O J A DE: ElWIEROI . t UCLEAR - info.igme.esinfo.igme.es/SidPDF/005000/876/Tomo I....

O J A DE: ElWIEROI . t UCLEAR

(Proyecto GT-5/76

ESTUDIO GEOLOGiCO, LITOLOGICO,

ESTRUCTURAL Y DE POSIBIL ID ADES

URANIFE ,S DE LA ZONA DE

SOLSOA-OLOT

J"M

COMPA111IA GENERAL DE SONDEOS S.A.

Madrid Diciembre. 1977

Sao© 3

INDICES

TOMO - I M E M 0 R I A .1'ác_s .

1.- INTRODUCCION .......................................... 1

1.1. PRESENTACION Y OBJETIVOS ........................

1.2. SITUACION DEL AREA ESTUDIADA .................... 3

1.3. METODO DE TRABAJO ............................... 6

1.4. ANTECEDENTES Y AGRADECIMIENTOS .................. 8

1.5. AUTORES ......................................... 10

2.- ESTRATIGRAFIA ........................................ 13

2.1. EL CONJUNTO ESTRATIGRAFICO DE LA CUENCA DEL EBRO. 14

2.2. LA CRONOESTRATIGRAFIA ............................ 18

2.2.1. Isócrona A ............................... 18

2.2.2. Isócrona B ............................... 19

2.2.3. Isócrona C ............................... 19

2.2.4. Isócrona D ............................... 20

2.2.5. Las unidades cronoestratigráficas ........ 20

2.3. L ITOESTRATIGRAFIA ............................... 22

2.3.1. El Paleoceno-Eoceno ......................

2.3.1.1. Unidades por debajo de la primera

22

transgresión eocena .............

2.3.1.2. Unidades comprendidas entre la -

23

primera y la segunda transgresión

2.3.1.3• Conglomerados de Montserrat, de -

Sant Llorenc de Munt y Molasas de

24

Vacarisses ......... ..... 26

2.3.1.4. Molasas de Bellmunt .............

2.3.2. Grupo superior a la regresión eocena (Eo--

29

ceno superior - Oligoceno) ...............

2.3.2.1. Evaporitas y facies lacustres, -

31

dominantemente carbonatadas ..... 33

2.3.2.1.1. Formación salina de -

Cardona (RIBA 1975, RA

MIREZ DEL POZO et al -

1975 ) ................ 33

2.3.2.1 . 2. Fm. Yesos de Barbastro

(CRUSAFONT, RIBA Y VI-

LLENA, 1966) ......... 35

2.3.2.1 . 3. Complejo lacustre de -

Sanahuja ( RAMIREZ DEL

POZO et al . 1975) .... 3.5

2.3.2.1.4. Formaciones de calizas

lacustres ............ 38

2.3.2.1 . 5. Complejo lacustre de -

Asentiú .............. 40

2.3.2.2 . Facies conglomeráticas y molás :Lcas 41

2.3.2.2 . 1. Unidades detríti.c as al_

Norte del eje de la

cuenca .............. 42

2.3.2.2 . 2. Unidades detríticas al

Sur del eje de la cuen

ca ................... 45

3.- GEOMETRIA Y ESTRUCTURA DE LA CUENCA .................. 50

3.1. GEOMETRIA DE LA CUENCA .......................... 52

3.1.1. Los mapas de isobatas .................... 52

3.1.2. Los mapas de isopacas .................... 52

3.1.2.1. El Mapa de isopacas de las forma-

ciones continentales entre B y el

substrato preterciario .......... 54

3.1.2.2. Mapa de isopacas entre B y C .... 55

3.1.2.3. Mapa de isopacas entre isocronas

C y D (Plano 67) ................ 58

3.1.2.4. El Mapa de isopacas de la unidad

superior a D (Plano n°- 90) ...... 59

3.2. ESTRUCTURA DE LA CUENCA ......................... 59

3.2.1. El substrato preterciario ................ 60

3.2.2. Los rebordes de la cuenca ................ 61

3.2.3. El plegamiento interno de la cuenca ...... 63

3.2.4. Las fases de plegamiento ................. 6,)

4.- ESTUDIO DE LOS MEDIES SEDIMENTARIOS CONTINENTALES ..... 75

4.1. LOS MEDIOS CARTOGRAFIADOS ....................... 77

4.1.1. Conos aluviales . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 774.1.2. La Mol a s a . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 79

4.1.3. Medios lacustres y de "lagoon" ........... SO

4.2. LOS MAPAS DE AMBIENTES SEDIMENTARIOS ............ 83

5.- EVOLUCION DE LA CUENCA SEDIMENTARIA .................. 84

5.1. GRUPO INFERIOR ( EOCENO ) ......................... 85

5.1.1. P a l e o c eno . . . . . . . . . . . 0.40 . . . . . . . . . . . . . . . . . 8,5

5.1.2. Eoceno inferior, primera transgresión .... 85

5.1.3. Eoceno inferior continental .............. 86

5.1.4• Eoceno medio ; segunda transgresión ....... 87

5.1.5. Eoceno superior ; regresión general ....... 88

5.2. GRUPO SUPERIOR .................................. 90

5.2.1. Priaboniense medio a Oligoceno ........... 90

5.2.2. Ol igoc eno . . . . . . . . . 0 . . . . . . . . . . 4 . . . . . . . . . . . 91

. Pmo.

6.- PETROLOGIA ................. ..... 95

6.1. INTRODUCCION .................................. 96

6.2. COMPOSICION DE LAS ARENISCAS .................. 99

6.2.1. Granos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 99

6.2.2. Matriz y cemento 103

6-3. TE XTURA . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 40...0.40. los

6.3.1. Fábrica ............................... 10 5

6.3.2. Granulometría, Heterometría y Mosfosco-

p i a .... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 106

6.3.3. Porosidad 107

6.4. DIAGENESIS ......... ...........................109

6.4.1. Sindiagénesi.s 109

6.4.2. Anadiagénesis ... ..... 110

6.4.3. Epidiagénesis ......................... 111

6.5. SIGNIFICADO DE LAS VARIACIONES PETROGRAFICAS 113

6 .5.1. Introducción 113

6.5.2. Cuisiense + Luteciense (Intervalo A-B). 115

6.5.3. Biarritziense + Priaboniense (Intervalo

B-C) .................................. 118

6.5.4. Sannoisiense (Intervalo C-D) 122

6.5.5. Stampiense + Chattiense (Intervalo su~

pra D) ................................ 128

6.6. PROCEDENCIA, MADUREZ Y CLASIFICACION ......... 132

6.6.1. Procedencia y Madurez 132

6.6.2. Clasificación ......................... 134

6.7. EL ESTUDIO DEL COLOR EN LOS SEDIMENTOS TERCIA

RIOS .......... ............................... 145

6.8. MATERIA ORGANICA; SU DISTRIBUCION ............ 148

7.- RESUMEN Y CONCLUSIONES ............................. 155

7.1. DATOS GENERALES 156

7.2. ESTRATIGRAFIA ................................. 158

7.3. GEOMETRIA Y ESTRUCTURA ........................ 161

7.4. MEDIOS CONTINENTALES .......................... 164

7.5. PETROLOGIA .................................... 166

7.6. E'JOLUCION DE LA CUENCA ......................... 169

BIBLIOGRAFIA ..................... ... 171

INDICE DE FIGURAS

Fig. 1.- Esquema geológico regional ................... 4

Fig. 2 .- Gráfico MC.BRIDE para las areniscas de la uni-

dad A-B . . .. . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 135

Fig. 3.- Idem. para la unidad B-C ..................... 136

Fig. 4.- Idem. para la unidad C-D ..................... 137

Fig. 5.- Idem. para la unidad Supra D ................. 138

Fig. 6.- Gráfico triangular tQ + Felds; Rocas metamór-

ficas; Rocas carbonatadas] para las areniscas

de la unidad A-B .............................. 140

Fig. 7.- Idem. para la unidad B-C ..................... 141

Fig. 8.- '!Idem . para la unidad C-D ..... .... 142

Fig. 9.- Idem. para la unidad Supra D ................. 143

Fig. 10.- Distribución de los valores del % de Materia -

149

Fig. 11.- Distribución probabilística del % de Materia -

Orgánica ...................................... 150

TOMO - II

MAPAS Y CORTES GEOLOGICOS GENERALES

1.- Mapa de delimitación de la zona estudiada. 1:500.000

2.- Mapa L itoestratigráfico I. 1:100.000

3.- Mapa Litoestratigráfico II. 1:100.000

4.- Mapa de situación de secciones, sondeos y cortes estructura

les. 1:200.000

5.- Mapa de unidades cronoestratigráficas 1:200.000

6.- Esquema de correlación de unidades litoestratigráficas

7.- Mapa estructural 1:200.000

8.- Mapa de distribución de colores 1:200.000

9.- Mapa de isobuzamientos 1:200.000

10.- Cortes geológicos I y II

11.- Cortes geológicos III, IV y V

12.- Cortes geológicos VI, VII y VIII

13.- Cortes geológicos IX y X

14.- Cortes geológicos XI y XII

15.- Mapa de columnas litoestratigráficas regionales correlacio

nadas. EH 1:100.000; EV 1:20.000

16.- Plano de secciones litoestratigráficas regionales correla-

cionadas. EH 1:200.000; EV 1:10.000

17.- Mapa de Isobatas de la isocrona A; Escala 1:200.000

18.- Mapa de Isobatas de la isocrona B; Escala 1:200.000

19.- Mapa de Isobatas de la isocrona C; Escala 1:200.000

20.- Mapa de Isobatas de la isocrona D; Escala 1:200.000

113• Mapa de síntesis de litología, petrología y color, 1:200.000

fi

TOMO - III

MAPAS DE LAS UNIDADES CRONOESTRATIGRAFICAS

MAPAS Y PLANOS DE LA UNIDAD A-B (CUISIENSE + LUTECIENSE).----------------------------------------------------

21.- Mapa de isopacas de las formaciones continentales entre B

y el substrato preterciario. 1:200.000

22.- Mapa de ambient es sedimentarios continentales entre A y B

(Cuisiense + Luteciense). 1:200.000

23.- Mapa de isoporcentajes de areniscas y conglomerados en el

intervalo A-B (Cuisiense + Luteciense ). 1:500.000

24.- Mapa de isoporcentajes de areniscas y conglomerados en ban

cos de espesor superior a 5 m. en el intervalo A-B (Cui--

siense + L uteciQnse ). 1:500.000

25.- Mapa de isoporcentajes de calizas en el intervalo A-B (Cui

siense + Luteciense). 1:500.000

26.- Mapa de isoporcentajes de cuarzo detrítico en las arenis-

cas de la unidad A-B (Cuisiense + Luteciense). 1:500.000.

27.- Mapa de isoporcentajes de feldespatos en las areniscas de

la unidad A-B (Cuisiense + Luteciense), 1:500.000

28.- Mapa de isoporcentajes de fragmentos de rocas metamórficas

en las areniscas de la unidad A-B (Cuisiense + Luteciense)

1:500.000.

29.- Mapa de isoporcentajes de fragmentos de Chert en las are—

niscas de la unidad A-B (Cuisiense + Luteciense) 1:500.000

30.- Mapa de isoporcentajes de fragmentos de rocas ferruginosas


1:500.000.

31.- Mapa de isoporcentajes de fragmentos de rocas carbonatadas


1:500.000.

32.- Mapa de isoporcentajes de cemento carbonatado en las are-

niscas de la unidad A-B (Cuisiense + Luteciense ) 1:500.000

33.- Mapa de isoporcentajes de cemento ferruginoso en las are--

niscas de la unidad A-B (Cuisiense + Luteciense) 1:500.000.

34.- Mapa de isoporcentajes del total de carbonatos en las are-

niscas de la unidad A-B (Cuisiense + Luteciense) 1:500.000.

35.- Mapa del índice de Procedencia de las areniscas de la uni-

dad A-B ( Cuisiense + Luteciense), 1:500.000.

36.- Mapa del índice de Madurez química de las areniscas de la

unidad A-B (Cuisiense + Luteciense), 1:500.000.

37.- Mapa del Centilo Medio de las areniscas de la unidad A-B

( Cuisiense + Luteciense ), 1:500.000.

38.- Mapa de tamaño medio de las areniscas de la unidad A-B --

( Cuisiense + Luteciense ), 1:500.000.

39.- Mapa de Heterometría C /M, de la unidad A-B (Cuisiense + L u

teciense ), 1:500.000.

40.- Mapa del Redondeamiento medio de la unidad A-B (Cuisiense

+ Luteciense ), 1:500.000.

41.- Mapa de Porosidad media de la unidad A-B (Cuisiense + Lute

cíense ), 1:500.000.

MAPAS Y PLANOS DE LA UNIDAD B-C ( BIARRITZIENSE + PRIABONIENSE).----------------------------------------------------------

42.- Mapa de isopacas totales entre isocronas B y C, 1:200.000.

43.- Mapa de isopacas entre la base de la sal Priaboniense con-

tinental y el nivel C (Formaciones Bellmunt, Montserrat y

St. Llorenc no incluidas ), 1:200.000.

44.- Mapa de isopacas entre isocronas B y C de las formaciones

Mo. de Bellmunt , Cg. de Montserrat y St. Llorenc de Munt.

1:200.000.

45.- Mapa de ambientes sedimentarios continentales entre B y C

( Biarritziense + Priaboniense). 1:200.000.

46.- Mapa de isoporcentajes de:.areniscas y conglomerados en el

intervalo B-C (Biarritziense + Priaboniense) 1:500.000

47.- Mapa de isoporcentajes de areniscas y conglomerados en ban

cos de espesor superior a 5 m. en el intervalo B-C (Biarrit

ziense + Priaboniense), 1:500.000.

48.- Mapa de isoporcentajes de calizas en el intervalo B-C (Bia

rritziense + Priaboniense), 1:500.000.

49.- Mapa de isoporcentajes de cuarzo detrítico en las areniscas

de la unidad B-C (Biarritziense + Priaboniense), 1:500.000

50.- Mapa de isoporcentajes de feldespatos en las areniscas de -

la unidad B-C (Biarritziense + Priaboniense), 1:500.000.

51.- Mapa de isoporcentajes de mica en las areniscas de la uni-

dad B-C (Biarritziense + Priaboniense) 1:500.000.


en las areniscas de la unidad B-C (Biarritziense + Priabo-

niense), 1:500.000.

53.- Mapa de isoporcentajes de fragmentos de Chert en las are—

niscas de la unidad B-C (Biarritziense + Priaboniense),

1:500.000.

54.- Mapa de isoporcentajes de fragmentos de rocas ferruginosas


niense), 1:500.000.



niense), 1:500.000.

56.- Mapa de isoporcentajes de matriz arcillosa en areniscas de

la unidad B-C (Biarritziense + Priaboniense) 1:500.000.

57.- Mapa de isoporcentajes de cemento carbonatado en las are—


1:500.000.

58.- Mapa de isoporcentajes de cemento ferruginoso en las are-


1:500.000

59.- Mapa de isoporcentajes del total de carbo��at os :n las; are

ni.scas de la unidad B-C (Biarritziense I Pr:iab:.�nien c ),

1:500.000.


dad B-C (Biarritziense + Priaboniense), 1:500.,000.

61.- Mapa del índice de Madurez química de las areni�:;r.a de la

unidad B (Biarritziense ±- Priaboniense), 1:500.000.

62.- Mapa de Centilo Medio de las areniscas de la al xicí.ad. í3-C -

(Biarritziense + Priaboniense), 1:500.000.

63.- Mapa de Tamaño medio de las areniscas de la unidad. B--C -

(Biarritziense + Priaboniense), 1:500.000.

64.- Mapa de lleterometría, C/M, de la unidad B-C (B3iai ),i.t.zic_unse

+ Priaboniense), 1:500.000.

65.- Mapa del Redondeamiento medio de la unidad i3-C

se + Priaboniense), 1:500.000.

66.- Mapa de Porosidad media de la unidad B-C (Biarri.t ;.í.c::n.se +

Priaboniense), 1:500.000

MAPAS Y PLANOS DE LA UNIDAD C- D (SANNOISI NS, )

67.- Mapa de isopacas entre isocronas C y D (Sannois_i(-cre<,ce)

1:200.000.

68.- Mapa de ambientes sedimentarios continentales entre; C; D

(Sannoisiense) 1:200.000.

69.- Mapa de isoporcentajes de areniscas y conglomerac3.c:o> en el

intervalo C-D (Sannoisiense) 1:500.000.

70.- Mapa de isoporcentajes de areniscas y conglctiier•ac,); en han

cos de espesor superior a 5 m. en el intervalo C-~!_) t.�atrin<�i

si ense) 1: 500.000.

7í.- Mapa de _isoporcenta-j es de calizas en el in ervú:l. <� C ( San

noisiense ) 1:500.000.

72.- Mapa de isoporcentajes de cuarzo detrítico en las areniscas

de la unidad C-D (Sannoisiense) 1:500.000.

