que es troba també en d’altres sectors de la Serralada Herciniana, com per exemple en una bona part de la zona cantàbrica, al N de la península Ibèrica.

A tot arreu, a la part més baixa de la successió carbonífera es troba un nivell molt característic, que consisteix en uns 5-20 m de lidites negres amb nòduls de fosfats. Aquest nivell es pot reconèixer tant a la Montanha Negra i al Motomet com a certes zones dels Pirineus, a la Serralada Costanera catalana i a l’illa de Menorca, i és, per tant, un bon nivell guia per a establir correlacions; la seva edat correspon al Tournaisià. On la successió és més completa, com per exemple a la Montanha Negra, al Motomet i, almenys, en una part dels Pirineus, per sota del nivell de lidites esmentat, es troba un nivell calcari d’uns 3 m, que correspon també al Tournaisià i que és separat de les calcàries noduloses del Devonià superior per un horitzó pelític prim. Damunt de les lidites continua un paquet de calcàries, el gruix del qual pot variar entre 3 i 15 m, on cal situar el límit Tournaisià-Viseà. Allà on el seu gruix és més gran, es presenten intercalacions de pelites si fa no fa silícies. Damunt es troba un nivell de lidites de tons clars. Aquest color, junt amo i absencia de nòduls de fosfats, permet de distingir aquest nivell del de les lidites negres tournaisianes. Aquest conjunt inferior culmina amb 2 o 3 m de calcàries d’edat viseana, a l’igual que el nivell de lidites clares, damunt de les quals comença la sèrie terrígena "culm".

La successió que acabem de descriure, amb un trànsit continu des del Devonià i amb dos nivells de lidites (les lidites negres amb nòduls i les clares) no s’ha trobat igualment completa a totes les localitats. A la Serralada Costanera catalana no s’ha reconegut cap nivell inferior a les lidites amb nòduls de fosfats, ni tampoc el nivell superior de lidites de tons clars, si bé la manca de bons afloraments no permet d’establir successions molt detallades. A Malgrat, per exemple, es troba el nivell de lidites negres amb nòduls que forma el cim del turó de Montagut, i al damunt unes calcàries d’uns 15-30 m de gruix, sobre les quals ja reposa la successió terrígena. Una successió similar aflora als voltants de Barcelona, com per exemple al Papiol, amb l’única diferència que el nivell de calcàries no és tan homogeni com a Malgrat i consisteix en una alternança de calcàries i pissarres roges que han lliurat una fauna de trilobits (Derevermannia). Excepcionalment, a Hortsavinyà, el nivell calcari pot faltar, a causa probablement d’esllavissades submarines o de la formació de canals produïts per l’erosió submarina. Aquesta interpretació es fonamenta en el fet que allà on manquen les calcàries es troben cossos de conglomerats formats per còdols englobats en una matriu pelítica, cosa que posa de manifest que s’originaren a partir de corrents fangosos ("mud-flows").

La manca del nivell superior de lidites —lidites clares— podria fer pensar que a les localitats on això succeeix la sedimentació terrígena havia començat abans, però també podria ésser que el nivell de lidites esmentat s’atasconi lateralment fins a desaparèixer i que el nivell de calcàries present correspongui, de fet, a la fusió de tots dos horitzons de calcàries, el situat per damunt i el que hi ha sota les lidites clares; de tota manera, no hi ha suficients dades paleontològiques per a determinar amb exactitud l’edat que comprèn el nivell de calcàries a la Serralada Costanera catalana.

La successió carbonífera en els afloraments del Priorat, les muntanyes de Prades i el Pla de Santa Maria al peu de la serra de Miramar són una mica diferents. A la base de la successió hi ha diversos nivells volcànics —de composició variable, de bàsica a àcida—, especialment ben desenvolupats al Pla de Santa Maria, que donaren lloc a dipòsits de metalls típicament vulcanogènics, com les pirites massisses amb zinc i coure del Priorat i l’Alt Camp, i els òxids de manganès en jaspis del Molar i del Pla de Santa Maria, un bon exemple dels quals són les roques sobre les quals ha estat bastida l’església de Masmolets. La influència d’aquest vulcanisme continuà durant la sedimentació de la serie terrígena ("culm") amb l’aportació de feldspat abundant en alguns nivells detrítics que contenen disseminacions de zenc i plom per tot el Priorat i les muntanyes de Prades.

