La Cadena Costanera catalana es formà durant la compressió paleòcena. L’estructura l’ha determinada l’acció de grans falles direccionals sinistres orientades NE-SW, que produïren deformacions intenses al sòcol i a la cobertora. Els elements estructurals principals de la Cadena Costanera són, així, tres falles i les respectives bandes de deformació associades (en vermell ple, en el dibuix): la banda deformada del Vallès-Penedès, la banda deformada de la serra de Miramar, associada a la falla del Camp, i la banda deformada de les serres de Cavalls-Pàndols-el Montsant. Les àrees compreses entre aquestes tres bandes van experimentar una deformació molt més petita.
Biopunt, a partir d’un original de J. Guimerà
La característica fonamental de la Cadena Costanera catalana és l’existència de grans falles esglaonades, orientades aproximadament en direcció NE-SW i obliqües a l’orientació de la cadena. Aquestes grans falles afecten tant el sòcol hercinià com la cobertora mesozoica i cenozoica; són subverticals i es disposen en esglaó, de tal manera que les més septentrionals són, també, les més orientals. Al llarg d’aquestes falles és on es localitza la deformació més intensa, tant al sòcol com a la cobertora, la qual dona lloc a unes bandes de deformació estretes que es relacionen amb tres falles de sòcol principals: la banda deformada del Vallès-Penedès, que s’orienta entre ENE-WSW i NE-SW i està lligada amb la falla del mateix nom; la banda deformada de la serra de Miramar, lligada a la falla del Camp; i la banda deformada de les serres de Cavalls-Pàndols-el Montsant, d’orientació NE-SW i lligada a la falla del mateix nom. Entre aquestes bandes llargues i estretes es troben uns blocs més dèbilment deformats: les unitats de la serra de Collserola, el massís del Garraf, el bloc del Gaià, el massís de Bonastre i el massís de Prades-el Priorat. Les actuals fosses del Vallès-Penedès i del Camp són, versemblantment, blocs menys deformats entre les bandes de deformació que s’han enfonsat posteriorment, durant el Neogen. Hi ha també algunes falles de sòcol d’orientació NW-SE, transversals a la cadena, com les falles del Llobregat, del Pont d’Armentera i de la Riba. Només la falla del Llobregat travessa la cadena i en desplaça les estructures longitudinals, la qual cosa produeix una separació destra d’uns 8 km, mentre que les altres es localitzen en les zones de relleu entre les falles longitudinals, i hi semblen confinades.
Les grans falles longitudinals i les bandes de deformació associades
Dos exemples de les relacions entre el sòcol hercinià i la cobertora mesozoica al llarg de les bandes deformades de la Cadena Costanera catalana, en contacte amb la Conca de l’Ebre. A dalt, cas en què no hi ha nivell de desenganxament (per exemple, la banda del Vallès-Penedès, la banda de la serra de Miramar i el N de la banda de Cavalls-Pàndols-el Montsant), en el qual el sòcol i la cobertora es deformen conjuntament; la falla de sòcol ateny la superfície tallant la cobertora (en el cas de la banda del Vallès-Penedès, es formen làmines d’encavalcament de materials del sòcol), i la cobertora i el sòcol es deformen en un plec monoclinal que marca el límit entre la Cadena Costanera catalana i la Conca de l’Ebre. A baix, cas en què hi ha un nivell de desenganxament (el Keuper, al centre i S de la banda de deformació de Cavalls-Pàndols-el Montsant), en el qual la deformació de la cobertora és diferent de la del sòcol; en la cobertora es desenvolupa un anticlinori allargat, que a l’interior conté plecs esglaonats sinistrament, indicadors del sentit direccional sinistre de la falla del sòcol, que no arriba a tallar la cobertora.
Biopunt, original de J. Guimerà
La banda deformada del NW del Vallès-Penedès és una alineació d’estructures d’orientació ENE-WSW a NE-SW, formada per materials que pertanyen al sòcol hercinià i que s’encavalquen a materials triàsics, paleògens i també paleozoics. En alguns llocs la fletxa dels encavalcaments pot arribar a 4 km (per exemple a les làmines d’encavalcament de les Pedritxes i del Bruc); el sentit de desplaçament d’aquestes làmines és aproximadament perpendicular a l’orientació de la banda. Els materials triàsics i paleozoics encavalcats formen el substrat de la Conca de l’Ebre, malgrat que algunes vegades els primers arribin a encavalcar els materials paleògens; es deformen en grans flexions sota els encavalcaments, que arriben a verticalitzar i, fins i tot, invertir, les capes mesozoiques i terciàries i la superfície de discordança del Triàsic amb el Paleozoic. A Collbató, la banda deformada s’inflexiona i enllaça amb la falla transversal del Llobregat. A partir de Sant Quintí de Mediona cap al S desapareixen els afloraments paleozoics i els materials triàsics passen a ésser afectats per diverses falles paral·leles, molt verticals, d’orientació NE-SW. Aquestes estructures es continuen cap al SW fins a la regió de la Vall de Sant Marc, on la deformació dels materials triàsics és més important, amb plecs i encavalcaments de direcció NE-SW, vergents majoritàriament cap al NW. A partir d’ací sofreixen una virgació i enllacen amb l’arc de Bonastre, amb estructures d’orientació N-S.