73.- Mapa de isoporcentajes de feldespatos en las areniscas de

la unidad C-D (Sannoisiense) 1:500.000.

74.- Mapa de isoporcentajes de mica en las areñiscas de la uni-

dad C-D (Sannoisiense) 1:500.000.

75.- Mapa de isoporcentajes de fragmentos de rocas metamrrfi_cas

en las areniscas de la unidad C-D (Sannoisiense) 1:500.00()

76.- Mapa de isoporcentajes de fragmentos de Chert en las arenis

cas de la unidad C-D (Sannoisiense) 1:500.000.

77.- Mapa de isoporcentajes de fragmentos de rocas ferru inosas

en las areniscas de la unidad C-D (Sannoisiense) 1:500.000


en las areniscas de la unidad C-D (Sannoisiense) 1:500.000

79.- Mapa de isoporcentajes de matriz arcillosa en areniscas de

la unidad C-D (Sannoisiense) 1:500.000.

80.- Mapa de isoporcentajes de cemento carbonatado en las are—

niscas de la unidad C-D (Sannoisiense) 1:500.000.

81.- Mapa de isoporcentajes de cemento ferruginoso en '.as are—

niscas en la unidad C-D (Sannoisiense) 1:500.000.

82.- Mapa de isoporcentajes del total de carbonatos en las are-

niscas de la unidad C-D (Sannoisiense) 1:500.000.


dad C-D (Sannoisiense), 1:500.000.

84.- Mapa del índice de Madurez química de las areniscas de la

unidad C-D (Sannoisiense), 1:500.000.

85.- Mapa de Centilo Medio de las areniscas de la unidad C-D -

(Sannoisiense), 1:500.000.

86.- Mapa de Tamaño medio de las areniscas de la unidad C-D -

(Sannoisiense), 1:500.000

tu "t

87.- Mapa de Heterometría, C/M, de la unidad C-D (Sanno_i_s:i_cnsc. )

j: 500.000

88.- Mapa de Redondeamiento medio de la unidad C-D (Sannoisien

se), 1:500.000

89.- Mapa de Porosidad media de la unidad C-S (Sannoisien,;e) -

1:500.000.

MAPAS Y PLANOS DE LA UNIDAD SUPRA D (STAM. + CHAT.)------------------------ ----------- ----------------

90.- Mapa de isopacas de la unidad superior a D (Stampiense +

Chattiense) 1:200.000.

91.- Mapa de ambientes sedimentarios continentales por encima -

de la isócrona D (Stampiense + Chattiense) 1:200.000.

92.- Mapa de isoporcentajes de areniscas y conglomerados por en

cima de la isócrona D (Stampiense + Chattiense) 1:500.000

93.- Mapa de isoporcentajes de areniscas y conglomerados conte-

nidos en bancos de espesor superior a 5 m; por encima de -

la isócrona D (Stampiense + Chattiense) 1:500.000.

94.- Mapa de isoporcentajes de calizas por encima de la isócro-

na D (Stampiense + Chattiense) 1:500.000.

95.- Mapa de isoporcentajes de cuarzo detrítico en las arenis-

cas por encima de la isócrona D (Stampiense .t- Chattiense)

1:500.000

96.- Mapa de isoporcentajes de feldespatos en las areniscas por

encima de la isócrona D (Stampiense + Chattiense) 1:500.000

97.- Mapa de isoporcentajes de mica en las areniscas por encima

de la isdcrona D (Stampiense + Chattiense) 1:500.000.


en las areniscas por encima de la isócrona D (Stampiense +


99.- Mapa de isoporcentajes de fragmentos de Chert en las are-

niscas por encima de la isócrona D (Stampiense + Chattien-

se) 1:500.000.

100. Mapa de isoporcentajes de fragmentos de rocas ferruginosas


Chattiense) 1:500.000

101. Mapa de isoporcentajes de fragmentos de rocas carbonatadas



102. Mapa de isoporcentajes de matriz arcillosa en areniscas por

encima de la isócrona D (Stampiense + Chattiense) 1:500.000

103. Mapa de isoporcentajes de cemento carbonatado en las arenis

cas por encima de la isócrona D (Stampiense + Chattiense),

1:500.000.

104. Mapa de isoporcentajes de cemento ferruginoso en las arenis

cas por encima de la isócrona D (Stampiense + Chattiense),

1:500.000.

105. Mapa de isoporcentajes del total de carbonatos en las are-

niscas por encima de la isócrona D (Stampiense + Chattien-

se) 1:500.000.

106. Mapa del índice de Procedencia de las areniscas por encima

de la isócrona D (Stampiense + Chattiense) 1:500.000.

107. Mapa del índice de Madurez química de las areniscas por en

cima de la isócrona D (Stampiense + Chattiense) 1:500.000.

108. Mapa de Centilo Medio de las areniscas por encima de la -

isócrona D (Stampiense + Chattiense) 1:500.000.

109. Mapa de Tamaño medio de las areniscas por encima de la isó

crona D (Stampiense + Chattiense) 1:500.000.

110. Mapa de Heterometría, C/M, por encima de la isócrona D -

(Stampiense + Chattiense) 1:500.000.

111. Mapa de Redondeamiento medio por encima de la isócrona D -

4

(Stampiense + Chattiense) 1:500.000.

112. Mapa de Porosidad media por encima de la isócrona D (Stam

piense + Chattiense) 1:500.000.

1*

TOMO - IV

SECCIONES ESTRATIGRAFICAS Y SONDEOS

SONDEOS

114.- S.1. Solsona

115.- S.2. Gironella

116.- S.3. Callas

117.- S.4. Olost

118.- S.S. Tiurana

119.- S. 6. Agramunt

SECCIONES ESTRATIGRAFICAS-------------------------

120.- Sn.1. Calonge de Segarra

121.- Sn.2. Cunill

122.- Sn.3. La Panadella

123.- Sn.4. Pontils

140.- Sn.21. Montmany

141.- Sn.22. Sant Jaume de Front anya .

142.- Sn.23. Borredá Diable

143.- Sn.24. Alpens

144.- Sn.25. St.Boi de Llucanes

145.- Sn.26. Llop

146.- Sn.27. Estany

147.- Sn.28. Sta.M2 de Olo

148.- Sn.29. St.Llorenc Savall

149.- Sn.30. La Mura

150.- Sn.31. St.Llorenc de Munt

151.- Sn. 32 . Vilada

124.- Sn.S. Tiurana 152.- Sn.33. Puigreig Sur

125.- Sn.6. Vilanova de la Aguda 153.- Sn.34. Vacarisses

126.- Sn.7. Torá Norte 154.- Sn.35. La Puda-Monistrol

127.- Sn.8. Arroyo de Masoteras 155.- Sn.36. La Cantina

128.- Sn.9. Torá Sur-Manresana

129.- Sn.10. Sanahuja

130.- Sn.11. Collado de Comiols

131.- Sn.12. Belltall

132.- Sn.13. Santa Pau

133.- Sn.14. Vall de Vianya

156.- Sn.37. Cardona Norte

157•- Sn.38. Suria Norte

158.- Sn.39. Suria Sur

159.- Sn.40. Fonollosa Este

160.- Sn.41. St.Llorenc de Morunys.

- Sn 42 Torre sa a161 . .. ca n134.- Sn.15. Santa Privat de Bas

135.- Sn.16. Bellmunt

136.- Sn.17. El Far

137.- Sn.18. Sabasona

138.- Sn.19. Romagats

139.- Sn.20. Ripoll Sur

162.- Sn.43. Calaf

163.- Sn.44. Espelt

164.- Sn.45. Jorba

165.- Sn.46. Oden

166.- Sn.47. Oliana

167.- Sn.48. El Puig

1- INTRODUCCION

1.1. PRESENTACION Y OBJETIVOS.

El presente trabajo fué encargado por la JUNTA DE -

ENERGIA NUCLEAR a la COMPAÑIA GENERAL DE SONDEOS, S.A. Su rea

lización ha tenido lugar durante el año 1977, según Pliego de

Condiciones establecido en su día por la J.E.N.

El objetivo fundamental del Proyecto ha sido deter-

minar las características geológicas del sector oriental de -

la Cuenca del Ebro (Depresión Central Catalana), así como su

evolución en el espacio y en el tiempo; prestando especial -

atención a aquellos aspectos que como la sedimentación, la pe

trología y la estructura, pudieran ser,inter.esantes en rela--

ción con una futura prospección de radioactivos.

La investigación solo ha considerado los materiales,

continentales terciarios sobre los que, como interés básico -

del proyecto, se han tratado de cuantificar las guías geológi

cas para seleccionar zonas de interés. De esta manera se pre-

tende completar con este trabajo la parte principal de inves-

tigación geológica, para, a partir de él, programar métodos -

indirectos detallados y sondeos de reaonocimient o.

Todo ello para que, en otra etapa posterior, sea po

sible la valoración previa de indicios o zonas de interés en

relación a previo y demanda del Uranio.

3.-

1.2. SITUACION DEL AREA ESTUDIADA.

El área interesa las cuatro provincias catalanas pe

ro sobre todo las de Lérida y Barcelona . Incluye total o par-

cialmente a las hojas del M . T.N. a escala 1:50.000 nQs 256 -

257, 290 - 295, 328 - 333, 360- 364, 369 -392 Y 418 . ( plano -

n°- 1).

La superficie cartografiada , es de unos 8100 km2 y

queda aproximadamente comprendida dentro de los límites defi-

nidos por el polígono Balaguer -Bellpuig-Cabra del Camp-Iguala

da-La Garriga-Tavertet -Amer-Besalú-San Juan de las Abadesas-

Ripoll-Berga -San Llorenc de Morunys-Vilanova de Meiá-Balaguer

La depresión Central Catalana queda limitada al Nor

te por los Pirineos orientales, al Noroeste por el Macizo del

Montsec y al Sureste por la Cordillera Costero - Catalana Ca

talánides ). Hacia el Suroeste se continua con el resto de la

Depresión del Ebro , a través de la Llanura del Segría. La De-

presión se orienta WSW-ENE. (Fig. 1).

Topográficamente se distinguen dos llanuras, al Es-

te la Plana de Vic y al Oeste El Urgell-La Segarra, estando -

ocupado el resto del área por relieves que muy raramente supe

ran los 1000 m.

Los cursos fluviales más importantes que riegan la

Depresión son el Segre y sus tributarios (que vierte al Ebro)

y el Llobregat, Ter, Fluviá, Francolí , Foix y Besós que vier-

ten directamente al mar Mediterráneo.

Los núcleos de población más importantes del área -

rt

ESQUEMA GEOLOGICO REGIONALEscoic i :1.000.000

CUATERNARIO

PLIOCENO

MiOCENO

.OLIOOCENO

EOCENO

MESOZOICO

PALEOZOICO

ROCAS PLUTONICAS ACIDAS

5.-

son Olot, Vic, Manresa, Tárrega, Balaguer, Solsona, Berga, --

Cervera e Igualada; superan los 20.000 habitantes varios de -

ellos.

La zona es dominantemente agrícola y rural, exis-

tiendo núcleos industriales importantes en la zona oriental -

(Manresa, Vic, Olot, etc.).

El clima en la Depresión es continental, con irfluen

cias montañosas al N., y una precipitación media ligeramente

superior a los 600 mm/año; aunque de distribución muy irregu-

lar y estacional.

La Depresión Central Catalana"está rellena por los

materiales Terciarios de edad comprendida entre el Paleoceno

y Chattiense que se encuentran plegados y facturados en los

rebordes montañosos, y en relación con los depósitos salinos,

en el área central. Existen importantes recubrimiento plio--

cuaternarios, formando terrazas y glacis de piedemonte, algu-

nos muy destacables como los de los llanos de Urgell.

El carácter de los sedimentos aflorantes es esencial

mente continental, predominando los materiales molásicos, salí

no-evaporíticos y carbonatados en el centro de la cuenca.h

6.-

1.3. METODO DE TRABAJO.

La investigación realizada ha comprendido las si-

guientes fases:

Fase previa de documentación

Se ha recopilado la bibliografía existente, que se-

presenta al final de la memoria y cuyas aportaciones más des-

tacadas se mencionan en el apartado siguiente.

Fase de geología regional y sondeos

Se ha realizado la cartografía geológico-litológica

a escala 1:100.000 del área de estudio, cuya superficie es --

aproximadamente de 8.100 km2. Se ha efectuado una subdivisión

cronoestratigráfica según niveles fotogeológicos, basada en -

gran parte en la información previa. Simultáneamente a la car

tografía, se ejecutaron 48 perfiles estratigráficos prestando

especial atención a las facies molásicas y con toma de mues--

tras para su estudio en el laboratorio. En áreas de afloramien

tos se realizaron 6 sondeos de 200 a 250 m. de profundidad pá

ra completar el estudio estratigráfico.

Fase de laboratorio

Las muestras de perfiles y sondeos, en número de 712

fueron estudiadas en lámina delgada estimativamente, determi-

nándose la composición mineralógica, el tarrmaíio de grano, el -

redondeamiento y la porosidad. Algunas muestras seleccionadas

fueron analizadas para materia orgánica.

7.-

Fase de síntesis

A partir de los datos de cartografía , perfiles y son

deos , se han elaborado mapas 1:200.000 de unidades cronoestra

tigráficas y de ambientes sedimentarios , así como también ma-

pas y cortes estructurales.

ti

Con los datos de estratigrafía y petrología se han -

construido mapas de facies a 1:500 . 000 de porcentajes litoló-

gicos en la columna, además de componentes petrográficos, ta-

maño de grano , etc, para cada unidad cronoestratigráfica, lo

que permite una visión detallada de la evolución de la cuenca

con el tiempo.

Organización del informe

La información obtenida de carácter litológico, pe

trológico y estructural, la interpretación de los procesos se

dimentarios y diagenéticos, así como la historia geológica de

la parte estudiada de la cuenca Terciaria del Ebro, son el ob

jeto de la Memoria (Tomo I).

Respecto a la documentación gráfica que acompaña a

la Memoria se distribuye de la siguiente manera:

Los mapas y cortes geológicos, de carácter general,

se reunen en el T-II.

Los mapas de las diferentes unidades cronoestratigrá

ficas constituyeron el tomo III.

Finalmente las columnas de los sondeos y perfiles -

estratigráficos se incluyen en el tomo IV.

1.4. ANTECEDENTES Y AGRADECIMIENTOS.

Toda la información consultada sobre el área de es--

tudio se detalla al final de la Memoria en e7. apartado dedica-

do a Bibliografía, en el que se incluyen trabajos publicados e

inéditos.

Entre las fuentes que han suministrado una informa--

ción más destacada para el conocimiento geológico de este sec-

tor de la Cuenca del Ebro, hay que señalar las siguientes:

- Investigación petrolífera .- Informe CIEPSA 1963 -

(0. Riba) donde se sintetiza la geología del Terciario catalán

entre el Segre y la comarca de Ossona (Vic). Informe CIEPSA --

1961 (J.M. FONTBOTE) y CIEPSA-SEPESA 1968 (DEFALQUE); entre --

otros.

También se ha dispuesto de las columnas de los son-

deos de petróleo Bassella-1, St. Privat de Bas-1, Guissona-1,

Sanahuja-1, Puigreig-1, Pinols-1, Perafita-1, Riudaura-1 y 2

y Joanetes-1. (planos n2s 4 y 10-14).

Las columnas de los sondeos de petróleo junto con -

datos de la sísmica de reflexión han sido muy útiles para de-

ducir la geometría de la base de la cuenca terciaria y el tra

zado de los niveles isócronos.

- Proyecto Magna .- Muy importante ha sido la infor-

mación proporcionada por la cartografía de las hojas del plan

Magna n°-s: 329 PONS; 330 CARDONA; 331 PUIGREIG; 362 CALAF; 363

MANRESA; 394 LA GARRIGA; 391 IGUALADA; 392 SABADELL; 417 ES--

PLUGA DE FRANCOLI y 410 MONTBLANC. En varias de ellas han in-

tervenido personas y entidades del actual equipo.

1

- Investigaciones personales .- Particularmente úti-

les han sido los datos, inéditos en gran parte que, proceden-

tes de tesis doctorales en curso, han proporcionado sus auto-

res, entre otros: F. Colombo, P. Anadón, P. Busquets, M. Vila

plana y M. Marzo.

- Otras fuentes.- De extraordinario interés ha sido

la "Síntesis geológica previa para la exploración de Uranio -

en el Valle del Ebro" realizada en 1975 por CGS para la J.E.N.

Dicho informe ha constituido el punto de partida para esta in

vestigación.

Además, la información recogida por CGS en el infor

me realizado para el IGME sobre posibilidades uraníferas de -

la cuenca lignitífera de Calaf, como la del informe de IBERGE

SA, con igual título y referido a la cuenca de Santa Coloma -

de Queral han sido de gran ayuda. Como también la obtenida de

los datos del informe de C.G.S. - 0. RIBA, A. MALDONADO de --

1975 sobre la geología de la cuenca potásica cíe Cardona. Se -

debe señalar, además, la ayuda proporcionada por Sondeos que -

el M.O.P. ha realizado para investigación de aguas e inyección

de salmueras y los realizados por Compañías para la investiga-

ción de potasas.