Al Pla de Santa Maria, per damunt de les roques volcàniques, hi ha un petit gruix de lidites i algunes capes primes de calcàries —3 m en total—. Immediatament per sobre comença la sèrie terrígena, el primer nivell de la qual té caràcter olistostròmic. El conjunt de lidites i calcàries del Tournaisià-Viseà es troba, doncs, en aquesta localitat molt reduït, si bé cap a l’extrem oriental de la serra de Miramar sembla ésser novament ben desenvolupat, ja que hi han estat reconegudes calcàries d’on s’ha extret una fauna de conodonts corresponent a la fi del Tournaisià.

Al Priorat, regió formada quasi exclusivament per materials carbonífers, l’estratigrafia de la part baixa de l’esmentat sistema no és prou clara. També s’hi troben calcàries i lidites, pero apareixen formant aparentment tota una multitud de retalls que presenten, entre ells, unes relacions geomètriques poc clares. Aquests afloraments de lidites i calcàries es troben especialment entre les Vilelles i Torroja. Pel motiu esmentat no és possible, doncs, de moment, definir amb suficient grau de seguretat si els diferents retalls que hom observa responen a repeticions tectòniques o si es tracta de paquets d’estrats que han lliscat dins de la conca sedimentària contemporàniament a la sedimentació, i han donat lloc a un nivell gruixut i caòtic a la part baixa de la sèrie.

A l’illa de Menorca, on igual que als Pirineus sembla existir una continuïtat entre el Devonià i el Carbonífer, aflora una successió particular, si bé, com a tot arreu, a base de lidites i calcàries. La millor successió, pel que fa als nivells més baixos de la sèrie carbonífera, es troba a l’W de la cala Mica, a la costa N de l’illa. En aquesta localitat, la part més baixa de la successió carbonífera consisteix en lidites i pelites, possiblement amb alguna capa de cinerites, per sota dels quals es troben dipòsits de corrents fangosos ("mud-flows"), sense que el límit amb el Devonià pugui ésser traçat, de moment, amb exactitud. Dins d’aquest conjunt de lidites i pelites hi ha un nivell de lidites negres amb nòduls de fosfats que es pot correlacionar amb el nivell de característiques idèntiques de la Serralada Costanera catalana i dels Pirineus. Pel damunt es troba un nivell de calcàries i de pelites rogenques alternants que, a grans trets, es pot correlacionar amb les calcàries de les àrees peninsulars veïnes. Això no obstant, a Menorca aquestes calcàries tenen la particularitat de presentar estructures sedimentàries que permeten de pensar que es tracta de turbidites calcàries, en contrast amb els nivells equivalents de les àrees peninsulars veïnes que no presenten aquestes característiques. Damunt dels carbonats, com a tot arreu, comença la sèrie terrígena. Més a l’interior, a Ferragut Vell, aquesta successió presenta una petita variant: per sota del nivell de lidites amb nòduls de fosfats hi ha un nivell volcànic.

Finalment, cal fer esment del fet que en els petits afloraments de terrenys carbonífers del N del País Valencià la part baixa de la successió no aflora, i tan sols pot ésserhi observada la part terrígena.

La sèrie terrígena o sèrie "culm"

Sistema de ventalls submarins profunds, que es desenvolupen al peu de talussos i donen lloc a sèries rítmiques, formades pels anomenats cicles de Bouma. Cada cicle —una capa— correspon al dipòsit d’una avinguda tèrbola i a la sedimentació que té lloc entre aquesta i la següent.

Ricardo Génova, original de Manuel Julivert.