La banda deformada de la serra de Miramar és una alineació que uneix el bloc del Gaià amb el massís de Prades-el Priorat. És formada per materials triàsics i paleozoics amb estratificació quasi vertical i en contacte (localment, per encavalcament) amb els materials paleògens de la Conca de l’Ebre i, per falla normal NE-SW, amb els materials neògens de la fossa del Camp; té una gran similitud amb la banda deformada del NW del Vallès-Penedès. Cap al NE s’esmorteeix fins que desapareix cap als voltants de Sant Miquel del Montclar. La falla que la separa de la fossa del Camp —falla del Camp— probablement fou responsable de la seva formació durant la compressió alpina, de manera similar a com ho fa la falla del Vallès-Penedès respecte a la banda deformada del mateix nom.
La banda deformada de les serres de Cavalls-Pàndols-el Montsant és una estructura anticlinal complexa, estreta i allargada (uns 30 km de llargada per 3 km d’amplada) d’orientació NE-SW. Cap al NE s’esmorteeix progressivament sobre la unitat de Prades-el Priorat, i cap al SE desapareix sota el feix de plecs de la part frontal de la Zona d’Enllaç; separa la Conca de l’Ebre al NW de la depressió de Móra al SE. La seva macrostructura consisteix en un anticlinori asimètric, clarament vergent cap a la Conca de l’Ebre. El contacte amb aquesta correspon a la verticalització de la discordança entre el Mesozoic i el Terciari; només molt localment es fa a través d’una falla inversa força vertical. El contacte amb la depressió de Móra és de característiques similars, però rarament s’arriba a la verticalització de les capes i, quan localment el contacte és per falla, aquesta és subvertical o normal. Conté plecs d’escala més petita (d’hectomètrica a quilomètrica), esglaonats sinistrament i amb una orientació ENEWSW, clarament obliqua respecte de l’estructura que els conté. Aquests plecs s’esmorteeixen ràpidament en arribar als límits de la banda deformada, i afecten els materials terciaris d’ambdós costats.
Les àrees compreses entre les bandes de deformació
L’estructura d’aquestes àrees és força més senzilla que la de les bandes de deformació, i sol ésser subtabular, afectada per una fracturació (fonamentalment de falles de direcció) a totes les escales. Algunes d’aquestes àrees foren enfonsades durant la distensió neògena i formen el substrat de les fosses costaneres, raó per la qual es coneix molt poc la seva estructura, encara que pot suposar-se que és similar a la de les altres àrees que es descriuran tot seguit.
La unitat de Collserola
És formada gairebé exclusivament per materials del sòcol hercinià, tot i que presenta alguns afloraments triàsics d’extensió molt reduïda (Vallcarca, Barcelona). Interiorment és afectada per falles que han actuat clarament durant la compressió alpina: a Barcelona (a Vallcarca) s’observen materials del Buntsandstein, sobre els quals, mitjançant falles inverses, es troben materials paleozoics; l’orientació d’aquestes falles és NNE-SSW, amb cabussament cap a l’ESE, i s’hi observen clarament estries que indiquen un moviment invers. Per la vora nord-occidental, aquesta unitat limita actualment amb la fossa del Vallès, i el contacte es fa mitjançant una sèrie de falles normals que enfonsen progressivament els llavis NW de manera esglaonada, per la qual cosa és difícil establir un límit precís entre ambdues unitats; el contacte que s’observa en superfície entre els materials paleozoics i els neògens és, sovint, discordant. Pel SE limita amb la mar o amb el pla de Barcelona. Entre ambdós hi ha petits blocs de materials paleozoics limitats per falles, que formen la part alta de Barcelona (Vallcarca, etc.); malgrat que el contacte es troba totalment cobert per materials quaternaris, pot deduir-se que aquests fossilitzen una gran falla o una sèrie de falles d’orientació NE-SW, que enfonsen el costat avui dia ocupat per la mar. En el seu extrem SW, limita amb la unitat del Garraf; enmig de totes dues es troba la depressió del baix Llobregat, d’orientació NW-SE, determinada per la falla del Llobregat.
En les grans falles longitudinals tot just descrites que limiten aquesta unitat només s’observa actualment un salt vertical normal, producte de la distensió neògena. Hom pot pensar, però, que durant la compressió alpina van actuar com a falles direccionals sinistres, de manera semblant a les altres falles de sòcol longitudinals que defineixen les bandes deformades.