A las numerosas Entidades, Organismos y personas que

nos han permitido disponer de la información inédita relaciona

da anteriormente , agradecemos su gentileza.

10.-

1.5. AUTORES.

La realización del trabajo ha sido llevada a cabo por

COMPAÑIA GENERAL DE SONDEOS, S.A,,con la colaboración de la -

SECCION DE ESTRATIGRAFIA Y SEDIMENTOLOGIA DEL INSTITUTO «JAIME

ALMERA"" ( C.S.I.C.).

Por parte de C.G.S. han intervenido:

JOSE RAMIREZ DEL POZO

Dr. en Ciencias Geológicas

(Dirección y Coordinación general)

ALEJANDRO GARCIA VILLAR

Ldo. en Ciencias Geológicas

(perfiles estratigrá ficos , control de sondeos , Carto-

grafía , mapas de síntesis y Memoria).

ALFONSO OLIVE DAVO


(perfiles estratigráficos, control de sondeos y Car-

tografía).

ENRIQUE ARAGONES VALLS

Ldo en Ciencias Geológicas

( Mapas de Síntesis).

MARIANO J . AGUILAR TOMAS


(Petrología de las areniscas, mapas de síntesis y Me

moría).

Los colaboradores del equipo de C.S.I.C. han sido:

4

ORIOL RIBA ARDERIU


(Cartografía, mapas de síntesis, Memoria y coordina

ción equipo del C.S.I.C.).

PEDRO BUSQUETS


(Perfiles estratigráficos, Cartografía y mapas de -

síntesis).

JOSE SERRA. KIEL



síntesis).

MARIANO MARZO


(perfiles estratigráficos, Cartografía y mapas de -

síntesis).

ANDRES MALDONADO



síntesis).

JORGE SERRA RAVENTOS



síntesis).

12.-

PEDRO ANADON


( Perfiles estratigráficos y Cartografía).

FERNANDO COLOMBO



MIGUEL VIL APLANA



Los trabajos se han realizado siguiendo las directri-

ces y sugerencias de RECAREDO DEL POTRO y ALVARO CASTAÑON de -

la J.E.N.

2-ESTRATIGRAFIA

14.-

2.1. EL CONJUNTO ESTRATIGRAFICO DE LA CUENCA DEL EBRO.

La cuenca terciaria del Ebro tiene una f orma triangu

lar y está limitada por cadenas montañosas de edad alpídica:

Los Pirineos, la Cordillera Ibérica y el Sistema Costero Cata-

lán (Catalánides). Dicha Cuenca del Ebro tiene al Norte, la -

Cuenca de Aquitania, simétrica con respecto al eje pirenaico.

Ambas se adosan al Pirineo que se levantaba y plegaba; fenóme-

nos que iban acompañados de una fuerte subsidencia en ambas --

cuencas, lo cual a su vez producía una importante llegada de -

sedimentos originados por la erosión de la cadena montañosa en

formación. Ambos rebordes pirenaicos están cabaldados y empuja

dos hacia dichas cuencas, por cuyo motivo, los terrenos tercia

ríos más antiguos, en general están ocultos bajo los mantos de

corrimiento. Según se ve en el mapa de isobatas del informe, -

así como en el mapa de CHOUKROUNE y SEGURET (1975), la superfi

cie de la base del Terciario desciende claramente hacia el Pi-

rineo, en cuyos aledaños existen, por lo tanto, los mayores es

pesores.

Algo difiere sustancialmente la cuenca de Aquitania

con la del Ebro. La primeras estuvo abierta durante todo su de-

sarrollo al Atlántico y al Tethys, recibiendo varias transgre-

siones marinas; la segunda en cambio, a partir del Priabonien-

se quedó cerrada totalmente, depositándose molasas y facies --

químicas netamente continentales.

Sedimentación y tectónica fueron fenómenos simultá-

neos durante todo el Terciario inferior. De modo que la tras-

lación de las unidades alóctonas pirenaicas, y los cabalgamien

tos, siempre empujados hacia el centro de la cuenca, que se ob

15.-

servan a lo largo de los rebordes montañosos de los Catalán¡-

des y de la Ibérica, presidieron la sedimentación sintectónica

desde el Cretácico superior hasta la base del Mioceno. Este fe

nómeno es el causante de la fuerte disimetría en el reparto de

facies en toda la cuenca del Ebro. Dichos conjuntos en surrec-

ción y plegamiento proporcionaron ingentes masas de sedimentos

detríticos, en tectofacies molásicas que ocuparon la totalidad

de los antiguos piedemontes: los conglomerados en forma de co-

nos aluviales y en areniscas fluviales, los cuales hacia el -

centro de la cuenca pasan a las facies palustres y lacustres -

calcáreo-arcillosas y finalmente a las evaporít:icas.

A partir del Eoceno superior y hasta finales del Mio

ceno la Depresión del Ebro, en su zona central, quedó converti

da en una enorme cuenca de evaporación, con el depósito de va-

rias formaciones de sales y yesos superpuestas, y verticalmen-

te casi contínuas. Este endorreismo, según parece fué esencial

mente de origen tectónico, más que climático. Por lo tanto, a

cada fase de plegamiento le correspondió el depósito de una -

formación salina, acompañada de una reactivación de la subsi-

dencia. En cambio, y siguiendo esta hipótesis, en los momentos

de calma, sobrevinieron regímenes lacustres, quizá con trasva-

ses de aguas al mar o a otras cuencas vecinas.

Se ve pues, que estamos ante un ejemplo de cubeta se

dimentaria con clara dependencia tectónica, siendo ésta la que

rige los depósitos que la van rellenando. El relleno se comple

ta al llegar al Mioceno superior, o Mesiniense, con la deseca-

ción del Mediterráneo, lo cual traería un fuerte descenso del

nivel de base de los cursos fluviales mediterráneos, producién

dose con ello la captura de la cuenca cerrada del Ebro merced

a la poderosa erosión remontante de alguno de ellos.

16.-

La neotectónica, muy activa en el Pirineo y Sistema

Costero Catalán así como en la cuenca occidental del Mediterrá

neo, favoreció, asin lugar a dudas, al fenómeno que acabamos de

apuntar, lo cual llevó consigo una inversión de la dirección de

drenaje en el reborde catalán, el desmembramieyn.to en bloques -

del Sistema Costero Catalán, y en general, la configuración mor

fológica que presenta hoy en día la cuenca del Ebro.

La parte catalana de la Depresión de l Ebro , recibe -

también los nombres de "Depresión Cemtral Catalana", por parte

de los geógrafos, y de cuenca "Potásica Catalana", por parte -

de los mineros. En cierto modo se ofrece como un divertículo -

de la cubeta del Ebro, orientado de SW a NE, comprendido entre

los Catalánides y los Pirineos, y algo estrangulado o cerrado

por el bloque pirenaico avanzado de los Nogueras. Esta parte -

está exclusivamente ocupada por terrenos paleógenos, en facies

marinas y continentales, que van desde el Garurnniense y Paleo-

ceno, al pie de los Pirineos, hasta el Stampiense superior o -

Chattiense en la zona de Urgell, junto al Segre.

Esta subcuenca presenta tamb_6n sus rebordes montaño

sos fuertemente tectonizados, cabalgados o re(-ubiertos por man

tos o escamas de corrimiento (plesiocapas), tanto en la Cordi-

llera Costero Catalana como en el Pirineo. Los depósitos que -

la rellenan son tanto más modernos cuanto más al Oeste se en--

cuentran; esto se produjo por una tendencia a la elevación de

la parte oriental del surco sedimentario (umbral del Ampurdán)

de forma que la umbiliacación (o parte más deprimida) de dicho

surco fue desplazándose progresivamente hacia poniente, hasta -

quedar situada en los Monegros, al finalizar el Mioceno.

i -1

17.-

Esta subcubeta se rellenó de sedimentos en dos fases

netamente diferenciadas: a) durante la primera, o inferior, el

depósito estuvo relacionado con el mar del Eoceno, de acuerdo

con varias transgresiones y regresiones marinas de modo que -

los sedimentos continentales están íntimamente compenetrados -

con los marinos en un complejo sistema de unidades que luego -

detallaremos. Las transgresiones marinas, procedentes del sur-

co pirenaico, no rebasaron hacia el Sur, una Línea de costa que

partiendo de Montblanc, pasaría por Sariñena-'Tauste-La Rioja.

b) La segunda fase sedimentaria se originó durante el Priabo--

niense con el aislamiento progresivo de la cubeta del mar abier

to y depósito de las evaporitas potásicas correlativas con este

progresivo aislamiento; a partir de este momento todos los depó

sitos son los típicos de una cubeta endorreica, rellena con ma-

teriales terrígenos y evaporíticos de aguas continentales (mola

sas continentales y yesos).

ik

4

18.-

2.2. LA CRONOESTRATIGRAFIA.

En el proósito de esta Memoria, no entra el análisis

biostratigráfico y cronostratigráfico de detalle de esta parte

de la Depresión Terciaria del Ebro, que por su extensión sería

engorroso introducirlo aquí. Pero ha sido muy conveniente el -

establecimiento de varias superficies isócronas (A, B, C y D)

que, en lo posible, se extiendan por todo el área cartografia-

da, mediante las cuales se puedan delimitar vertical y horizon

talmente varias unidades cronoestratigráficas informales. Estas

unidades son:

STAMPIENSE + CHATTIENSE

D---------------

SANNOISIENSE

C--------------

PRIABONIENSE + BIARRITZIENSE

B--------------

LUTECIENSE + CUISIENSE

A--------------

ILLERDIENSE + PALEOCENO

2.2.1. Isócrona A .-

Se ha trazado de forma que coincida con el techo de

la Formación Calizas de Orpí (o "Calizas de Alveolinas" de los

autores antiguos) que afloran en todo el reborde- SE de la cube

ta y coincide además con la parte media de la Formación Coro-

nes del reborde pirenaico (que presenta un miembro de margas -

detríticas rojas continentales). Dicho de otra manera, esta

isócrona, en la parte SE, está representada por la regresión -

marina y el establecimiento de la facies continentales de la -

19.-

4

Formación de Pontils (o Molasas de Pontils). Esta is6crona A,

separaría el Ilerdiense del Cuisiense (plano 6).

2.2.2. Isócrona B .-

Se ha establecido con base a un nivel biostratigráfi

co bien conocido, que separa el Luteciense del Biarritziense,

esencialmente mediante la Alveolina fusiformis SOWERBY y la A.

fragilis HOTTINGER y otros macroforaminíferos que aparecen en

la base del Biarritziense, (según J. FERRER, 1967, 1971a y --

1971b). Sobre el terreno y en la cartografía geológica coinci-

de con la base de las formaciones de las Areniscas de Collbás,

las Areniscas de Folgueroles y las Molasas de Bellmunt, y el -

techo de las Areniscas de Centelles, y de las margas de Baño--

las (Margas de Coll de Malla). Es necesario señalar que los --

contactos entre estas formaciones suelen ser diácronos; no obs

tante la línea de costa, a grandes rasgos, como sigue el con-

tacto 'del afloramiento, a efectos cartográficos se puede consi

derar como una línea isócrona. En el conjunto del mapa, esta -

superficie buza hacia el Oeste y hacia el Pirineo, de forma -

que las máximas profundidades están en Oliana a - 4.000m. (da-

tum + 1.000 m). (planos 2, 3 y 6).

2.2.3. Isócrona C. -

Coincide con el contacto del Priaboniense con el San

noisiense. Se ha tomado un nivel fotogeológico muy contínuo -

que, en la cartografía MAGNA fué ya utilizado para la separa--

ción del Eoceno y Oligoceno, y que se extiende por una gran

parte del área estudiada. Esta isócrona se estableció mediante

el estudio de las Charofitas, labor realizada por J. RAMIREZ -

DEL POZO, en todas las hojas publicadas . Mediante el método de

relevos se ha continuado la isócrona hasta los bordes detríti-

cos de la cuenca . Hacia poniente de la zona cartografiada, la

isócrona C coincide con la base del Complejo Lacustre de Sana-

huja. Aunque su prolongación hacia el extremo Oeste es insegu-

ra, se ha deducido que penetra con ángulo muy agudo en los ye-

sos de Barbastro (planos 2 y 6).

2.2.4. Isócrona D .-

Separa el Sannoisiense de los terrenos superiores, y

al igual que en el caso anterior , se ha tomado el límite data-

do mediante Charáceas de las hojas MAGNA y materializado median

te un nivel fotogeológico. Como es lógico, se limita a la par-

te occidental del área estudiada.

Al igual que con la isócrona C. la prolongación de -

la D al extremo Oeste se deduce que penetra en los yesos de -

Barbastro ( planos 2 y 6).

2.2.5. Las unidades cronoestratigráficas .-

Con la cartografía de estos niveles isócronos y la -

correlación entre secciones geológicas ( planos 2, 3, 5 y 6) ha

sido posible delimitar unidades informales con valor cronoes--

tratigráfico , pero que no se adaptan completamente a las acep-

tadas por el Código . La nomenclatura de dichas unidades se ha

señalado en dichas figuras como unidad A-B . B-C, etc, aunque -

de hecho comprenden uno o más pisos como ya queda explícito en

en apartado 2.2. y en el "esquema de correlación de las unida-

des litoestratigráficas" (plano 6).

21.-

El trazado de las isocronas'y la correlación bioes-

tratigráfica , resultan laboriosas y delicadas , habiendo tenido

que deducir y extrapolar muchos tramos, así como aceptar los -

isocronismos que se señalan más arriba , como simplificación ne

cesaria.

Expresión del resultado obtenido es el plano 5 así -

como los cortes geológicos ( planos 10 a 14).

0

2.3. LITOESTRATIGRAFIA.

Para mayor sistematización se va a describir la li-

toestratigrafía del área Solsona-Olot en dos conjuntos sedimen

tarios que se diferencian esencialmente por sus facies y desa-

rrollo . Como ya se ha señalado anteriormente , el primer conjun

to (1) lo forman los terrenos del Paleoceno y Eoceno, en sus -

facies marinas y continentales ; el segundo ( 2) lo forman el Eo

ceno superior y Oligoceno representados solo por sus facies -

continentales endorreicas ; es decir, el grupo superior a la re

gresión eocena.

2.3.1. El Paleoceno-Eoceno .-

Está comprendido entre la base del Terciario y la

isócrona C; es decir , hasta el Priaboniense Superior.

Durante este intervalo estratigráfico tuvieron lugar

dos transgresiones marinas que dejaron sus depósitos en facies

de plataforma salvo en el surco pirenaico , que tuvieron mayo-

res profundidades (flysch), y además cubrieron casi toda el -

área en estudio . Es difícil saber de que mar procedían, si de

un Thetys o Mediterráneo , o del Atlántico , pero sea cual fuera

el origen , la transgresión partió del surco pirenaico e inva-

dió la plataforma ibérica sin rebasar mucho el límite que pasa

ría por Sariñena-Lérida -Montblanc. Estas transgresiones fueron:

a) Primera transgresión : Transgresión del Ilerdiense , alcanzan

do en el Ilerdiense medio la máxima extensión ; el Ilerdien-

se superior es ya netamente regresivo.

23.-

e

b) Segunda transgresión : Transgresión del Biarritziense . A1can

za el máximo desarrollo en el Biarritziense inferior (nivel

de Alveolina fusiformis y Alveolina fragilis de la isócrona

B).

f

Por debajo de la transgresión del Ilerdiense, están

las facies rojas que tradicionalmente se han venido denominan-

do como "Garumniense": Entre ambas transgresiones tenemos el -

Grupo de Pontils. Por encima de los depósitos marinos de la -

transgresión Biarritziense descansa todo el conjunto continen-

tal restante hasta la coronación de la serie. Para la descrip-

ción litoestratigráfica que sigue a continuación, recomendamos

se tenga a la vista la distribución vertical de las unidades y

facies marinas y continentales que está esquemáticamente repre

sentada en el plano n°- 6 y además en los mapas lito-estratigrá

ficos generales (planos 2 y 3), a escala 1:100.000. La descriQ

ción se hace de muro a techo.

2.3.1.1. Unidades por debajo de la primera transgresión eocena-----------------------------------------------------

Se refieren al Nivel de Mediona (ROSELL, J, JULIA, R

y FERRER, J. 1966); loc. tipo Prenafeta-Pobla de Claramunt; se

extiende en toda la franja sur-oriental de la cuenca, salvo en

el umbral de Centelles.

Está comprendido entre la base discordante o discon-

forme del Terciario (que puede ser el zócalo herciniano: gran¡

tos, metamórfico, Paleozoico, o el Triásico) y la Primera --

transgresión del Ilerdiense, representada por las Calizas de -

Orpi (Margas de Sagnari ).