Damunt la successió que hem descrit es troba una sèrie terrígena que, allà on és ben conservada —Priorat i, en menor grau, Menorca—, presenta un gruix considerable. Aquesta sèrie es caracteritza per la seva monotonia, dins de la diversitat que pot presentar en el detall. Es tracta de sediments dipositats en una mar d’una certa fondària, per sota de la base de les ones i al peu de talussos que permetien el descens de corrents tèrbols, és a dir carregats de sediments en suspensió. Aquests corrents tèrbols eren moviments de masses d’aigua denses, a causa d’anar carregades de sediments, que davallaven pels talussos, canalitzats pels canyons submarins i s’estenien pel fons submarí en arribar al peu del talús. Els dipòsits que aquests corrents generaven formaven un seguit de ventalls submarins, amb una sèrie de lòbuls que anaven progradant amb el temps, alhora que a llurs parts més proximals eren excavats pels corrents densos, que hi obrien canals, al llarg dels quals circulaven després. Tot aquest procés de transport, pel talús i a través de les parts ja construïdes dels ventalls, i de dipòsit en els ventalls o en les planes situades davant o entre ells, amb tota una dinàmica de creixement i evolució de les formes submarines resultants, dona lloc a una multitud de tipus diferents de dipòsits: conglomerats de còdols dispersos en una matriu pelítica ("mud-supported conglomerates"), produïts pels corrents de fang ("mud-flows") provocats pels lliscaments submarins i que es dipositen al peu del talús; sorres o conglomerats compactes que resulten del rebliment dels canals; els dipòsits fins de sobreiximent de canals ("over-bank").

Cicle de Bouma. Terme A: gresos gradats o massissos que corresponen a una deposició ràpida; terme B: gresos amb laminació d’alta energia; terme C: gresos fins amb laminació obliqua, producte de la tracció en un règim de flux de baixa energia; terme D: pelites amb laminadó paral·lela dipositades per corrent de terbolesa; i terme E: pelites resultants de la sedimentació hemipelàgica posterior al corrent tèrbol.

Ricardo Génova, original de Walker

Hi són molt freqüents les sèries rítmiques on es troben repetits tot un seguit de cicles, anomenats cicles de Bouma, on la mida de gra disminueix cap al sostre (granodecreixents). S’hi han definit diversos termes amb diferents característiques sedimentològiques. Els inferiors són formats pel material aportat pel corrent tèrbol, mentre que el superior, el més fi, correspon a la sedimentació pelàgica, pròpia de l’ambient on arriben els corrents tèrbols. Així doncs, cada cicle representa una avinguda tèrbola i la sedimentació entre aquesta i la següent. Aquests cicles no són sempre complets, ni tampoc els diferents termes hi són sempre igualment desenvolupats. Aquestes variacions són funció de la distància de l’àpex del ventall. En general, els sediments més propers a l’àpex (fàcies proximals) són més grollers, mentre que els dipositats a les parts frontals del ventall (fàcies distals) són més fins.

Els tipus de dipòsits descrits formen una successió que al Priorat supera els 2000 m de gruix i a Menorca potser també els assoleix. Es tracta de successions monòtones, en el sentit que s’hi van repetint constantment les mateixes fàcies, sense o amb pocs nivells que trenquin la uniformitat de la successió. A més, és fàcil de comprendre a partir de la descripció que s’ha donat la presència d’uns canvis de fàcies laterals molt importants en la successió estratigràfica, de manera que no és possible de donar una successió patró que sigui vàlida per a una àrea extensa, en contrast amb la successió que hem descrit enl’apartat anterior, on hi havia uns nivells que es retrobaven al llarg de distàncies considerables.

El tipus de dipòsits descrit es retroba per tot el domini hercinià i ha rebut el nom de "culm". Aquest terme és totalment equivalent al terme "flysch", utilitzat en el domini alpí per a designar els dipòsits que tenen característiques sedimentològiques semblants i també un significat semblant dins de la història evolutiva de la serralada de plegament que els conté. L’edat de la sèrie "culm" és, en general, difícil de precisar, ja que es tracta de sèries que, pel tipus de dipòsit que representen, són molt pobres en fòssils. Als Pirineus i a la Serralada Costanera catalana la sèrie "culm" comprèn una part del Viseà, el Namurià i, possiblement, una part del Westfalià (de 340 a 310 milions d’anys, aproximadament), si bé actualment, excepte al Priorat, tan sols hi és preservada la part més baixa (Viseà i potser Namurià inferior). Al Priorat, la part baixa de la sèrie, per damunt de la part caòtica dubtosa de la base, conté algunes intercalacions carbonàtiques. En una d’elles ha estat trobada una fauna de conodonts del límit Viseà-Namurià (333 milions d’anys). Per damunt d’aquesta capa hi ha encara 1800 m de sèrie, cosa que fa pensar que aquesta arriba al Westfalià. Aquesta afirmació es basa en una comparació amb el "culm" del massís de Montalbán, a la Serralada Ibèrica, on s’han trobat diversos tipus de fauna westfaliana.