La unitat de Garraf
És formada principalment per materials mesozoics (triàsics, juràssics i cretacis); el sòcol hercinià només aflora a l’extrem NE, a la vall del baix Llobregat. Es diferencia, doncs, en aquest aspecte, de la unitat de Collserola, de la qual és separada per la falla del Llobregat; aquesta darrera unitat en constitueix el llavi aixecat, com ho indica l’absència quasi total de materials triàsics a la unitat de Collserola, a alçades topogràfiques semblants en ambdues unitats.
L’estructura de la cobertora mesozoica presenta a grans trets una disposició subtabular o homoclinal (capes pròximes a l’horitzontal o lleugerament basculades en un sentit), amb cabussaments tendents al WSW. Aquesta disposició es complica per l’existència d’una fracturació molt desenvolupada, que s’agrupa en dues direccions principals (E-W i NNW-SSE) i dues de secundàries (WNW-ESE i NE-SW) tal com són visibles, en fotografia aèria, en forma d’alineacions. La família E-W (N 090 E) correspon (en els casos en què se n’ha pogut establir el sentit de moviment) a falles sinistres. La família NNW-SSE (N 145 E) són falles predominantment destres, tal com es veurà tot seguit. Les fractures de la família de direcció NE-SW (N 047 E) i WNW-ESE (N 112 E) tenen una importància menor a escala fotogeològica, malgrat que les primeres tenen una gran importància a escala regional i són les que defineixen els límits de la unitat de Garraf.
A l’interior d’aquesta unitat hi ha dues zones de fractura quilomètriques d’orientació NNW-SSE que afecten la cobertora: les zones de fractura de Garraf i de Vallcarca. Per mostrar-ne l’estil, segueix a continuació una breu descripció de la zona de fractura de Garraf. Limitades per falles N 075 E i NW-SE i seguint l’orientació de la zona de fractura, s’hi observen tot un seguit de fossetes tectòniques que contenen margues del Cretaci inferior, més modernes que els materials calcaris que les envolten. Una d’aquestes fossetes és la fossa del Castellet, on les margues, que hi afloren a l’interior, es troben en zones deprimides respecte a les calcàries que les envolten, de manera que els plans de fractura resten ben exposats i poden ésser estudiats fàcilment. Els límits de la fossa són formats per falles conjugades que, en algun cas, es disposen clarament en relleu; els sentits de desplaçament indiquen que són sinistres les falles E-W a WNW-ESE i destres les falles NW-SE a N-S; només en un cas hi ha estries que indiquen un moviment de sentit destre sobre un pla de falla E-W, anterior al moviment sinistre que també s’observa sobre el mateix pla. Aquests moviments majoritaris observats indiquen una direcció d’escurçament NE-SW, que en la vora més meridional de la fosseta biseca l’angle obtús entre les falles conjugades.
Cal remarcar que el contacte dels materials triàsics amb els materials més superiors presenta certes anomalies, que han estat interpretades com d’origen tectònic o com a discordances locals formades durant la sedimentació dels materials de la base del Juràssic.
Sembla que el límit SE actual de la unitat és una falla normal, continuació de la que limita la unitat de Collserola, que enfonsa el llavi SE. A partir de la població de Garraf, la costa talla obliquament la unitat fins a fer-la desaparèixer, a prop del Vendrell.
Al NE limita amb la fossa del Penedès, però té algunes característiques que indiquen que aquest límit no és solament producte de la distensió, sinó que ja era important durant la compressió. Entre Martorell i Gelida el contacte s’estableix per una falla d’orientació NE-SW que, localment, es desdobla en dues, entre les quals hi ha un tascó de materials paleozoics que encavalquen el Buntsandstein cap al SE i, cap al NW, estan en contacte amb el Neogen de la fossa mitjançant una falla normal. Aquesta disposició reprodueix, a petita escala, l’estructura observada i l’evolució tectònica deduïda per la falla del Vallès-Penedès i la seva banda deformada associada. A partir del SE de Gelida, els materials neògens de la fossa són discordants sobre els materials mesozoics de Garraf.
El bloc del Gaià
Se situa a la zona de relleu entre les bandes deformades del NW del Vallès-Penedès i de la serra de Miramar. És constituït per materials triàsics i paleògens deformats per plecs suaus d’orientació NE-SW. És, clarament, el substrat de la Conca de l’Ebre, els materials paleògens de la qual descansen al seu damunt. A la vora E és encavalcat pels materials palezoics de la làmina d’encavalcament de Capellades (banda deformada del NW del Vallès-Penedès), mentre que les falles subverticals d’aquesta darrera que continuen cap al S el separen de la fossa del Penedès.
El massís de Bonastre
És format per materials mesozoics afectats per plecs lleus NE-SW i per gran quantitat de falles de la mateixa orientació. El límit occidental és l’arc de Bonastre, amb plecs i encavalcaments N-S, amb vergència cap a l’W, que enllacen cap al N (mitjançant una virgació) amb el feix de plecs i encavalcaments de la vall de Sant Marc, de direcció NE-SW i vergència cap al NW; aquest feix constitueix, com ja hem vist, l’extrem sud-oriental de la banda deformada del NW del Vallès-Penedès. Pel seu costat oriental, i per mitjà d’una sèrie de falles normals d’orientació NE-SW, entra en contacte amb la fossa del Penedès, o desapareix sota els materials discordants d’aquesta.