24.-

Este nivel es equivalente a la Formación "Garumnien

,o.

se'' del Pirineo. (o Fm. Tremp, MEY et al. 1968).

El nivel de Mediona en el Sector de Anoia, está com

puesto de lutitas rojas con paleosuelos carbonatados (caliches)

especialmente en la base; e intercalaciones de areniscas y con

glomerados. Potencia variable, inferior a 50 ni. en Igualada y

Montserrat. Contienen Bulimus cfr. gerundensis VIDAL. Abarcaría

el Paleoceno medio e inferior. El ambiente es fluviolacustre.

En las Guilleries, se presenta también con caliches

y arcillas rojas similares a los de Igualada, los cuales en --

sentido ascendente pasan a conglomerados rojos con ciclos "fi-

ning upwardst' conglomeráticos, que, a su vez, pasan a lutitas

rojas con caliche:. Hay conglomerados esencialmente silíceos y

matriz arcósica, correspondientes a canales poco sinuosos, de

llanura de inundación, en medio semiárico; todo lo cual repre-

sentaría la parte distal de conos de deyección. La parte supe-

rior, más conglomerática, corresponde a canales erosivos, al—

ternando con depósitos muy heterométricos de "debris flows" -

con calichificaciones incipientes.

En el techo del nivel de Mediana, en esta última zo-

na, no están las calizas de Orpí, sino que descansan directa--

mente encima los materiales, también rojos, de Pontils; por lo

cual la separación de una formación y otra no está clara.

2.3.1.2. Unidades comprendidas entre la primera y la segunda ------------------------------------------ ----------transgresión.-

Son fundamentalmente el Grupo de Pontils o Molasa de

Pontils (ROSELL, JULIA y FERRER, 1966) (equiv. de Fm. de S.

Martí Sacalm, GICH et al. 1966 y los "Conglomerados y Arenis -

cas de les Guilleries , REGUANT, 1967 y de Reilis de Fai , RE-

GUANT 1967), y las cuñas conglomeráticas de Montserrat y Sant

Llorenq de Munt ).

En el sector del Anoia (Igualada) se han distingui-

do, en la cartografía, tres formaciones o litofacies de este

Grupo.

A.- Formación Carme : Constituida por lutitas rojas con algún -

nivel delgado de areniscas (localmente algún conglomerado)

en paleocanales y algún nivel de yeso en capas inf. a 3 m.

Corresponde a un ambiente fluvial continental con "sebjas"

(o un "mud-flat" continental). Potencia aproximada unos -

200 m.

B.- "Facies de Bosc d' en Borra" : Calizas potentes con interca-

lación de lutitas rojas y lignitos. Ambiente lacustre-pa

lustre, con alguna influencia marina (hay algunos foraminí

feros además de Charofitas y Planorbis)

C.- "Litofacies de Pobla de Claramunt" : Facies análoga a la de

paleocanales de Caspe; con baja relación w:h, muy arenosa

e incluso conglomerática, mucho más que en la unidad A. Co

rresponde a un paleoambiente fluvial de bajada o de conos

aluviales.

Este nivel, en sentido ascendente, pasa a las facies

de transición marinas de la Fm. Santa María ( Margas de Iguala -

da): Hacia el NE, en cambio, el Grupo de Pontils pasa lateral-

26.-

t

mente a la sección basal de los Conglomerados de Montserrat y

Sant Llorenc de Munt y a la Molasa de Vacarisses, haciéndose

difícil la distinción entre ellos pues en realidad son una -

transición gradual a mayor granulometría hasta los conglomera-

dos masivos de Montserrat.

Más al Este en la zona del Congost, el Grupo Pontils

bastante conglomerático, descansa directamente sobre el alto,

o umbral, de Centelles, solapándolo sin la cuña marina de la -

primera transgresión que no reaparece hasta el. escarpe morfoló

gico que domina las Guilleries (Tavertet) (COLOMBO, F. 1975).

Aquí el nivel carbonatado marino, con Alveolinas, correspon-

diente a la Fm. Orpí , está formado por areniscas de facies -

"Nearshore" y de playa, en las que las Alveol.:i_nas se comporta-

ron como clastos. Encima de este episodio marino, descansa la

Molasa de Pontils , roja, formada por areniscas pelíticas con -

cantos dispersos. Las areniscas groseras conglomeráticas están

poco representadas. El contacto con la unidad superior se rea-

liza con areniscas arcillosas finas, gris verdoso a blancuzcas.

En el techo se observan algunos conglomerados en los que abun-

dan Gasterópodos, Ostreas, etc, y encima unas calizas detríti-

cas nodulosas, blancuzcas, con Miliólidas, Gasterópodos, Lame-

libranquios, y Madreporarios, de facies nearshore , en el mar -

tranquilo y somero de la gran transgresión eocena: Calizas de

Tavertet .

2.3.1.3. Conglomerados de Montserrat, de Sant Llorenc de Munt----------------------------------------------------y Molasas de Vacarisses.----------------------

Los Conglomerados de Montserrat (LLOPIS y MASACHS,-

1943) constituyen una enorme cuña conglomerática , representan

27.-

te lateral, en la parte baja, del Grupo Pontil.s, en la parte -

media de las Molasas de Vacarisses, de las Areniscas de Cente-

llea de las Margas de Igualada y de las Calizas de Tossa en la

parte alta, de la Molasa de Artés. La parte media ( Fm. Santa -

María ) de dichos conglomerados son por lo tanto, equivalente -

lateral de las formaciones marinas de la segunda transgresión.

En el estudio de ANADON y MARZO (1975) se detallan -

las características sedimentológicas de una sección SSE-NNW de

la montaña en la que, prescindiendo de las equivalencias late-

rales con la Fm . Pontils, se describen los conglomerados de -

Montserrat.

Estos se presentan en el sector SE de la montaña en

bancos de 50 m. de potencia. Los cuerpos conglomeráticos están

formados por canales superpuestos truncados y amalgamados, con

cicatrices abundantes y algún que otro raro lentejón de mate--

rial más fino. Hacia el NW se pasa lateralmente a ciclotemas -

granodecrecientes con un miembro de conglomerados gruesos y -

matriz gris carbonatada coherente (localmente abigarrada), con

algunos elementos finos ricos en fauna marina.

La parte central de los conglomerados de Montserrat

pasa, mediante un sistema de cuñas, a facies netamente marinas;

especialmente a las Margas de Igualada y a las Areniscas de

Centelles que constituyen el cuerpo de la segunda transgresión,

cuya máxima expansión tiene lugar en la base del Biarritziense.

En el cuerpo de la misma montaña son netamente visibles cuatro

cuñas marinas.

28.-s

En la parte inferior y al SE los conglomerados, en -

secuencias granodecrecientes (o "fining upward"),pertenecen a

un sistema de conos de piedemonte que pasa luego a una breve -

llanura aluvial con algunos fenómenos de "sheet flood", en una

red de tipo anostomosado "braided"; finalmente, ésta da paso a

un sistema deltaico, con secuencias granodecrecientes ("coar-

sing upward") de 1 a 2 m. de potencia. Hacia el Norte pueden -

pasar a facies holomarinas. La falta de facies típicamente de

prodelta indica que, probablemente, la progradación deltaica -

tendría lugar en una cuenca marina de aguas muy someras.

En conjunto, los conglomerados de Montserrat, forman

un sistema progradante hacia el NW, muy potente (1.500 a 1.800

m). En la base son conos aluviales continentales (Gr. de Pon--

tils) mientras que en la parte media y superior forman unos -

"fan-deltas" (o conos aluvio-deltaicos) con p<aso lateral hacia

el NW a las facies holomarinas de centro de cuenca, (Fm. Igua-

lada, Fm. Centelles). En sentido vertical, los elementos detrí

ticos silíceos van siendo cada vez más abundantes hacia arri-

ba.

La parte culminante de Montserrat, caracterizada por

canales fluviales de alta relación w/h rellenos de conglomera-

dos y el resto formado por lutitas y areniscas grises, pasa a

las facies continentales rojas de la Formación Artes. El con-

junto corresponde a un ambiente de conos aluviales distales.

Los conglomerados de Sant Lloreng de Munt (LLOPIS y

MASACHS, 1943) constituyen otra masa de conos aluviales proxi-

males, en bancos de canales amalgamados, pertenecientes, late-

ralmente, al Gr. Pontils. Hasta la cumbre (La Mola, 109 5 m).

29.-

s

se mantienen continentales, y hay que ir más al NW (más allá -

del Montcau 1053 m) para encontrar los primeros conglomerados

de fan-delta, correlativos de los de Montserrat; pero menos -

groseros y coherentes.

La Molasa de Vacarisses ("facies de Vacarisses", LLO

PIS y MASACHS, 1943); distinguida en la cartografía (planos 2

y 3) y en los cortes geológicos, constituye el tránsito late-

ral de los conglomerados masivos, de cono proximal, a facies -

más lutíticas, y menos groseras de conos medios y distales. -

Son lutitas y areniscas predominantemente rojas, pero que, en

su parte media y superior, pasan a las facies marinas de cen-

tro de cuenca.

2 . 3 . 1 . 4 . Molasas de Bellmunt._ -

La Molasa de Bellmunt (Formación Bel.Lmunt, GICH, --

1972; Tramo Rojo Intermedio, ALMELA y RIOS, 1943) constituye -

una importante intercalación o cuña de facies continental in--

terpuesta en las facies marinas de la segunda transgresión pa-

leogena. Está situada en la parte nororiental de la cuenca eo-

cena; concretamente, en la región de Olot, donde alcanza una -

gran extensión. Aflora también en el núcleo del anticlinal de

Bellmunt donde está la sección tipo, el cual se extiende entre

St. �Quirze de Besora y Joanetes. El afloramiento alcanza el va

lle del Ter, siguiendo los escarpes de las Sierras de Santa -

Magdalena y de Milany. Hacia el Este, en la cornerca de Olot, -

la Formación de Bellmunt no está recubierta, sino que forma, -

con todo el conjunto del Eoceno, una cuesta inclinada hacia po

niente y mediodia. Es en esta zona donde se registran los mayo

res espesores. Hacia el Sur, dicha cuña desaparece antes de al-

f

•30.-

canzar el llano de Vic; en cambio, hacia el Not.-te aumenta rápi

damente de potencia y se extiende hacia poniente de forma que

aún se la encuentra en una sección geológica al N. de S. Llo-

reno de Morunys. Así pues, existe una fuerte gradación, con -

disminución de potencias de E a W y de N. a S. Los materiales

de esta formación irrumpieron bruscamente encima del surco don

de se depositaba el Flysch de Vallfogona y en otras á reas mar¡

nas.

Al N. de Laliers (al SE de Parroquia de Ripoll) la -

Molasa de Bellmunt (según GICH, 1972), presenta de arriba aba-

jo:

1.- Lutitas rojas, localmente con manchas verdes o azuladas, -

bioturbadas (quizá sean "root-casts").

2.- Limolitas calcáreas rojizas, también con manchas de decolo

ración verde azuladas. Contacto inferior erosional.

3.- Areniscas arcósicas (10% de Feldespatos), con lentejones -

de conglomerados (granitos alterados, cuarci.tas, cuarzo, -

liditas, alguna caliza, esquistos); contacto basal erosio-

nal, con "groove-casts" muy abundantes, de dirección N100W

y "flutes" dudosos indicadores de aportes de ENE. Estrati-

ficación cruzada de gran escala, con progradación hacia el

WSW. Contacto superior gradacional. La secuencia termina -

en arcosas y lutitas de "overbank", con �nripples" de co-

rriente muy bioturbados.

Esta secuencia corresponde a una llanura aluvial, -

con canales fluviales rellenos de material más grosero, y es-

tructuras de "point bar" que indican un régimen fluvial mean-

driforme.

31.-

r

Hacia la parte oriental, Santa Pau y Vall de Vianya

las facies de Bellmunt se hacen más conglomeráticas pertene--

ciendo a ambientes de conos aluviales proximales y medios. El

tono rojizo es siempre el dominante.

La formación de Bellmunt hacia el SW y W se encuen-

tra recubierta por depósitos marinos de playa, los cuales, ver

ticalmente pasan a facies más profundas (son las Areniscas de

Puigsacalm y de Vidrá ). Hacia el Norte, los conos aluviales --

culminantes de la Fm. de Bellmunt están recubiertos también -

por los Conglomerados de Milany ; pero estos últimos pasan late

ralmente a las facies marinas biarritzienses, y hay que consi-

derarlos como pertenecientes a ambientes de fan-deltas como

los de Montserrat, ya descritos.

De acuerdo con lo dicho anteriormente, el límite su-

perior de la Fm. de Bellmunt es muy diácrono. En cambio, el in

ferior se ha supuesto isócrono y se ha asimilado a la isócrona

B (plano n°- 6), representando el tránsito marino a continental

en el NE.

2.3,2. Grupo superior a la regresión eocena (Eoceno superior -

Oligoceno).-

Este segundo conjunto de formaciones en que se ha di

vidido el Terciario de la Depresión Central Catalana es el más

extenso, tanto vertical como horizontalmente. Se ha tomado co-

mo límite inferior del mismo la superficie de separación, co-

rrespondiente a la regresión marina que tuvo lugar en el Pria-

boniense, entre las Margas de Igualada (= Fm. Igualada, ROSELL

et al . 1966; = Margas de Manlleu, ALMELA, 1946; = Margas de -

32.-

s

Oliana) y la base de la Formación Salina de Cardona . Ocupa una

gran extensión del centro de la depresión terciaria y constitu

ye además un buen reflector sísmico. En la parte SE y E de es-

ta superficie se intercalan las Calizas de La Tossa y sus equi

valentes también arrecifales, de Calders y Sant Bartomeu del -

Grau, las cuales, en parte, serían el equivalente lateral de -

las evaporitas de Cardona y tal vez, en aquel momento, hubie--

ran desempeñado un importante papel paleogeográfico al aislar

el mar eoceno de la cuenca evaporítica. Fuera del área ocupada

por las sales, la superficie inferior a que nos estamos refi--

riendo, aparte de ser diácrona, con descenso de la misma hacia

el Norte, está bastante mal representada dentro de los conglo-

merados marginales.

Como ya se ha dicho anteriormente , este Grupo de for

maciones abarca desde el Priaboniense sup. (MASACHS, 1952; RA-

MIREZ DEL POZO et al , 1975) hasta el final del Oligoceno.

A grandes rasgos, los terrenos continentales de este

Grupo Superior se ordenan, de Norte a Sur, de acuerdo con ]tas

litofacies siguientes, planos 2, 3 y 6:

N. Conglomerados pirenaicos.

Facies molásicas pirenaicas.

Evaporitas y facies lacustres, dominantemente car

bonatadas.

Facies molásicas derivadas de los Catalánides.

S. Conglomerados derivados de los Catalánides.

El área estudiada de este Grupo Superior constituye

un amplio surco sedimentario que recibe aportes bilaterales.

33.-t

4

lo-

Las áreas distributivas son los Pirineos por un ladó y la Cade

na Costero Catalana (Catalánides) por otro.

2.3.2.1. Evaporitas y facies lacustres, dominantemente carbona----------------------------------------------------tadas.-

Están situadas en la parte central de la cuenca y re

presentan un gran ciclo lacustre; se han distinguido las si-

guientes unidades:

2.3.2.1.1. Formación salina de Cardona (RIBA, 1975, RAMIREZ -

DEL POZO et al. 1975).

Constituye un macro ciclo evaporítico, tipo Stassfurt,

empezando y terminando con facies sulfatadas. Aunque solamente

aflora en Cardona se conoce bastante bien merced a las prospec

ciones mineras (RAMIREZ y RIBA, 1975, WAGNER et al . 1971) y pe

trolíf eras. Aunque la serie suele estar deformada diapíricamen

te, y por lo tanto los espesores son difíciles cíe determinar,

existen importantes variaciones de potencias y de los distin-

tos tramos, que se exponen a continuación de manera sintética:

Techo :Margas grises con anhidrita

G - Margas grises con anhidrita y sal.

F - Sal de techo, algo de anhidrita y pasadas

arcillosas.

E - Carnalita en varias capas (de 3 a 6) alter

nando con halita.

D - Silvinita y halita. De 2 a 4 niveles potá-

.sicos conocidos con las letras A, B, C y D

34.-

C - Sal "sucia", coloreada, similar a la sal

de techo.

B - Sal vieja o de muro. Sal gema gris, sin o

con pocos insolubres. Muy potente.

A - Anhidrita. Presencia no comprobada en Car

dona, pero sí en el área de Suria-Sallent

Balsareny.

Yacente : Margas y calizas del Eoceno medio: Margas

de Igualada.

Potencias : E + F: 60-270 m; D: 12-36 m; B + C: muy

potente; A: 5-10 m.

r

s

En general, la potencia de la Formación Salina aumen

ta de Sur a Norte, y hacia el centro de la cuenca potásica. Tén

gase presente las enormes intumescencias salinas de los núcleos

anticlinales, cosa que se discutirá más adelante al tratar de -

la tectónica y de los mapas de isopacas (planos n°-s 7, 42-44).