La pobresa de fauna de les sèries "culm" i "flysch" contrasta amb la riquesa de marques a la superfície dels estrats. Aquestes marques són tant d’origen inorgànic com orgànic. Les marques inorgàniques són degudes a l’acció dels corrents que produeixen excavacions en els sediments del fons marí. Aquestes marques són excavades sobre les capes de fang que es dipositen durant els períodes de tranquil·litat entre l’arribada de dos corrents tèrbols. En arribar, el nou corrent produeix marques de corrent, ja sigui perquè erosiona ell mateix el fons, o bé mitjançant els objectes que arrossega. Després, en desaccelerar-se, el corrent diposita una capa de sorra o de conglomerat. És a la base d’aquesta capa que hom pot veure els motlles de les marques que el corrent havia excavat en el substrat. Una altra classe de marques són les d’origen orgànic, produïdes per animals que s’arrossegaven pel fons o que s’alimentaven de la matèria orgànica continguda en els sediments. Aquests animals no han deixat restes d’ells mateixos, ja que eren formats només per parts toves, com per exemple els cucs, però han deixat una multitud de marques en els nivells pelítics, marques que juntament amb els altres tipus d’estructures sedimentàries esmentats són característiques de les fàcies "culm" i "flysch".

El moment de l’inici de la sedimentació del "culm" en el Motomet, als Pirineus i a la Serralada Costanera catalana és durant el Viseà; això no vol dir, però, que el "culm" s’hagi dipositat uniformement en tota l’extensa regió on es troba durant el mateix període de temps. La imatge d’una sèrie de cons en evolució constant no ho permet tampoc de creure. Així, si bé el decalatge en el moment del canvi de la sedimentació carbonàtica al "culm" entre les diverses àrees potser no és molt gran, és possible que l’edat de la gran massa de "culm" variï significativament. Pot ésser que, a mesura que es va cap al S, l’edat de la part més important de la successió sigui cada cop més moderna, com a conseqüència d’una progradació contínua dels dipòsits, tal com ha estat posat de manifest a la Montanha Negra i al Motomet.

Les fàcies de turbidites i de cons submarins profunds es presenten sempre que existeix un talús, una mar prou profunda al seu peu i una alimentació suficient de materials terrígens, independentment del context geotectònic. Es tracta d’un tipus de dipòsits dels quals es coneixen molts equivalents actuals. Avui dia hom coneix grans cons submarins d’aigües profundes en molts marges continentals passius, no relacionats per tant amb cap zona orogènica actual. Això no obstant, tant el "culm" hercinià com el "flysch" alpí apareixen en un moment donat de la història d’aquestes serralades, precisament quan s’inicia l’orogènesi. Per tant, els termes "culm" i "flysch", que es poden considerar com a sinònims, signifiquen no tan sols un tipus de fàcies, sinó que també es refereixen a uns dipòsits formats en condicions sinorogèniques. Aquests dipòsits es formen en relació amb les modificacions creades en la conca de sedimentació pel desenvolupament de l’orogènesi i molt sovint, com passa a la Montanha Negra, es dipositen davant del front orogènic que es va desenvolupant i a expenses dels materials que es van deformant. Aquest caire de sedimentació frontal en una àrea deprimida, per davant de la serralada que s’aixeca, és molt clar pel que fa al "culm" del N d’Alemanya o al de la zona sudportuguesa, a la península Ibèrica; no ho és tant, però, pel que fa al "culm" mediterrani. De tota manera, en aquest domini, l’existència dels afloraments del Priorat-Prades-Miramar, els del N del País Valencià i els de Montalbán, suggereixen una continuïtat en l’àrea carbonífera i pot fer pensar que tal vegada existís també, en el nucli de l’arc, una àmplia àrea deprimida de rebliment de materials terrígens, a mesura que la serralada s’anava aixecant al voltant d’aquest nucli.