La unitat de Prades-el Priorat
Constitueix una àrea amb extensos afloraments del sòcol hercinià i una cobertora d’estructura subtabular formada de materials triàsics, liàsics, del Dogger i del Cretaci superior.
A la zona de relleu entre les falles del Camp i de Cavalls-Pàndols-el Montsant, disposades esglaonadament, va produir-se una compressió local com a conseqüència del desplaçament de les falles. En resultà una flexió monoclinal d’orientació NW-SE que separa la unitat de Prades-el Priorat al SW (a l’esquerra de la fotografia) dels materials de la Conca de l’Ebre (a la dreta). Aquesta flexió queda molt ben marcada pels materials calcaris del Muschelkalk superior.
Joan Guimerà
És situada en la zona de relleu entre les bandes deformades de la serra de Miramar —falla del Camp— i de les serres de Cavalls-Pàndols-el Montsant. Conté diverses falles d’orientació NNE-SSW a NE-SW (Marçà, Falset) que, quan afecten les àrees on es conserva la cobertora mesozoica, hi poden aparèixer com a flexions rectilínies o com a falles netes. Aquestes falles, tot i que poden tenir un component vertical visible (invers en el cas de la falla de Marçà), devien tenir un moviment direccional predominantment sinistre, tal com es pot observar directament en diverses falles, d’escala més petita, que afecten el sòcol hercinià (el Molar) i la cobertora mesozoica (la Febró-Capafonts). Existeix, també, alguna falla aproximadament perpendicular a les anteriors (d’orientació WNW-ESE) que afecta el sòcol, com la falla del coll d’Alforja.
La unitat de Prades-el Priorat és encavalcada pel S per les làmines d’encavalcament frontals de la Zona d’Enllaç, que s’hi superposen al llarg de més de 6 km. A l’àrea de Llaberia i Colldejou, el desplaçament cap al N de les estructures de la Zona d’Enllaç produí encavalcaments i plecs en els materials de la unitat encavalcada, com el plec monoclinal complex vergent cap al N, que es pot veure en els materials juràssics de la mola de Colldejou.
Jordi Vidal / ECSA
Pel NW és separada de la conca de l’Ebre per una falla d’orientació ENE-WSW amb un component invers evident que, a la serra del Montsant, apareix com una flexió que afecta els materials paleògens de la Conca de l’Ebre, discordants directament damunt del sòcol hercinià. Així, doncs, pot observar-se com aquesta unitat constitueix el substrat dels materials paleògens de la Conca de l’Ebre, elevat per les falles d’orientació NE-SW i ENEWSW de la Cadena Costanera catalana. Aquesta estructura és la continuació cap al N de la banda deformada de les serres de Cavalls-Pàndols-el Montsant. A l’extrem sud-occidental de la unitat de Prades-el Priorat, els materials neògens de la depressió de Móra hi reposen discordantment; el seu límit sudoriental és marcat per un seguit de falles NE-SW que actualment apareixen com a normals i que la separen de la fossa del Camp. La seva vora nord-oriental és formada per una flexió de la cobertora que, localment, arriba a ésser una falla inversa subvertical (falla de la Riba); en el sòcol apareix una falla de les mateixes característiques que a la cobertora. Aquest accident separa la unitat de Prades-el Priorat de la banda deformada de la serra de Miramar; té una orientació NW-SE i acaba aparentment contra la falla del Camp (NE-SE).
El límit meridional té unes característiques totalment diferents de les descrites fins ara. Els materials juràssics de la cobertora d’aquesta unitat són encavalcats pels materials triàsics .de la Zona d’Enllaç entre la Cadena Costanera catalana i la Cadena Ibèrica. Aquest encavalcament, que pot arribar a ésser horitzontal, té una fletxa mínima visible al camp de 6 km i un traçat cartogràfic aproximadament E-W.
La unitat de Tarragona-Salou
Localització i estratigrafia del grup d’afloraments ilerdians del cap de Salou. Els materials paleògens hi atenyen 300 m de gruix i s’hi distingeixen tres unitats: la inferior amb 55 m de lutites amb lentícules de conglomerats, la mitjana amb més de 100 m de calcàries i dolomies amb alveolines, i la superior amb 140 m d’alternança de lutites, gresos, conglomerats i calcàries. La figura mostra un mapa geològic de l’àrea i una columna estratigràfica de les dues primeres unitats terciàries.
Biopunt, a partir de F. Colombo i E. Caus.