En Cardona, en el techo de la sal no está desarrolla

da la capa de anhidrita, como ocurre en Suria. Sin embargo, es

tá demostrado que las margas grises lacustres del techo de la

sal de Cardona (ver los apartados sobre el Complejo lacustre -

de Sanahuja y los Yesos de Barbastro) pasan lateralmente, hacia

el sondeo de Llardella, a una potente masa de yesos de la Fm.

de Barbastro, que son los que afloran en los núcleos anticlina

les de Sanahuja y Pons. Los límites de la Formación Salina de

Cardona están reconocidos por los sondeos realizados; se repre

sentan en el plano 43 con la isopaca de trazos cero. Hacia po-

niente dicho límite está muy difuso, a falta de datos de son--

deos y a causa del paso lateral de las facies propiamente sal¡

nas a las anhidritas y yesos de la Fm. Barbastro.

35.-

41

1

2.3.2.1.2. Fm. Yesos de Barbastro (CRUSAFONT, )RIBA y VIL LENA,

1966).

Esta formación esencialmente yesífera aflora, muy --

diapirizada, en el anticlinal de Barbastro y su prolongación -

oriental, sin solución de continuidad, por el anticlinal de Ta

marite, Pons, Sanahuja y los inicios de los anticlinales de -

Cardona y Suria. Por los sondeos, especialmente el de Monzón y

el de Guissona, se sabe que en la base de los yesos y anhidri-

tas existe la formación de Cardona, la cual se extendería hacia

poniente, siguiendo el surco pirenaico para enlazar con la cuen

ca potásica de Navarra; aunque no está demostrado, se trata de

una hipótesis propuesta por algunos autores (C. PUIGDEFABREGAS

1975) entre otros. El sondeo de Guissona-1 (ESSO cortó los Ye-

sos de Barbastro con una potencia aproximada de 800 m. y una -

intercalación, hacia la parte media de la misma, de 160 m. de

halita.

Encima de la Fm . de Barbastro descansa el Complejo -

Lacustre de Sanahuja , el cual pasa , lateral y verticalmente a

las molasas de Solsona y de Artes. La edad de los yesos de Bar

bastro se extiende en sentido E-W, desde el Pr:iaboniense supe-

rioa^ hasta el Stampiense.

2.3.2.1.3. Complejo Lacustre de Sanahuja (RAMIREZ DEL POZO et

al. 1975).

Esta unidad alcanza una gran extensión vertical en -

los anticlinales de Cardona y de Suria, prolongándose hacia

Pons. Se caracteriza por la complejidad de sus facies, bastan-

te variadas, que corresponden a diferentes ambientes lacustres.

36.-

r

Este complejo está bien representado en los flancos

del anticlinal de Sanahuja y su base se ha tomado como isocro-

na C (planos n°-s 125, 127, 128 y 129). En el anticlinal de Vi-

lanova de la Aguda alcanza su mayor desarrollo y complejidad.

Representa la transición entre los yesos y las molasas.

En el arroyo Masoteras se han medido 235 m. de poten

cia distinguiéndose tres litofacies que forman el ciclo comple

to del complejo, aunque pueden repetirse los elementos o estar

incompleto en diferentes zonas. Son de abajo arriba:

A.- Areniscas de grano fino, limolitas y margas en -

capas finas a medianas que apoyan directamente sobre los yesos

y que representan la colmatación detrítica de la laguna bajo

escasos cros. de agua. De colores pardo rojizos, presentan abun

dantes laminaciones paralelas y oblicuas, "ripples" de corrien

te y de oscilación "burrowing" y huellas de escape de gases.

Con potencia aproximada de 40 m. constituye un excelente nivel

guía.

B.- 100 a 110 m. de margas grises con anhidrita e in

tercalaciones de capas medianas de calizas, limolitas y arenis

cas. Hacia el W. va pasando a la formación yesífera lo que, -

coincidiendo con la desaparición de la unidad A, hace muy im-

precisa su delimitación.

C.- Aproximadamente 90 m. de una litofacies carbona-

tada que ha recibido el nombre de "Capas de 'Cara " el cual se -

usa, a veces, para nombrar todo el Complejo. Se trata de una -

alternancia de capas medianas de calizas micríticas, biointra-

micritas, calcarenitas y areniscas calcáreas con areniscas, li

37.-

r

s

molitas, arcillas y margas. A veces se encuentran delgados le-

chos de lignito. De color claro característico y bien destaca-

dos en el terreno, estos materiales han sido explotados para -

cemento natural a lo largo del valle del Llobregós.

En general, el Complejo presenta como término más

abundante las margas gris-azules, en las que se encuentran su-

bordinadas limolitas calcáreas finamente laminadas, calizas, -

yesos delgados, niveles de lignito, y alguna capita estromato-

lítica, o de oncolitos. Estos depósitos presentan un marcado -

carácter somero, de acuerdo con las estructuras sedimentarias

presentes: "mud cracks", huellas de lluvia, volcanes de arena,

"ripples simétricos; etc. y los niveles de estramatolitos. En

esencia , esta unidad debe representar la colmatación de un "la

goon" en el que previamente se había realizado el depósito de

las sales infrayacentes de Cardona.

La potencia, del orden de los 50 m. en Suria, va au-

mentando paulatinamente hacia el Oeste. De acuerdo con la re--

gla de Walter, (la misma sucesión que se encuentra verticalmen

te, se realiza lateralmente siguiendo la isócrona) hacia el -

Oeste, las facies detríticas pasan a las lacustres carbonata-

das y de estas a las lacustres sulfatadas, de igual manera a -

como se observa en la serie vertical. Así pues este Complejo -

tiene un neto carácter diacrónico de muy bajo ángulo, visto a

lo largo de los anticlinales mencionados.

Como corroboración de lo dicho en el párrafo anterior,

en Cardona, el Complejo de Sanahuja está representado por facies

lacustres detríticas (IGLESIAS, RAMIREZ y RIBA, 1975). Así sobre

la Fm. Salina, visible al pie del cerro del Castillo, descansan

38.-

s

t

r

margas gris azuladas muy salobres, con yeso (son las capas de

transición de los mineros) impermeables (116 a 150 m). Encima,

la serie se enriquece progresivamente en capas finas y media-

nas de areniscas rojas, con abundantes estructuras sedimenta-

rias: las areniscas suelen presentar un marcado "graded bed-

ding" con bases planas o ligeramente erosionales con "tool -

marks" ("groove", "bounce" y "prod marks"), lo cual demuestra

que el transporte dentro del lago vendría en forma de corrien

tes de turbidez, seguidas por corrientes de tracción que da--

rían lugar a capas con "ripples" asimétricos de corriente -

("climbing ripples"). Son frecuentes las capas convolutas y -

las bioturbaciones. En la base de ciertas capas se encuentran

marcas de sobrecarga, "clay balls", restos vegetales, Chará--

ceas, etc. Algunos "scour-and-fill" sugieren episodios de al-

ta energía de influencia fluvial.

Esta facies es en todo similar a la que se encuen-

tra en la zona de Vilanova, y citado en Masoteras.

Por el contrario, al W. en la zona de Cubells ya no

se encuentra esta facies, siendo la superior calcárea (equiva

lente a capas de Torá) la única representante del complejo,.

2.3.2.1.4. Formaciones de calizas lacustres .

Existe en la cartografía de litofacies (planos 2 y

3) una extensa banda, orientada de ENE a WSW, en posición li-

geramente desplazada hacia el SE con respecto al eje del surco

de la Depresión Catalana, ocupada por una sucesión de formacio

nes de calizas lacustres, en posición imbricada. De la más an-

tigua a la más moderna, son las siguientes: Calizas de Aguilar

39.-s

t

a

Calizas de Aleny , Calizas de San Ramón , Calizas (te Tárrega . An

teriormente, a todo el conjunto de esta banda se le habla lla-

mado Calizas de Tárrega (RIBA, 1975; RAMIREZ DEL POZO et al. -

1975). Como la edad se extiende desde el Eocerlo, en Foiá y Sant

Pedor (entre Vic y Manresa) hasta el Mioceno, en Almatret y Me-

quinenza, se ha creido necesario, con fines cart.ográficos, sub-

dividirla en unidades de menor potencia según unos intervalos -

menos carbonatados, como son los Lignitos de Calaf , Lignitos de

Les Basses , etc.

Por la carretera Nacional II, entre Jorba y Sta. M@.

del Camí, extendiéndose hasta Sta. Coloma de Queralt existe la

Formación Calizas de Copons que representa una importante ínter

calación lacustre en las Molasas de Artés. Por encima y debajo

de la misma existen los Yesos de Copons y los Y esos de Odena -

(estos últimos, directamente encima de las Margas de Igualada),

en igual posición que los Yesos de Artés y los Yesos de Collsus-

pina (planos 2 y 3).

Las Calizas de Aleny, hacia el SSW, se acuñan y desa-

parecen como unidad cartográfica, integrándose los lignitos de

las Basas y de Calaf en un mismo miembro detrí.tico de alta rela

ción w/h y con abundancia de calizas subordinadas; el carácter

lacustre de este último aumenta en la dirección SW hasta formar,

sobre la carretera N-II la unidad denominada Calizas de la Pana -

della , separadas de las superiores, de Tárrega , solo formalmen-

te, (plano n2 122 ). Presentan aproximadamente 150 m . de un con

junto de margas, calizas (ocasionalmente con nódulos de sílex)

y limolitas calcáreas con laminación plana y "ripples" de osci-

lación.

40.-

También al WNW se acuñan las Calizas de Aleny, aun-

que a diferencia del S, las formaciones ligni.Lí.feras pasan a -

molasas (Mo. de Urgeil ); siendo reflejo de la desigual distri-

bución de las masas detríticas a un lado y otro del eje de la

cuenca.

En las formaciones lacustre-carbonatadas se observan

secuencias bastante variadas, compuestas ordinariamente por un

término detrítico basal, con bases erosionales, a veces "trough"

recubierto por arcillas limosas margas grises, eventualmente al

guna capa de lignito (a veces explotable en la región de Calaf)

muy cargados de pirita; y las capas de calizas micríticas lacus

tres, fétidas, margosas, con moluscos pulmonados. Las capas pro

piamente lacustres son las areniscas en estratificación parale-

la, con estructuras ripple, los lignitos y las calizas.

2.3.2.1.5. Complejo lacustre de Asentiú .-

Al realizar el sondeo n°- 6 sobre la prolongación te6

00

rica del eje del Sinclinal de Agramunt y cerca de una pequeña

intumescencia anticlinal (planos 2, 4 y 119) apareció sal a me

nos de 200 m. Por otro lado, al sur de Cubells y dentro de las

Molasas de Urgell, aparece desarrollado un complejo lacustre -

que gana potencia hacia el S y W; forma el núcleo del anticli-

nal cuyo eje corre entre Asentiú y Bellmunt y cuya prolongación

teórica llega al punto de sondeo citado. A esta formación se -

denomina Complejo Lacustre de Asentiú ; se le puede considerar -

el tránsito a las molasas de las Sales de Agramunt descubiertas

por el sondeo. El conjunto representa un ciclo similar al forma

do por la formación salina de Cardona, los yesos de Barbastro y

el C.L. de Sanahuja y, lo mismo que éste, parece ligado a cau-

41.-

sas tectónicas (21 fase intrasannoisiense).

La independencia entre ambos conjuntos parece clara

con la cartografía detallada en la zona de Cubells y con las -

construcciones geométricas a que los datos de esta obligan.

La potencia del Complejo de Asentiú, 250 m. aproxima

damente en Cubells, llega a los 600 en Bellmunt.

Al igual que en el caso del de Sanahuja, hacia el te

cho se desarrolla la facies calcarenítica en bancos medios a fi

nos intercalados con limolitas y areniscas que presentan abun--

dancia de estructuras de facies somera, "graded bedding", "groo

ve", "bounce", etc; así como "climbing ripples" y bioturbación.

Bajo esta unidad aparecen margas yesíferas grises que presentan

dispirismo y son de similar disposición y facies a las capas de

transición de Cardona.

2.3.2.2. Facies conglomeráticas y molásicas.------------------------- .

Los aportes detríticos laterales, procedentes de los

Pirineos y de los Catalánides han dado lugar al relleno princi-

pal de la Depresión Central Catalana. Presentan una marcada gra

dación lateral, en el tamaño y abundancia de los clastos grue-

sos, desde el reborde montañoso hasta la parte central de la -

cuenca en donde se encuentran situadas las facies lacustres men

cionadas anteriormente. Esta gradación.lateral hace muy dificul

tosa la separación , como se ha hecho en la cartografía litológi

ca, entre facies molásicas y las propiamente conglomeráticas.

Por esta razón, en dichos mapas, se han distinguido los conglo-

merados masivos o dominantes; los conglomerados dispersos o con

importantes intervalos menos detríticos; y las molasas propia-

42.-

i

a

s

mente dichas. Estas últimas pueden encerrar a.Igún conglomerado

de fracción pequeña, generalmente situada en la base de las ca

pas o paleocanales, que también se ha diferenciado donde ha si

do posible.

Al igual que la separación entre conglomerados y mo-

lasas es convencional, la realizada entre estas y las calizas

también lo es y los términos molásicos con calizas subordina-

das se han descrito anteriormente.

2.3.2.2 .1. Unidades detriticas al Norte del eje de la cuenca .

Junto al borde pirenaico, se han distinguido dos for

maciones importantes de conglomerados: los Conglomerados de la

uart (al E del Llobregat) y los Conglomerados de Berga (al W.

del Llobregat) (RISA, 1966). Estos últimos, en la zona de Sant

Llorenc de Morunys se han subdividido en los rnit. cobros siguien-

tes: Conglomerados de Bastets ; Conglomerados de Lord y Conglo-

merados de Busa . En la parte más noroccidenta1 (le este estudio

se han distinguido los Conglomerados de Comi_ ols, los más moder

nos de todo el margen pirenaico, adosados discordantemente a -

la Sierra del Montsec y descansando, igualmente discordantes,

sobre el conjunto Cg. de Berga - Molasas de Solsona. Estos con

glomerados son tanto más modernos cuanto más a poniente se en-

cuentran. Los de Lord, Busa y Comils, pueden ser calificados -

de post-tectónicos.

Apoyando directamente sobre los materiales mesozoi-

cos del Montsec aparecen unos conglomerados brechoides de ele-

méritos heterométricos, calcáreos y cementados que rellenan y -

cubren depresiones de la Unidad de los Nogueras: Conglomerados

A

s

43.-

de Os de Balaguer ; fosilizan, en algunos casos, las unidades -

infrayacentes, así como el frente de dicho manl;o. En la zona -

de Baldomá no está claro que el paso a las Molasas de Solsona

sea discordante; e incluso, parece que pueden pasar lateralmen

te a los términos más altos de ésta (plano n° 2).

Desde la base de la serie conglomerática (en S. Llo-

renc de Morunys tiene 2500 m. de potencia), los elementos de--

tríticos son de origen muy heterogéneo en cuanto a la composi-

ción se refiere; lo cual denota que la cuenca de drenaje ero--

sionaba ya el Pirineo axial: granitos, esquistos, liditas, --

cuarzo, calizas, permotrías, Mesozoico y Terciario marino, etc

Cada capa suele presentar un espectro diferente en lo que a la

composición y tamaños se refiere. La matriz es arenoso-arcillo

sa, bastante arcósica y roja especialmente en la parte basal -

de la serie. La base de los conglomerados es erosional, con -

"troughs" pero a veces es bastante llana. Las secuencias "fi-

nirig upward", incompletas frecuentemente, presentan el término

arcilloso. Algunos términos areniscosos, o areno-conglomeráti-

cos son bastante frecuentes (corte de la carretera del Santua-

rio de Lord) con laminación paralela que correspondería a un -

flujo de alto régimen con laminación rara, a contracorriente,

y que podría suponer inicios de antidunas. En la serie conglo-

meráticá son muy frecuentes los bancos que tiene "fábrica" tí-

pica de los "debris flows". Son areniscas conglomeráticas, con

matriz arcillosa roja, desprovistas de toda clase de lamina--

ción ni gradación vertical, en la que se encuentran los cantos

o bloques "flotando", dispersos o acumulados en "nidos" y for-

man bancos de hasta 3 m. de espesor.

44.-

o

Se trata de facies típicas de conos aluviales proxi-

males y medios, que empalman con las molasas propiamente di-

chas.

Las facies distales de los conos aluviales pirenai-

cos constituyen la Formación Molasa de Sol,-; on.; (RIBA 1975). Es

tá constituida por margas y limolitas calcáreas pardo-amarillen

tas, banalmente abigarradas pero dominantemente rojas, alternan

do con capas gruesas de areniscas con alguno; microconglornera-

dos lateralmente poco continuos . Presentan abundantes estructu

ras sedimentarias destacando la estratificación cruzada de ti-

po "trough" y cantos blandos en la base. Hacia el techo apare-

cen "ripples" y laminación paralela que puede estar parcialmen

te bioturbada, probablemente por vérmidos y cabales de raíces.