Queden agrupats en aquesta unitat dos afloraments de materials mesozoics i paleògens localitzats al voltant de la ciutat de Tarragona i del cap de Salou. Aquests materials són afectats per plecs i encavalcaments de direcció NE-SW i vergència cap al NW. Poden fer-se dues interpretacions pel que fa a les relacions d’aquesta unitat amb les unitats que l’envolten. La primera suposa que constitueixen la prolongació cap al SW de l’arc perifèric de Bonastre, després de sofrir una nova virgació que faria prendre a les estructures novament una direcció NE-SE; la segona possibilitat seria que no solament enllacés amb l’arc perifèric de Bonastre, sinó que també ho fes amb el front d’encavalcament de Tivissa-Vandellòs, que és l’extrem nord-occidental de la Zona d’Enllaç.
Els afloraments paleògens de l’interior
La depressió de Móra
La cubeta de Móra se situa entre la banda deformada de les serres de Cavalls-Pàndols-el Montsant (unitat amb la qual limita mitjançant una flexió NE-SW), la unitat de Prades-el Priorat i la Zona d’Enllaç. És ocupada per sediments paleògens i neògens. Els seus límits, quan són visibles, rarament són per falla. Els sediments paleògens que la rebleixen són basculats cap al SE d’una manera bastant general, i al seu extrem meridional (al S de l’estació abandonada del Pinell de Brai) la part superior d’aquesta sèrie inferior paleògena és encavalcada pels materials mesozoics del front de la Zona d’Enllaç, mentre que la sèrie superior els fossilitza amb disposició subhoritzontal.
La cubeta de Móra formà part de la primitiva Conca de l’Ebre fins que al final de l’Eocè o durant l’Oligocè es formà, a l’interior d’aquesta, l’anticlinori de Cavalls-Pàndols. Reblerta primer per materials provinents de la banda oriental (Zona d’Enllaç) va començar a rebre posteriorment els materials que procedien d’aquell anticlinorí. Aquesta depressió es formà, doncs, durant el període compressiu, cosa que la fa diferent de les fosses costaneres neògenes. El dibuix mostra diversos aspectes de la formació i evolució de la cubeta de Móra. A l’esquerra (A, A’), evolució tectònica i sedimentària de l’àrea: A formació de l’anticlinori de Cavalls-Pàndols; A’ etapa en què l’anticlinori reparteix materials tant cap a la banda de la Conca de l’Ebre com cap a la cubeta de Móra. Al mig, perfils estratigràfics del Terciari. A la dreta, tall geològic de tres estadis de la formació de la cubeta de Móra: de baix a dalt, l’estadi previ a la formació de l’anticlinori, el primer estadi del cicle deposicional superior (l’anticlinori només envia materials cap a la Conca de l’Ebre) i el segon estadi del cicle deposicional superior (l’anticlinori subministra també materials a la cubeta de Móra).
Biopunt, a partir d’originals d’A. Teixell.
Durant la seva evolució s’observen dos períodes clarament diferenciables. Durant el primer, a l’Eocè, formava part de la Conca de l’Ebre, com es dedueix de la total similitud dels sediments d’aquesta edat d’ambdues unitats i de la presència dels mateixos sediments a l’interior de la unitat de Cavalls-Pàndols (no existia, doncs, la serra de Cavalls-Pàndols). En el segon, al final de l’Eocè o durant l’Oligocè, s’aïllà de la Conca de l’Ebre a causa de l’aixecament de la serra de Cavalls-Pàndols; a conseqüència d’aquest fet es van diferenciar clarament els sediments que omplien la cubeta de Móra dels de la mateixa edat de la Conca de l’Ebre. Així, doncs, aquesta cubeta terciària s’individualitza durant el període compressiu, cosa que la diferencia clarament de les fosses costaneres neògenes desenvolupades durant la distensió.
L’evolució de la cubeta de Móra i la serra de Cavalls-Pàndols hauria passat per quatre etapes. Durant la primera, hi hagué continuïtat geogràfica entre la Conca de l’Ebre i l’àrea ocupada avui per la cubeta de Móra, que seria només un apèndix de la primera. En la segona, s’esdevé el desenvolupament progressiu de l’anticlinori de Cavalls-Pàndols a l’interior de la primitiva Conca de l’Ebre, que produeix la formació de la cubeta de Móra. En la tercera etapa, de la mateixa manera que en un principi l’anticlinori només forneix materials a la Conca de l’Ebre, i la depressió de Móra rep materials que provenen d’àrees situades a l’E, a partir d’un cert moment l’anticlinori forneix també materials a la depressió de Móra, que es dipositen discordantment sobre les formacions mesozoiques i terciàries infrajacents a les vores de la depressió. En la quarta etapa es produeix encara un cert plegament, que es manifesta, a la vora de la serra de Cavalls-Pàndols amb la cubeta de Móra, per la deformació dels darrers sediments dipositats.