Los depósitos lutíticos de "overbank" completan la secuencia -

típica de las molasas fluviales, correspondientes a un glacis

o "bajada" o, si se quiere, a facies de cono aluvial distal.

La molasa de Solsona se caracteriza por las tonalida

des ocres (eventualmente rojizas) y por las paleocorrientes de

origen pirenaico, así como su composición comparativamente más

calcárea.

Entre los ríos Ter y Llobregat, y al pie de los Piri0 peos, como ya se ha indicado, están los Congloifi orados de La

Quart; pero es preciso añadir que éstos no descansan directa-

mente sobre los materiales margo-arenosos del. Priaboniense o -

Biarritziense superior, sino que existe una potente formación

roja: Las Molasas de Alpens (o de Vilada), algo conglomeráti-

cas, y que se extienden hasta las inmediacionn., de Sant Llo--

renr de Morunys. Estas molaras se pueden consi.d.t.'rar el equiva-

lente de las de Solsona, a las que pasan lateralmente.

45.-

9

s

2.3.2.2.2. Unidades detríticas al Sur del eje de la Cuenca.-

Considerando como eje el anticlinal de Sanahuja en -

el W, y las calizas de Aguilar al E, los materiales detríticos

al S serían, fundamentalmente, las Molasas de A i._ tés (Ferrer -

1967); su separación con las de Solsona es puramente convencio

nal por lo gradual, aceptándose el limite expuesto al pr_i.nci-

pi.o del párrafo. Las molasas que ocupan el W del sinclinal de

Pinós tienen caracteres de una y otra, pudiéndose considerar -

de transición entre ambas. Lo mismo se puede decir, en cierto

modo, de las Molasas de Urgell.

Las molasas de Artés son de color pa.ardo-rojizo domi-

nante y tienen origen en la Cordillera Costero Catalana, lo -

que implica diferente composición a las de Sol.sona. Dada la me

nor ejergía de su medio, la relación w/h, en general, es mayor.

Por lo demás, las secuencias y paleoambientes son similares a

los descritos para los de origen pirenaico.

Hacia el S, la Molasa de Artés pasa lateralmente a -

conglomerados no masivos, alternando con capas de areniscas y

margas limosas rojas:

Es la Formación Conglomerados de Grevalosa ; sus can-

tos rodados, procedentes del SE, son en un 50 por 100 de cali-

zas; en un 35% de cuarzo + cuarcitas + lidita, y el resto son

de areniscas del Buntsandstein, pizarras y alguna roca ígnea.

La edad es esencialmente Sannoisiense.

Al SW de la formación de conglomerados acabada de ci

tar, la Molasa de Artes se denomina localmente Molasas de Cla-

46.-

wr

lo

r.i ana-Sarreal . Esta presenta la recurrencia lacustre de las ya

mencionadas Calizas de Copons con extensión, aunque adelgazada,

hasta el límite cartográfico de las molasas por el SW. Se han

medido 150 m. de potencia de areniscas en paleocanales (con mi

croconglomerados ocasionalmente) que terminan en "levees" y es

tan cubiertos por "overbanks" de limolitas y arcillas; se han

observado restos vegetales junto a intenso "burrowing", además

de "ripples" de oscilación y corriente. Todo cla. o dentro de un

ambiente fluvial meandriforme en que los overlfanks representan

una sedimentación periódica en llanura de inundación o "flood-

plain".

Las molasas acabadas de citar aumentan el carácter -

grosero de sus elementos hacia el área fuente de los Catalán¡-

des., al punto de dar una unidad: Conglomerados (le Bellprat que

fosilizan, parcialmente, las formaciones marinas e incluso las

unidades del Grupo Pontils. Equivalentes laterales de las Mola

sas de Vacarisses, se han medido 300 m. de potencia, la cual -

aumenta al SW, al tiempo que los términos finos se hacen más -

abundantes hasta perder el carácter conglomerático.

Los cantos de mayor tamaño (hasta 10 ems) son de na-

turaleza calcárea, mientras que los más peque,:ios y redondeados

son cuarcít:icos.

Hacia el techo la unidad se hace más fina, de compo

sición más homogénea y la matriz adquiere coloras más reduci-

dos.

En la zona de desarrollo de has Calizas de Aleny, -

las molasas a muro de la formación lignitífera de las Bassas.

Se han denominado Molasas de Prats de Rei, estas al SSW pasan

47.-

a

Mtérmino comprensivo de Artés y al WNW al de Urgell. En --

ellas alternan los bancos de areniscas con amplio w/h con las

limolitas y arcillas rojas de °overbank"".

Al WNW, como ya se ha citado anteriormente, aparecen

unas molasas con caracteres intermedios entre las de Artés y -

Solsona, son las Molasas de Urgell (QUIRANTES, 1969; RIBA 1971)

que cartográficamente ocupan todo el llano del Urgell hasta al

canzar la cuesta de Fraga, más allá del Cinca. Su límite N son

los anticlinales de Sanahuja, Pons, Cubells, Tamarite de Llite

ra, etc.

En su límite NE, constituyen tránsito hacia el W de

todas las unidades superiores al Complejo Lacustre de Sanahuja

descritas: Lignitos de Calaf y Basses, Molasas cte Prats de Re¡

y Calizas de Sant Ramon. Por el E y SE, significan el paso la-

teral y hacia arriba de las calizas de Tárrega con las que se

indenta. Hacia el W y SW lo hace con las Calizas de Mequinenza

(o de Almatret ), fuera del área del presente estudio.

Su depósito no debe ser ajeno al movimiento de la -

Unidad de los Nogueras. Su edad es Oligocena Superior (Stam--

piense), llegando a Aquitaniense en Torrente ele Cinca.

Posible equivalente de la Formación Peraltilla, des

crita para el Proyecto Huesca-Estella. En el área del presen-

te estudio se han medido algo más de 1000 m. de potencia, com

prendido también el espesor correspondiente al Lacustre de -

Asentiú y Sales de Agramunt que engloba.

En conjunto se trata de una formación con areniscas,

s

48.-

s

s

9

1_i molitas, arcillas y margas (éstas más abundantes al centro -

de la secuencia y al NE de la formación), en la que no abundan

los paleocanales; cuando aparecen éstos es con un bien defini

do "fining upward" que a través de "points bars" pasan a "le--

vees" de areniscas finas y limolitas en el techo con fina lamí

nación y "ripples". Predominan, por tanto, en la formación los

depósitos de llanura aluvial ("Flood basin") de limolitas y ar

cillas. Los bancos son de espesor mediano con gran continuidad

lateral, representando la etapa final de colmatación detrítica

de toda la cuenca; con aportes distales pirenaicos, sobre todo

hacia la parte alta, alternando con alguno catalánide, más --

abundantes hacia abajo (donde la equivalencia con la Molasa de

Clariana-Sarreal es evidente).

Las coloraciones son rojizas para l.oy términos limo-

arcillosos y ocres para los arenosos.

Como ya se ha apuntado, el límite ele las molasas de

Artés con las de Solsona, en el surco central de la cuenca es

de muy dificil trazado, al ser el contacto de naturaleza tran-

sicional. Así pues, en Olost-Navas-Pinós-Gui�sona, se pueden -

intentar distinguir merced a su colorido (roja la primera; -

ocre, gris o algo rojiza, la segunda) o a su composición mine-

ralógica y tal vez por las paleocorrientes.

Es preciso hacer notar la marcada disimetría en el

reparto de las masas de conglomerados. En el borde oriental

del Grupo Norte, desde S. Agustín de Llussanés y pasando por

Olost, Collsuspina, Calders, hasta Manresa, el tránsito marino

-continental se opera sin ninguna formación conglomerática (re

cardemos, i..gualmente, que este tránsito es diacrónico, con des

49.-

s

censo hacia el Norte ). En el Sur, al Oeste del Llobregat, apa-

recen los Conglomerados de Montserrat, en su parte más alta y

distal (Carretera Nacional II, en El Bruc de Dalt, o en Can -

Massana ), en forma de paleocanales de alta relación w/h, relle

nos de conglomerados groseros , incluidos en una molasa roja, -

también bastante detrítica . Estos conglomerados de facies dis-

tal y los Conglomerados de Grevalosa forman una masa casi homo

génea, superpuestos pero separados por una intercalación de la

Molasa de Artés, que forma el rellano estructural de Castell-

fullit de Boix. Dichos conglomerados pasan lateralmente, hacia

poniente, a la molasa de Artés y a las calizas y yesos de Co-

pons, y reaparecen al SW de Santa Coloma de Queralt (planos 2

y 3).

Dentro de las formaciones detríti cas, molaras y con

glomerados, existen discordancias angulares y progresivas que

serán explicadas más adelante.

•

•

T

3.-GEOMETRIA Y ESTRUCTURA DE LA CUENCA

51.-

4

t.

4

•r

4'.

M

3.- GEOMETRIA Y ESTRUCTURA DE LA CUENCA .

Durante el Paleogeno, tectónica y sedimentación han

sido fenómenos íntimamente relacionados entre sí. La cuenca -

sedimentaria se ha ido deformando de acuerdo con las fases de

plegamiento y las traslaciones de los mantos de corrimiento;

así como con los movimientos verticales de subsidencia y le-

vantamiento, y con los movimientos de fallas de desgarre del

substrato pre-terciario; y de acuerdo, también, con las defor

¡naciones plásticas y halocinéticas de los horizontes incompe-

tentes del Trías (Keuper) y de la formación Salina de Cardona.

Es pues, necesario considerar a una gran parte de la sedimen-

tación como sintectónica; salvando, claro está, las formacio-

nes más altas, que son netamente post-tectónicas. Así, las dis

cordancias angulares y progresivas de los rebordes pirenaico y

de los Catalánides, guardan este carácter; la halocinesis de -

la Fm. Cardona se cebó durante el depósito de los terrenos oli

gocenos, transformando sustancialmente la paleogeografía de la

cuenca.

Planteados los problemas de esta forma, se ha creido

necesario que el análisis de la cuenca sedimentaria sea reali-

zado en varios apartados:

1) En primer lugar el estudio de la geometría de las

unidades con valor cronoestratigráfico, lo cual se ha llevado

a efecto mediante la confección de los respectivos mapas de -

isobatas e isopacas.

2) En segundo lugar, el estudio estructural de la -

cuenca, edad y consecuencias de las distintas fases de plega-

miento, el diapirismo y la colocación de los mantos de corri-

miento.

52.-

z

y4

m

3.1. GEOMETRIA DE LA CUENCA.

3.1.1. Los mapas de isobatas .-

Se ha realizado un mapa de isobatas a escala 1:200.000

para cada una de las isócronas mencionadas A, B, C y D (planos

n°-s 17, 18, 19 y 20); además del mapa de isobatas realizado en

la Síntesis previa, (CGS 1975) relativo a la base del Tercia--

rio. Para el trazado de estos mapas se han utilizado: el mapa

general, los perfiles estratigráficos, las columnas de los son

deos y las secciones geológicas. En algunas áreas o bloques --

aislados, la extrapolación ha sido un poco delicada (por ejem-

plo, en el bloque deprimido de Olot, inyectado y recubierto por

el volcanismo reciente). La cartografía del horizonte A, infe-

rior a la Sal de Cardona, no se ha podido extender más al NW -

de Prats de Llucanés y de Súria por carecer de datos fidedig-

nos de sísmica.

Se ha trazado en todos los mapas un ábaco para trans

formar la separación de las isobatas en inclinación, en grados,

de la superficie isócrona,

Para evitar valores positivos y negativos se ha adoQ

tado un nivel de referencia o datum de + 1.000 m . s.n.m.

3.1.2. Los Mapas de isopacas .-

Los Mapas de isopacas se han dibujado por el procedí

miento ordinario consistente en la superposición por transpa-

rencia de los dos mapas de isobatas correspondientes al techo

y al muro de cada una de las unidades consideradas.

53.-s

1

s

al

En general, la equidistancia de las isopacas es de

200 m., aunque en algunos lugares, para subrayar las variacio

nes de una formación poco potente se ha recurrido a la equi--

distancia de 100 m.

El área cartografiada, cubierta por la unidad cro--

noestratigráfica informal que se toma en estudio, se ha subdi

vidido en dos: el área en que dicha unidad está completa, es

decir, está recubierta por otra más reciente, y el área en que

la unidad aflora y que por lo tanto está parcialmente erosio-

nada. La primera se ha indicado en cada mapa mediante un raya

do fino. La segunda se ha dejado en blanco. Finalmente, las -

áreas externas en que la unidad está limitada por la isopaca

cero o, lo más corriente, en que está totalmente erosionada,

se han indicado con un punteado denso, sin límite externo.

Sin embargo, se han presentado algunas dificultades

que han sido resueltas en la forma que a continuación se deta

lla:

El trazado de las isopacas, en las áreas descubier-

tas y en erosión actual, es algo laborioso y delicado. Este -

se ha realizado teniendo en cuenta el mapa de isobatas de mu-

ro, y, para el techo, las cotas topográficas más sobresalien-

tes (es decir , aquellas que pueden dar las máximas potencias

parciales) correspondientes a los interfluvios, cerros aisla-

dos, etc . Claro está , se ha prescindido'de los valles encaja-

dos y demás áreas deprimidas , con lo cual el dibujo de las ¡so

pacas queda así más simplificado y más próximo a la realidad,

pues de lo contrario el mapa de isopacas se convertiría en un

mapa topográfico referido a un nivel de base profundo , alabea

do y por tanto no horizontal.

54.-

1-

El dibujo de los mapas de isopacas de las unidades -

inferiores: potencias entre el substrato del Terciario y la -

is6crona B (formaciones paleocenas a lutecienses), y el mapa -

de la unidad entre B y C (formaciones biarritzienses-priabo--

nienses), ha presentado algunas dificultades pues se han queri

do eliminar, por substracción, los espesores correspondientes

a las formaciones marinas. Como es sabido, ha habido dos trans

gresiones marinas que han invadido una buena parte del área en

estudio. Los contactos entre los terrenos marinos y continenta

les no son is6cronos y, por lo tanto, el mapa de isopacas con-

cebido así ha sido de dibujo laborioso; y en el segundo de los

casos ha sido necesario el desglose en varios mapas auxiliares.

3.1.2.1. El Mapa de isopacas de las formaciones continentales-----------------------------------------------

entre B y el substrato preterciario.----------- -

Bastante sencillo, queda limitado al este de la línea

Oiot-Puigreig-Igualada, pues al Oeste de esta línea se carece

de datos de sub-superficie. Algunos sondeos han permitido ex-

trapolar los datos del afloramiento oriental hacia el centro -

de la cuenca (ver plano n°- 21).

Como la transgresión Ilerdiense vino del Norte, ha--

cia el SE, los terrenos marinos se acuñan en esl;a dirección, -

en tanto que los continentales se acuñan en dirección opuesta,

de ahí viene el adelgazamiento de esta unidad hacia el Pirineo.

Se sabe que al Oeste de la línea y al pie del Pirineo, los te-

rrenos rojos continentales siguen, por lo menos hasta Sant Llo

reno del Morunys.

Es preciso tener presenté que la isócrona B corta --

las formaciones conglomeráticas de Montserrat , Sant Llorenc de

Munt y Vacarisses en su tercio superior de forma que en el sec

tor SW del presente mapa las isopacas sin incompletas para es-

tas formaciones y en cambio comprenden la Formación de Pontils.

Puede apreciarse que el mapa presenta dos máximos:

uno al E. de Vic ( Guilleríes ) y otro al SE de Manresa (Montse-

rrat-St. Llorenc de Munt) separados por el umbral de Centelles.

3.1.2.2 . Mapa de isopacas entre B y C.-----------------------------

Comprende a los pisos Biarritziense y Priaboniense.

Esta ha sido la unidad que ha presentado mayor complejidad es-

tratigráfica y estructural . Por ello se ha creído oportuno des

componerlo en los siguientes mapas:

Mapa de isopacas totales entre isocronas B y C .-

Es el primer mapa ( ver plano n°- 42); surge de la su-

perposición de las isobatas de C a las de B. Se ha realizado -

sin tener en cuenta la importante deformación diapírica causa-

da por la Formación Salina de Cardona , que como es sabido des-

cansa encima del Priaboniense marino. Esta, por halocinesis, -

ha dado lugar a intumescencias salinas alargadas de gran radio

y de fondo plano, que han plegado el conjunto terciario sobre-

puesto . Esta halocinesis habrá sido condicionada y contemporá-

nea a la colocación de los mantos pirenaicos; los esfuerzos re

sultantes de ello se aplicarán en un nivel superior al de la -

serie incompetente salina . Los numerosos sondeos y la prospec-

ción sísmica han proporcionado las pruebas para dejar bien es-

tablecida la geometría de dichas formaciones. E n este mapa se

han contado también las formaciones marinas , especialmente la

Formación de Margas de Igualada y las detríticas equivalentes.

t

3

mi

56.-

Se observa enseguida que en los ant:i..clinales hay --

grandes espesores, mientras que los mínimos se sitúan en los

sinclinales. Por ejemplo, el anticlinal de Cardona tiene más

de 2.200 m. verticales de sal. En general, los espesores del

conjunto B-C aumentan hacia el Pirineo, y disminuyen hacia el

Sur.