Pel que fa a la successió estratigràfica, ja hem vist que el rebliment sedimentari de la cubeta presenta la particularitat que els trams inferiors són correlacionables amb les unitats de la Conca de l’Ebre (reflecteixen una història conjunta), mentre que els respectius trams superiors mostren característiques diferents, i a la cubeta de Móra, registren l’ompliment d’una cubeta individualitzada de la Conca de l’Ebre. Dins de la successió terciària de rebliment de la cubeta de Móra es poden considerar tres conjunts principals, cadascun dels quals reflecteix un cicle o episodi deposicional important. El conjunt inferior i l’intermedi, que estan recoberts en discordança pel superior a gairebé tota la cubeta, afloren discontínuament al llarg del vessant SE de l’anticlinori de Cavalls-Pàndols i en zones sinclinals de la serra de Cavalls, és a dir, a la vora NW de la cubeta.
Els materials basals del conjunt inferior jeuen en discordança sobre diferents nivells de la sèrie mesozoica. Localment, a la base de la successió terciària, es troben argiles laterítiques de fins a 100 m de gruix, d’edat imprecisa entre el Cretaci superior i el Paleocè inferior; han estat explotades a la zona de l’estació de Pinell de Brai i es troben també prop d’Horta de Sant Joan, ja a l’interior de la Conca de l’Ebre actual. A les rodalies de l’estació del Pinell de Brai, damunt les argiles laterítiques, hi ha calcàries noduloses rosades d’origen palustre, d’uns 50 m de gruix, amb intercalacions de lutites vermelles que han estat atribuïdes al Paleocè superior per la presència de Vidaliella gerundensis; les calcàries contenen gasteròpodes i carofícies. La part superior de la unitat té nombroses intercalacions lutítiques i passa gradualment cap amunt a la successió predominantment lutítica del grup de Cornudella. Aquest grup presenta unes característiques semblants a les de la vora de la Conca de l’Ebre al llarg del vessant NW de l’antíclinori de Cavalls-Pàndols i és format per un conjunt, de fins a 200 m de gruix, predominantment lutític amb intercalacions de gresos, calcàries i guixos. Aquests darrers materials inclouen abundants nòduls de sílex i arriben a ésser predominants a ponent de Garcia. Les intercalacions margoses i les calcàries tenen gasteròpodes lacustres petits (Lymnaea, planòrbids) i carofícies (Nitellopsis thaleri entre d’altres). El conjunt inferior aflora també a la zona N de Garcia, però a la base no es troben ni les argiles laterítiques ni el tram de calcàries palustres basals de la zona de l’estació de Pinell de Brai; en aquesta zona el grup de Cornudella té unes característiques molt semblants a les de l’àrea tipus, amb una edat que comprèn des de l’Eocè inferior al Bartonià inferior.
Als voltants de l’estació del Pinell de Brai, a la cubeta de Móra, hi ha dos conjunts de materials terciaris separats per una discordança angular ben neta. L’inferior és basculat cap al SE (a l’esquerra, en la fotografia) i és encavalcat per les làmines d’encavalcament frontals de la Zona d’Enllaç, mentre que el superior es disposa subhoritzontalment i fossilitza les làmines d’encavalcament esmentades.
Joan Guimerà
El conjunt mitjà és format a l’estació del Pinell de Brai per una successió de fins a 300 m de gruix de conglomerats i gresos amb intercalacions de lutites vermelles, que esdevenen més escasses cap al sostre de la unitat. Els nivells més alts són unes bretxes massisses de còdols carbonàtics mesozoics. Aquesta successió, que ha estat anomenada Conglomerats i bretxes de l’estació del Pinell, jeu sobre el grup de Cornudella, amb un trànsit gradual, i és encavalcada per materials triàsics i juràssics de la primera làmina d’encavalcament de la Zona d’Enllaç; a Garcia té un 250 m de gruix i és formada per gresos i conglomerats predominantment silicis, que culminen amb un tram de lutites de color taronja. Separant els dos trams es troba un nivell de conglomerats de còdols predominantment carbonàtics de fins a 20 m de gruix.
El conjunt superior és format a la vora NW de la conca per una successió predominantment conglomeràtica de còdols carbonàtics mesozoics, que en la vertical, i cap al SE (és a dir, cap a l’interior de la conca), passen a lutites vermelles que localment tenen intercalacions de calcàries, nivells detrítics (gresos i conglomerats) i guixos. Aquests darrers i les calcàries són especialment abundants al NW de Miravet. Aquest conjunt, que pot assolir més de 250 m de gruix, és el que ocupa l’extensió més gran dins de la cubeta. Finalment cal esmentar que, a la part central de la cubeta, es troben uns materials més recents, de constitució semblant al conjunt superior, sobre els quals jeuen en disconformitat, i que lateralment passen a les successions margoses amb fauna marina pliocena del Baix Ebre.
Els afloraments paleògens meridionals
A diversos punts s’han citat afloraments d’extensió molt reduïda, amb unes successions vermelles de poca potència que, sovint, han estat atribuïdes al Garumnià o fàcies compressives, d’origen continental, del trànsit entre el Cretaci i el Terciari. Aquests afloraments són els de Salomó, Llaberia i Tarragona.
Tanmateix, el grup d’afloraments més gran i que mostra una successió paleògena més completa és el del cap de Salou, principalment la platja dels Capellans i la punta Daurada, on la successió paleògena assoleix 300 m de gruix i és formada per tres unitats.