Ahora bien, si se pretende sustraer de este conjunto

el efecto acumulativo del diapirismo salino por un lado, y por

otro los terrenos de facies marina, se plantea un problema de

solución bastante compleja que se ha intentado resolver en el

siguiente mapa.

Mapa de isopacas entre la base de la sal priaboniense continen

tal y el nivel C (Formaciones Bellmunt, Montserrat y St. Llo-

renc no incluidas ).-

El primer problema está en restituir a la posición -

normal que tuvo la Formación Salina de Cardona antes de la ha-

locinesis: Actualmente se conocen bastante aproximadamente los

límites de dicha formación, que se ha representado por la iso-

paca de trazos de valor cero. (Plano n°- 43).

Para sustraer el efecto halocinético se ha calculado

en cada corte geológico la potencia media, en vertical, actual

de la sal intersectada, promediando centímetro a centímetro.

Así, (p. ej.) el corte del Cardoner (WAGNER et al -

1971) da 478 m. para una longitud intersectada de 24 kms; el -

área resultante es de 12 km2 aproximadamente.

Este perfil se puede asimilar al de un rectángulo -

central con base 1/3 de los 24 km terminado en dos cuñas late-

rales según triángulos rectángulos de bases (catetos mayores)

iguales a las de rectángulo; la altura común que deben tener -

las tres figuras para presentar un área conjunta de 12 km2 es

de 750 m. que desciende hasta 0 por las hipotenusas de las cu-

itas.

ys

Restando el espesor (altura) que a intervalos regula

res presente esta construcción de la que presente el corte en

los mismos intervalos, la diferencia corrige en menos (o en -

más si es negativa) las potencias medibles entre la base de la

sal y la isócrona C.

En el mapa obtenido (isopacas de trazo continuo), se

observa un incremento de potencias hacia la parte central y oc

cidental (900 m. en las inmediaciones de Pons), un mínimo en -

Puigreig, y tres máximos que corresponden a Montserrat, zona -

de Moyá-Collsuspina y zona de Perafita.

Como complemento del mapa anterior, las potencias de

las formaciones Molasas de Bellmunt y Conglomerados de Montse-

rrat-St. Lloreng que se encuentran debajo de la formación sal¡

na y de la segunda transgresión marina, se representan en el -

siguiente plano.

Mapa de isopacas entre isocronas B y C de la Formación Molasas

de Bellmunt y Conglomerados de Montserrat y Sant Llorenc de -

Munt (plano 44).-

SS.-

11r

1

La Molasa de Bellmunt aflora en la región olotense,

pero está recubierta al W de la falla de Amer. Se trata de una

formación que se acuña hacia el Sur, partiendo de espesores su

periores a los 1.500 m. en el sinclinal de San Juan de las Aba

desas; la isopaca de 0 m. pasa, aproximadamente, por Manlleu-

Prats de Llucanes-Gironella. Se ha dejado abierto el mapa ha-

cia poniente por falta de datos, pero se sabe que se encuentra

esta intercalación roja por lo menos hasta Sant Llorenc de Mo-

runys.

La parte alta de los conglomerados de Montserrat y -

de Sant Llorenc de Munt queda reflejada con dos isopacas de -

600 y 800 m. abiertas hacia el NW, por carecer de datos estra-

tigráficos de profundidad. Los perfiles estratigráficos de la

zona SE son muy progradantes (o tienen una fuerte acreci6n la-

teral) y por esta razón arrojan valores de potencias muy supe-

riores a los que se pueden encontrar verticalmente en los son-

deos.

3.1.2.3. Mapa de ¡soparas entre isocronas C y D (Plano 6 7 ).-0.y.-..-- -------T•�---•---------------- -------------

Correspondiente al Sannoisiense, no ha presentado -

las dificultades de los anteriores, con máximos en los sincli-

nales de las zonas cubiertas (1.600 m . en Solsona; 1.000 m. en

el Sinclinal de Busa, etc) cosa que también ocurre en las

áreas sinclinales en que el Sannoisiense se halla parcialmente

erosionado. Estos aumentos se deben al hecho de que la deposi-

ción de'la molasa se encauzaba en los surcos sinclinales que -

subsidian por efecto de la halocinesis. En el sinclinal de Ur-

gell (St. Ramón, Agramunt, Linyola, etc) las potencias aumen-

tan hacia el W.

59.-

3.1.2.4. El Mapa de isopacas de la unidad superior a D-(plano------------------------------------------------n2 90).-

Correspondiente al Stampiense y Chattiense presenta

el mismo fenómeno con una serie de máximos ubicados en los sur

cos sinclinales sin rebasar mucho los 1.000 m. de espesor. Sal

vo en la zona al NW de Pons en que se encuentra cabalgada, to-

da la unidad aflora, y se halla incompleta por efecto de la -

erosión.

s

3.2. ESTRUCTURA DE LA CUENCA.

De acuerdo con lo dicho en la introducción de este -

cap`tulo, la estructura de la Depresión Terciaria Catalana, es

preciso describirla bajo diferentes aspectos: estructuras de -

los bordes y las estructuras de la parte central de la cuenca.

Por otro lado, el Terciario puede dividirse, a efectos tectóni

cos, en tres pisos estructurales, cada uno de los cuales ad—

quiere unas características peculiares de deformación.

s

Estos tres tipos son:

a3.- Terciario continental suprasalino, competente.

2.- Formación salina de Cardona, sujeta a halocine-

sis muy fuerte, sobre todo en la parte central

de la "cuenca potásica catalana".

1.- Terciario infrasalino. Son las unidades pertene

cientes al Paleoceno y Eoceno con las dos trans

gresiones marinas y su intercalación de facies

continental., así como el continental por debajo

de la primera cuña marina.

s3.2.1. El substrato preterciario .-

Está constituido por rocas y formaciones muy distin

44

ab

tas, según los lugares: Granito y metamórfico en la zona del

Montseny-Guilleries-Olot; Triásico entre el Mont,seny y Prena-

feta; Paleozoico entre Prenafeta y Scala Dei (Montsant). En -

el reborde pirenaico, la parte oriental (al E. del Ter) desean

sa sobre el Permotrias; la occidental está mal conocida por -

falta de más datos de sondeo, aunque se cree que es Mesozoico

(sondeos de Puigreig y Basella) y por falta de secciones, ya

que este reborde está fuertemente cabalgado y oculto bajo los

mantos pirenaicos (mantos de Pedraforca, del Montsec o de Ga-

varnie, etc.(SEGURET, 1970).

La topografía de la base del Terciario se presenta

relativamente poco deformada y en descenso generalizado hacia

el reborde pirenaico, con un máximo superior a los 3.400 m. -

en el área de Oliana.

En la zona de Olot, dicha superficie adopta la forma

de surco o sineclisa que, hacia el Oeste, desaparece bajo los

mantos pirenaicos.

En el plano n2 13 del informe de síntesis previa --

(CGS, 1975 ) se representan fallas de desgarre, con componente

horizontal y vertical bastante bien reconocidas de acuerdo con

6i,-

los datos de sísmica y sondeos estratigráficos y los de super

ficie de que se dispuso. Existe un sistema NW-SE, normal a la

costa mediterránea, cuyos elementos más destacados son las fa

lías siguientes, de SW a NE:

Falla del Francoli

Falla del Anoia

Falla del Llobregat

Fallas de Centellea y del Montseny

Falla de Amer

Falla de St. Joan de F.

Falla de Santa Pau

Falla de Albanyá

Falla de La Bajol

Falla de la Junquera

Falla de Sant Climent Sescebes

Falla de Vilajuiga

De orientación casi. normal, al sistema anterior, es

la falla siniestra del Segre, paralela a este río y que se pro

longa en dirección SW a NE por la Cerdaña y el valle del Tet o

del Conflent, en Francia. Es una falla de dirección paralela -

al sistema de fallas maestras que delimitan el Sistema Costero

Catalán, y el propio litoral catalán.

3.2.2. Los rebordes de la cuenca .-

En general están fuertemente tectonizados. Por el Pi

rineo, al W. de Olot, el frente del accidente es cabalgarte, -

para pasar a mantos cada vez de mayor traslación hacia el Sur

hasta el manto del Montsec (o de Gavarnie, o de los Nogueras).

62.-

4

1

Por esta razón,las facies marginales de las unidades pre y -

sintect6nicas adosadas al Pirineo (Paleocenas, Eocenas y del

Oligoceno inferior), no son visibles estando,a no dudarlo, -

ocultas bajo las unidades alóctonas.

El reborde del Sistema Costero Catalán (los Catalá-

nides), es variable. El contacto de Olot a La Garriga, es nor

mal. De esta localidad hasta Cabra del Camp, es cabalgante, -

con plesiocapas o pequeños corrimientos de algunos kilómetros

de profundidad, empujados hacia el NW.

Así pues, en algunos lugares, el contacto es de sim-

ple flexura, o falla; en otros es cabalgante y en bloques em-

pujados hacia el NW; finalmente, en otros, el contacto no es-

tá tectonizado en absoluto. Mirando el conjunto de este rebor

de suroriental, podrá observarse sobre un mapa a mediana esca

la (1:200.000, hojas de "Hospitalet", "Barcelona", "Tarragona"

y "Tortosa") como existe un sistema de fallas cabalgantes y -

desgarres mediante los cuales los bloques de los Catalánides -

se resuelven en una serie de relevos, de modo que los bloques

más avanzados son los del SW.

La zona marginal pirenaica está fuertemente tectoni

nada . Así tenemos un cabalgamiento que se inicia en St. Jaume

de Lierca (en el río Fluviá) sigue por Riudaura, Vallfogona, -

Berga, S. Llorenc de Morunys y Pera mola, el cual separa un Ter

ciario autóctono de un Terciario, y a veces Mesozoico septen-

trionales, cabalgantes y más o menos profundamente desplazados

hacia el Sur, constituyendo los frentes de los mantos llamados

según los autores, manto de Gavarnie, Manto de Montsec, Manto

del Pedraforca. En el Llobregat ( Berga ) y en el Segre ( Peramo

63.-

ft:,

s

la) hay un relevo en dichos accidentes apareciendo unos blo-

ques más desplazados hacia el Sur que otros. Las áreas del -

autóctono aledañas al accidente están intensamente replegadas

(área de Olot, conglomerados de la Quart, etc). Las unidades

corridas, entre el Ter y el Segre presentan recubrimientos -

de materiales terciarios (especialmente conglomerados) discor

dantes, no muy potentes, de difícil correlación con las se--

ries autóctonas del interior de la cubeta. Los existentes en

tre el Llobregat y el Segre, se pueden cualificar de post-tec

tónicos (aunque afectados por fases modernas).

Hacia poniente, como ya se ha dicho, los conglomera

dos de Berga van siendo progresivamente discordantes y sola--

pantes ('Ion lap't) sobre las unidades más antiguas: los conglo

merados de Lord y Busa, al W. de S. Lloren-9 de Morunys, adquie

ren este carácter;'pero aún quedan afectados por las últimas -

fases de plegamiento oligocenas. Los Conglomerados de Comiols

y su prolongación al E. (son los Conglomerados de Sant Honorat

de ALMELA et al. 1943, encima de Peramola) y las series molási

co-conglomeráticas directamente infrayacentes, son netamente -

post -tectónicas; y así vemos como las Sierras de Aubens, de Pe

ramola, del Montsec, los apuntamientos diapíricos de Bellfort

y Montmagastre, Sierras de Sant Mamet, etc. quedan fosilizados

bajo los materiales más altos del Oligoceno, tal vez ya del -

Mioceno inferior, discordantes.

3.2.3. El plegamiento interno de la cuenca .-

Se puede afirmar que el plegamiento afecta solamente

al piso estructural más alto, (terciario continental suprasali

no) quedando el inferior (o infrasalino) sin deformación o prác

64.-

s

V

ticamente sin ella. Ya se ha hecho alusión anteriormente (2.1.1)

al carácter poco deformado dei-la base del Terciario.

Dicha superficie desciende suave y regularmente ha--

cia el Pirineo y constituye un buen reflector sísmico por deba

jo de las unidades alóctonas.

Esta disarmonía estructural es debida a la existen-

cia de determinados niveles plásticos o incompetentes que han

actuado como niveles de despegue. En la parte central de la -

cuenca, este nivel ha sido la, Formación Salina de Cardona. En

la más próxima al Pirineo ha habido uno o varios niveles: en

Oliana, muy probablemente ha sido la base de las Margas de

Oliana (o de Igualada). Más al Este ha intervenido el "Garum-

niense"t que es arcilloso y el horizonte más profundo y además

las anhidritas de Beuda que descansan sobre la Fm. de Vallf o-

gona, o las Margas de Bañolas (según DEFALQUE, 1968). Los cor

tes N-S en el valle del Ter de FONTBOTE (1961) y de DEFALQUE

(1968) en la región de Olot son muy expresivos en este senti-

do.

Al igual que para toda la depresión, en la parte cen

tral correspondiente a la cuenca potásica, y a efectos tectó-

nicos, se pueden distinguir tres pisos estructurales:

3.- Terciario continental y suprasalino, competente.

2.- Formaciones salinas y yesíferas de Cardona y Bar

bastro (respectivamente), niveles incompetentes.

1.- Eoceno marino.

En estos, la sal de; Cardona y los yesos de Barbastro

65.-

A

4

ai

han actuado como nivel de despegue a la vez que, por halocine

sis, han ido formando las enormes estructuras anticlinales de

fondo plano, (o semidiapiros) que se encuentran a mediodia y

a poniente de la línea que va de Oliana a Puigreig y Olost -

(Vic). Esto ha sido comprobado por sísmica y sondeos. Por ejem

plo, en Cardona hay más de dos mil metros verticales de sal -

desde la superficie hasta las Margas de Igualada. Esta tectó-

nica queda fuertemente reflejada en el Mapa de Isopacas tota-

les entre B y C (plano n°- 42).

La sal, debido a que la aplicación de los esfuerzos,

durante la colocación de los mantos pirenaicos, se hizo en el

piso suprasalino competente antes citado, fue inducida a migrar

y a acumularse formando intumnescencias alargadas según alinea-

ciones normales a la dirección de dichos esfuerzos.

Se cree además (corro. oral de A. RAMIREZ) que algunas

fallas de poco salto afectando al substrato salino, han podido

contribuir a que la halocine,sis se haya desarrollado longitud¡

nalmente de acuerdo con las direcciones de las mismas.

El resultado son tres sistemas de pliegues acomoda-

dos a las grandes traslaciones pirenaicas y arrumbados por las

principales fracturas de la Costero Catalana.

El sistema principal es el paralelo a la falla del -

Segre (sistema NE-SW) que presenta las siguientes estructuras

mayores: (plano n°- 7):

A

4

s

iw

9

66.-

Sinclinal de Sta. Coloma

anticlinal de Oliana-Bellf ort-Montmagastre.

sinclinal de Grialo.

anticlinal de Artesa-Tiurana

sinclinal de Pons.

anticlinal de Vilanova de l'Aguda.

sinclinal de St. Climens.

anticlinal de 1'Estany.

sinclinal de Ardévol.

anticlinal de Cardona.

sinclinal de Saló.

anticlinal de Suria-Balsareny.

sinclinal de Callús,

anticlinal de Sta. María d'Oló.

Este sistema está limitado al Sur por el eje, anti-

clinal de Sanahuja (también llamado-del Llobregós) de direc-

ción NW-SE oblicua a todos los ejes del sistema anterior, y -

que se arrumba a la prolongación de la falla de desgarre del

Llobregat. Este anticlinal hacia el oeste se acomoda a la di-

rección EW del frente del manto del Monsec dando lugar a un -

sistema que consta de:

Sinclinal de Camarasa

Anticlinal de Cubells

Sinclinal de Agramunt-Tarroja

Anticlinal de Asentíu.

El sistema se arrumba por el SE a la dirección de-

la falla del Anoia.

67.-

El frente del manto de Pedraforca define un sistema

WNW-ESE localizado en el alto Solsonés y con los siguientes -

elementos mayores:

Sinclinal de Busa - Prats de Llucanés.

Anticlinal de Cap de Pla - Puigreig.

Sinclinal de Solsona.

Estos, al SE se arrumban también a la dirección de

las fallas de Centelles y del Montseny.