La unitat inferior és formada per lutites vermelles, compactes, sorrenques, amb nòduls carbonàtics dispersos que presenten intercalacions de lentícules de conglomerats de còdols de calcàries cretàcies; aquesta unitat, que té un gruix de més de 55 m, és d’origen al·luvial i té nombrosos signes de pedificació; probablement representa el Paleocè. La unitat mitjana és constituïda per més de 100 m de calcàries i dolomies amb alguna intercalació margosa; localment les calcàries tenen foraminífers bentònics abundants, que arriben a formar acumulacions de tipus «grainstone». Destaquen diverses espècies d’Alveolina i d‘Orbitolites, que han permès atribuir aquest tram a l’Eocè inferior (Ilerdià) i correlacionar-lo amb la formació d’Orpí de l’àrea d’Igualada. La presència d’aquestes fàcies ilerdianes marines a Salou apunta cap a l’existència d’una badia o golf estret de la Conca de l’Ebre seguint més o menys el curs del Gaià, durant l’Eocè més inferior. La unitat superior és formada per una alternança, de fins a 140 m de gruix, de lutites vermelloses i groguenques, gresos, conglomerats i calcàries; aquestes darreres contenen ostràcodes, mol·luscs i carofícies (Nitellopsis i Harrisichara), mentre que els conglomerats, de còdols calcaris, tenen fragments estromatolítics. Aquesta unitat es va originar en un medi fluvial o palustre i representa, probablement, part de l’Eocè inferior i part de l’Eocè mitjà.
El moviment de les falles longitudinals
Mapa estructural de les serres de Cavalls-Pàndols. La banda deformada de les serres de Cavalls, Pàndols i el Montsant és una estructura anticlinal complexa i asimètrica, que separa la Conca de l’Ebre, al NW, de la depressió de Móra, al SE. El moviment de la falla de Cavalls - Pàndols - el Montsant fou direccional sinistre, com ho demostren els plecs esglaonats en aquest sentit, ben evidents en el dibuix, que afecten la cobertora sedimentària de l’anticlinori; pel SW, els encavalcaments de la Zona d’Enllaç encavalquen l’anticlinori. El dibuix mostra també (a dalt a l’esquerra) una interpretació de la gènesi de l’anticlinori i dels plecs esglaonats del seu interior com a producte de l’acció d’una falla de sòcol sinistra.
Biopunt, original J. Guimerà
Durant la compressió alpina, les falles NESW van tenir, predominantment, un moviment direccional sinistre. Això pot deduir-se a partir dels criteris següents: en primer lloc, de l’observació d’estries i cristal·litzacions orientades de calcita sobre plans de falla d’escala quilomètrica en la cobertora mesozoica (a l’extrem SW de la falla del Vallès-Penedès) i en falles d’hectomètriques a quilomètriques (a la unitat de Prades-el Priorat) que afecten tant la cobertora triàsica (la Febror-Capafonts) com el sòcol hercinià (el Molar); en segon lloc, de l’estudi dels materials de falla («fault gouges») formats al voltant de la falla del Vallès-Penedès, a conseqüència de les deformacions que aquesta va produir en les roques que l’envoltaven; en tercer lloc, dels plecs esglaonats en sentit sinistre que afecten la cobertora sedimentària de l’anticlinori de Cavalls-Pàndols. I finalment, la virgació dels plecs i encavalcaments de la Zona d’Enllaç quan aquesta entra en contacte amb la part meridional de la Cadena Costanera catalana, pot explicar-se com a resultat del moviment sinistre de les falles de sòcol NE-SW d’aquesta darrera unitat.
La deformació del sòcol
La falla del Vallès-Penedès és una de les tres falles que determinen l’estructura de la Cadena Costanera catalana. El dibuix en mostra diversos aspectes. A Esquema estructural i un detall d’una secció (A’) que passa per la làmina d’encavalcament de la serra de les Pedritxes (Vallès Occidental). B Disposició de les estructures i del material de falla («fault gouge») a l’interior de la zona de la falla. C Representació esquemàtica dels elements estructurals a l’interior del material de falla als voltants de la colònia Sedó, a Esparreguera (Baix Llobregat): 1 eix del bloc de quars (pol del pla de moviment), 2 bloc de quars, 3 estríes, 4 direcció de desplaçament, 5 bandejat, 6 pla de moviment. D Estereogrames dels pols de les superfícies estriades dels blocs de quars (D1), que indiquen una disposició subvertical dominant d’aquestes superfícies i una gran dispersió; i pols dels seus plans de moviment (D2), amb una disposició pròxima a l’horitzontal (S indica la posició de la direcció de desplaçament).
Biopunt, a partir d’originals de P. Santanach, R. Julià i J. Guimerà
La deformació del sòcol es manifesta en tres tipus d’estructures, estretament relacionades: grans falles subverticals al llarg de les quals es produeix sovint un gran desenvolupament de «fault gouges» que, localment, poden arribar a atènyer 500 m d’amplada; grans flexions d’eix paral·lel a les falles anteriors, que poden arribar a provocar la verticalització i, fins i tot, la inversió de la superfície de discordança que separa el sòcol paleozoic del Buntsandstein suprajacent (en la major part dels casos, el bloc elevat és el SE i l’enfonsat el NE); i làmines de materials hercinians (les Pedritxes, el Bruc, etc.) que encavalquen el Paleozoic, el Triàsic i el Paleogen de la Conca de l’Ebre; aquestes làmines d’encavalcament, de pla poc inclinat (normalment d’uns 20 graus cap al SE i en alguns llocs subhoritzontal), s’arrelen i es verticalitzen en la falla de sòcol del Vallès-Penedès.
La deformació de la cobertora
La deformació de la cobertora es manifesta per l’aparició de la falla de sòcol o de falles paral·leles a aquesta (SW de la banda de deformació del Vallès-Penedès), com també per grans flexions. On no hi ha els materials del Triàsic superior (Keuper) ni la resta del Mesozoic, els materials del Buntsandstein i del Muschelkalk es deformen solidàriament amb el sòcol (bandes del Vallès-Penedès i de la serra de Miramar). On la cobertora mesozoica és més completa i existeix el nivell de desenganxament del Muschelkalk mitjà i del Keuper, i el Juràssic i Cretaci superior (serra de Cavalls-Pàndols), aquesta cobertora més recent es deforma amb més independència del sòcol, es produeix una flexió o un anticlinal allargat, amb plecs esglaonats a dins, i la falla de sòcol no es manifesta en la cobertora com a tal; en aquest cas només el Buntsandstein i el Muschelkalk inferior romanen solidaris amb el sòcol, i es deformen de manera similar al cas anterior.
La gènesi de les estructures de la Cadena Costanera catalana
Els materials de falla produïts per la falla del Vallès-Penedès durant el moviment sinistre convergent que tingué lloc al Paleogen són unes «fault gouges» ocasionades per la trituració dels materials del sòcol hercinià, que es poden veure al llarg de tota la falla en el sector del Vallès. A Ribes Blaves, prop d’Olesa de Montserrat, a causa de l’erosió donen un paisatge espectacular i destaquen pel seu color blau, que dona nom a l’indret.
Joan Guimerà
Com ja s’ha vist en tractar els aspectes generals de la Cadena Ibèrica, el moviment sinistre al llarg de les falles de sòcol NE-SW de la Cadena Costanera catalana són deguts a una compressió regional aproximadament N-S (N 10° E); aquesta compressió va afectar la part nord-oriental de la Península Ibèrica durant el Paleogen. Les variacions que hi hagué en l’orientació i en la disposició d’aquestes falles de sòcol van produir respostes diferents a la compressió regional.
La falla del Vallès-Penedès, orientada ENE-WSW (N 75° E), feia un angle de 65° amb la direcció de compressió regional. Com a conseqüència, a més del moviment direccional es va produir una convergència entre els dos blocs que quedaven separats per la falla. Resultat d’aquest moviment direccional convergent fou la deformació de les regions pròximes a la falla i la formació de la banda deformada del Vallès-Penedès. A causa de la importància del moviment convergent es va formar la flexió que afecta el sòcol hercinià i la cobertora mesozoica i cenozoica al NNW de la falla (la «Serralada Prelitoral») i les làmines de materials hercinians que els encavalquen.
Les falles del Camp i de Cavalls-Pàndols-el Montsant tenen una orientació entre N 30° E i N 45° E i, per tant, l’angle que feien amb la direcció de compressió regional era més petit (de 20° a 35°). Aquest angle més petit pot haver fet que la convergència fos menor que en la falla del Vallès-Penedès: no hi ha escates de materials paleozoics que encavalquin el llavi nord-oriental de la falla i només s’observen les flexions de la serra de Miramar en la primera, i de les serres de Cavalls, de Pàndols i del Montsant en la segona.
La manera com les grans falles sinistres NE-SW es disposen esglaonadament produeix una compressió a les zones de relleu que aquelles compresen. El cas més evident és la falla inversa NW-SE de la Riba, que es troba a la zona de relleu compressiu entre les falles del Camp, al NE, i de Cavalls-Pàndols-el Montsant, al SW. La falla NW-SE del Pont d’Armentera es troba en una disposició similar entre les falles del Vallès-Penedès i del Camp; però, en haver tingut un moviment normal durant el Neogen, després de la compressió paleògena, els moviments inversos han pogut ésser mascarats, ja que, de fet, no s’observen actualment.
La magnitud del desplaçament horitzontal de les falles sinistres és molt difícil de valorar, ja que no existeixen testimonis que creuessin la falla amb anterioritat al seu moviment i n’haguessin estat desplaçats. Amb tot, la importància de les deformacions associades a les falles suggereix un desplaçament horitzontal sinistre que podria ésser de diversos quilòmetres.