Por último, en el Ripollés y comarca de Olot, un --

cuarto sistema, que afecta a materiales continentales y mar¡--

nos del Eoceno, es sensiblemente de dirección EW, paralelo al

Pirineo, y con origen no halocinético; incluso debe ser ante-

rior a las traslaciones estando ligado al abombamiento de la

zona axial y despegado a nivel del "Garumniense". Su intensi-

dad decrece de N a S y aunque cortado y afectado por las gran

des fallas costero catalanas no se arrumba a estas.

Sus elementos principales son:

Sinclinal de Ripoll.

Anticlinal de Vallfogona.

Sinclinal de Milany.

Anticlinal de la Farga - St. Privat.

Sinclinal de Sora - La Quart.

Anticlinal de Berga.

Sinclinal de Vidrá.

Anticlinal de Bellmunt - Joanetas.

Sinclinal de Perafita.

68.-

b

En superficie, y en el nivel estructural 3, existen

algunas fallas de compresión cabalgantes paralelas a los ejes

anticlinales. Así se tienen las fallas de Cardona y de Suria

(falla de Tordell), la primera vergente al Sur y la segunda -

al Norte. Además están la falla del Guix (al S. de Sallent) y

la falla del anticlinal de Santa María d'Oló.

De significación compleja pero, sin duda, relaciona

da con la interacción del desgarre del Llobregat y el anticli

nal Suria-Llobregós, es la falla de "crecimiento" de St. Martí

que, durante todo el Sannoisiense, ha funcionado hundiendo el

lado E y provocando la mayor potencia de las series detríticas

del lado hundido. Posteriormente al depósito Stampiense, ha -

vuelto a jugar, dando el salto actual.

En la zona de Prats de Llucanes-Oristá y en las inme

diaciones de Basella se situan dos áreas casi tabulares hacia

las cuales convergen varios ejes de plegamiento que desapare-

cen al ponerse tendidos los flancos de los mismos. Añádase que

el área SW de nuestra cartografía, ocupada por las calizas la-

custres (de Tárrega, S. Ramón) y la Molasa de Urgell forma un

suave sinclinal cuyo eje, -no marcado en la cartografia-, más

o menos coincidiría con la carretera N-II y que sería prolon-

gación del de Callús.

Sin embargo, es notoria la interferencia de ejes de

plegamiento que se opera sobre el anticlinal de Sanahuja (WNW

-ESE) y el sistema de pliegues orientado de NE a SW; especial-

mente entre Pons-Vilanova de l'Aguda y Oliola. Los autores de

la Hoja "MAGNA" n2 329,"Pons", (RAMIREZ DEL POZO et al ) se --

plantean el problema de la edad relativa de dichos pliegues, -

69.-

opinando, con reservas, que el anticlinal de Sanahuja es ante-

rior al sistema NE-SW.

3.2.4. Las fases de plegamiento .-

Ya se apuntó en la introducción que las formaciones

terciarias estudiadas pueden ser consideradas como sintectóni-

cas en gran parte del Terciario, especialmente las del grupo -

superior a la regresión Biarritziense. Este carácter sintectó-

nico viene revelado por las numerosas discordancias progresi-

vas y angulares sintectónicas intercaladas en las formaciones

conglomeráticas y molásicas de los rebordes pirenaico y del -

sistema costero catalán. Estos accidentes han sido detallada-

mente estudiados en las publicaciones de RIBA (1967, 1975, -

1976a, 1976b) SEGURET (1970) y REILLE (1971).4

Existen, además, dos discordancias angulares intra-

formacionales de la Molasa situadas en el interior de la cuen

ca. La primera se encuentra entre Pons y el anticlinal de Vila

nova de l'Aguda, cartografiada y descrita en la Hoja de "PONS"

(RAMIREZ DEL POZO, et al 1975, Mem. p. 22) como intrasannoi--

siense. La segunda, se encuentra en el flanco meridional del -

noreste del anticlinal de Cardona, interpretada por algunos au

tores como una falla (WAGNER et al 1971) siendo en realidad una

discordancia angular deformada (RAMIREZ DEL POZO et al 1975, P.

20), también intrasannoisiense.

En el borde SE, perteneciente al Sistema Costero Ca-

talán existen las siguientes discordancias, todas ellas de da-

tación bastante aproximada:

lá: En la base de los conglomerados de Montserrat --

hay una discordancia angular correlacionable con

la base del Biarritziense (com. verbal de P. ANA

DON).

22: Entre Vallespinosa y Cabra del Camp,,los conglo-

merados de Bellprat (Sannoisiense inf.) descan-

san en discordancia angular sobre el Priabonien-

se y niveles más antiguos. Se trata de la fase -

Priaboniense-Oligoceno, (n2 3 del Pirineo).

4

3 2 : Discordancia progresiva de La Espluga de Franco-

1í, situada aproximadamente en el límite entre -

Sannoisiense-Stampiense, con muchas dudas. (Co-

rrelacionable, quizá, con la 2á fase intrasannoi

siense del Pirineo).

En el borde pirenaico, además de las fases fin¡-cre

tácitas, citadas por GARRIDO y RIOS (1972), cabe señalar las -

siguientes:

Fase 1: "Garumniense" (Landeniense), GARRIDO y RIOS (1972).

Fase 2: Luteciense sup.-Biarritziense, SOLE SUGRAÑES (1972)

= Luteciense 1 a Luteciense 2, GARRIDO y RIOS (1972).

Compresión NW-SE.

Fase 3: Priaboniense-Oligoceno, SOLE SUGRAÑES (1972) Compre--

siSn N-S.

= Ludiense-Oligoceno, en Sossís (ROSELL y RIBA, 1966)

= Eoceno sup. RIBA (1967, 1973, 1976).

Fase 4: 1á Intra-sannoisiense , RIBA (1967, 1973, 1976).

71.-

Fase 5: 22 Intra-sannoisiense, RIBA (1967 ) 1973, 1976).

Fase 6: Finioligocena pre-aquitaniense (CRUSAFONT et al 1966).

El Luteciense 2, de GARRIDO Y RIOS (1972) en parte -

corresponde al Luteciense superior y en parte al Biarritziense

por lo que ambas dataciones, la primera realizada en las cerca

nias de Sant Llorenc de Morunys, la segunda en el Pirineo Ara-

gonés, pueden ser consideradas como contemporáneas.

Al tratarse de una tectónica en gran parte sinsedimen

s

taria que, al cebar la halocinosis, prolonga sus efectos en -

el tiempo, las disimetrías de materiales y potencias que se ob

servan en el campo entre los flancos de los anticlinales y de

unos a otros nos permiten situar las tres últimas fases, de -

una manera aproximada.

Así, en el anticlinal de Sanahuja es muy evidente la

diferente naturaleza de los materiales entre el flanco norte y

el sur a partir del Sannoisiense inferior, incluyendo la proce

dencia, por lo que hay que admitir que el plegamiento de las -

evaporitas ha comenzado y tiene desarrollo suficiente para di-

vidir los aportes. La misma posición cronológica tiene la dis

cordancia angular-progresiva de Cardona y la posible de Suria.

Sin embargo ninguno del resto de los anticlinales del Sistema

NE-SW presentan disimetrías similares. Por tanto, la halocine-

sis del conjunto Sanahuja-Suria-Cardona podemos suponerla ini-

ciada en el Sannoisiense inferior y coincidente con la fase 4'

(1 1 Intra-sannoisiense, RIBA).

La discordancia de Pons, que afecta a todo el Sannoi

siense hasta faltar totalmente estos materiales al W en tanto

72.-

e

1 e

que ganan potencia al N de la misma, parece indicar que un se

gundo umbral salino transversal al primero actúa a partir del

Sannoisiense medio. La cartografía nos muestra claramente no -

puede ser otro que el anticlinal de Cubells. Los materiales de

éste, en gran parte de edad Sannoisiense, se depositarían en -

el nuevo surco evaporítico, que con dirección EW, se formaría

por cizalla del primero en una primera traslación del macizo -

del Montsec; cuyo frente se situaría sobre la línea de Meya y

coincidiendo su inicio con la citada lá fase intra-sannoisien

se.

Tras el depósito evaporítico de Cubells, una nueva -

traslación iniciada con la 21 fase intra-sannoisiense, cebaría

su halocinesis empalmando con las postrimerías de la primera -

(existe entre Oliola, Pons y Vilanova un notable complejo de -

interferencia). Esta segunda fase parece la responsable del ce

bado y plegamiento de los anticlinales del sistema NE-SW, así

como de la reactivación y diapirización de los de Suria, Cardo

na y Sanahuja respectivamente.

Por su parte, el anticlinal parcialmente diapírico -

de Oliana - Bellf ort - Montmagastre parece iniciado por despe-

gue a nivel de las margas eocenas durante la primera fase in-

traoligocena (conglomerados Sannoisieiises) habiendo sufrido -

una reactivación con la segunda fase, (conglomerados de la ba-

se del Stampiense), con intervención de Keuper. Todo ello liga

do al desgarre siniestro del Segre.

Después de la segunda fase, el eje de depósitos evapo

ríticos quedaría situado sobre la línea de Asentiú-Bellmunt, y

aun una postrera fase finioligocena, los cebaría dando el anti

73.-

4

clinal de Asentiú y todo el sistema próximo; además de provocar

los cabalgamientos del flanco SW del anticlinal de Oliana, del

flanco W, del sinclinal de Rubio y del N del de Camarasa; e in

cluso una nueva activación del diapiro de Bellf ort-Montmagas--

tre.

Probablemente, además de la fase pre-Aquitaniense, -

habrá habido algunos movimientos intra-miocenos que afectaron

los bloques del Sistema Costero Catalán, y posteriormente otros

contemporáneos del Messiniense. La neotectónica habrá conforma

do definitivamente la tectomorfología de todo el ámbito en es-

tudio.

La edad de las fases de plegamiento, como se ha vis-

to, es un problema aún abierto debido a dos razones: Por un la

(lo, a la imprecisión estratigráfica de las series conglomeráti

cas marginales, y por otro a la halocinesis y al deslizamiento

de los mantos. Muy probablemente como ya se ha apuntado la ha-

locinesis y el deslizamiento gravitatorio de mantos fueron fe-

nómenos cebados por los impulsos orogénicos, pero luego, una -

vez iniciados, se prolongaron más tiempo (así opina REILLE, -

1971). También cabría pensar que las fases de plegamiento fue-

ron más prolongadas en el tiempo de lo que afirmaban los auto-

res clásicos.

En el Mapa de Isobuzamientos (plano n°- 9) se han sub

rayado con distintas tramas las áreas en que se han observado

los buzamientos comprendidos en las siguientes clases: 0-5°-,

5-102, 1Ó-202, 20-302, > 302; y zonas muy replegadas de 02 a

902, o incluso valores de buzamientos invertidos, que se ha he

cho con una línea quebrada.

w

74.-

Los rebordes montañosos pirenaicos presentan los bu-

zamientos correspondientes a las áreas replegadas pirenaicas,

con gradación hacia el S. El reborde S presenta buzamientos -

fuertes (mayores de 302) al W de Igualada y SE de Montserrat

y más débiles, menores de 102, en el resto. El plegamiento dia

pírico del centro de la cuenca queda bien destacado. El resto,

dejado eneblanco, ofrece buzamientos débiles, toda la Segarra

y el Urgell, el Solsonés, Lluganés, Moyanés, Ausona (Vic), co

marcas de Manresa e Igualada.

s

s

t

9

4rESTUDIO DE LOS MEDIOS SEDIMENTARIOS

CONTINENTALES

1

76.-

. .»

9

4.- ESTUDIO DE LOS MEDIOS SEDIMENTARIOS CONTINENTALES .

La reconstrucción de la paleogeografía y de los me-

dios sedimentarios del Terciario continental se ha basado en

las observaciones de campo dispersas, en las observaciones -

agrupadas en las 54 columnas estratigráficas levantadas y en

los registros de las columnas de sondeo para investigación -

petrolífera, de inyección de salmueras y de investigación de

potasas.

Se trata de una labor interpretativa, siempre deli-

cada, que se basa en el estudio de las secuencias estratigrá-

ficas, estructuras sedimentarias primarias sin- y metasedimen

tarias, en la composición petrográfica y el contenido paleo-

biológico. Dichas observaciones se interpretan de acuerdo con

modelos sedimentarios establecidos en la actualidad. Por lo -

tanto se aplica sistemáticamente el principio de actualismo.

Los medios continentales han sido estudiados más recientemen-

te en Sedimentología general que los medios transicionales y

marinos. No obstante, la experiencia adquirida y una cierta -

monotonía en el desarrollo de los paleoambientes dentro de la

cuenca, confieren al método empleado el grado de seguridad re

querido en un estudio de esta índole. Quizá los resultados que

vamos a comentar constituyan una de las partes más originales

del presente estudio.

M.

77.-

t

lo

4.1. LOS MEDIOS CARTOGRAFIADOS.-

En los cuatro mapas (planos n°-s 22, 45, 68 y 91) se

ha distinguido el siguiente conjunto de ambientes:

4.1.1. Conos aluviales .-

Aunque no hay acuerdo entre los autores en las tres

subdivisiones que se suelen introducir en las facies de conos

aluviales (facies proximales, facies medias y facies distales)

consideraremos como facies de conos distales a lo que hemos -

venido llamando como molasa en sentido estricto. En nuestro -

caso, al igual que en la cartografía litoestratigráfica (pla-

nos 2 y 3) hemos separado los conos proximales de los distales

en aquellas áreas o perfiles en los que se pueden observar con-

glomerados masivos y conglomerados esporádicos respectivamente.

En los conos aluviales proximales se observan alter-

nancias de:

1. Conglomerados aluviales típicos, depositados por

corriente acuosa tractiva ("Water laid deposi.ts") a través de

los cuales pueden haberse infiltrado por percolación lodos ar

cilio-arenosos que constituyen la matriz (son los Tisieve depo

sits").

2. Facies de "debris flows" o coladas de barro muy

cietríticas, extraordinariamente heterométricas, a veces con -

bloques de más de 1 metro cúbico.

Los elementos detríticos de la primera facies se --

presentan imbricados y tangentes unos con otros. En los "de-

78.-

bris flows" los elementos mayores "flotan" dentro de la masa

lutítico-arenosa, sin ponerse en contacto. A veces forman ver

daderos "nidos'' conglomeráticos en una masa desprovista de to

da laminación u otra ordenación interna. A causa de la matriz

arcillosa, la masa de los bancos de "debris flows" es imper--

meable. Alcanzan potencias de más de 2 metros.

En los conos proximales de S. Llorenc de Morunys, -

las dos facies alternan con bancos de areniscas que presentan

laminación paralela y base plana erosional, en los cuales no

es raro hallar una laminación oblicua de antiduna, lo cual re

vela que el depósito se hizo en régimen de flujo alto("upper

flow regime"), asociado con "parting lineations". Correspon-

den a avenidas bruscas ("sheet floods") que desbordan los dis

tributarios del cono aluvial.

Los conglomerados de fan-deltas (Montserrat) tienen

una matriz gris carbonatada muy coherente. Los que están en -

la transición a las cuñas marinas (margas de "offshore") ofre

caen cantos con perforaciones de litófagos.

La parte media de los conos aluviales presenta al--

ternancias de conglomerados de relleno de paleocanales, tipo

"braided", acumulados en algunos bancos de bastante potencia,

con depósitos molásicos o de conos distales.

Se ha observado que hay íntima relación entre el --

área fuente y los depósitos de conos aluviales. Cuando esta -

fue muy extensa (caso del Pirineo) cada capa o pulsación sed¡

mentaria pudo provenir de una parte de la misma con una compo

sición específica, muy distinta de las adyacentes. Hay, por -

79.-

t--a

otra parte, relación entre clima y modalidad de transporte y

sus frecuencias.

4.1.2. La Molasa .-

La Molasa propiamente dicha corresponde a los conos

aluviales distales y a la transición a las facies de llanuras

aluviales. En estas facies son típicas las secuencias de tipo

"fi.ning upward" o granodecreciente. El término basal de la se

cuencia suele ser un conglomerado de elementos alóctonos ("lag

(leposit") o de elementos arcillosos,o arenosos,arrancados de -

].os términos del substrato ("clay balls" y areniscas) que des

cansan sobre una superficie erosional muy marcada, con surcos

que permiten determinar las paleocorrientes (paleocanales, o

paleocauces); encima se colocan areniscas con laminación cru-

za(Ia de tipo "trough" (dunas o megaripples) las cuales pasan

a Laminación de pequeña escala ("ripples", "climl)ling ripples")

y, finalmente, el último término de la secuencia son los depó

sitos lutítico-arenosos de "overbank" o de desbordamiento, en

cerrando depósitos limo-arenosos de "levee" y de "crevasse".

Así pues, en general, estas secuencias corresponden a cursos

Cluviales de ríos anastomosados para los conos proximales y-

medios, y a ríos meandrif ormes de poca sinuosidad para los -

distales; pertenecientes a una red poco jerarquizada.

En estos paleocanales son frecuentes las superposi-

ciones de varios cuerpos arenosos ("storey") que se colocan -

dentro del mismo cauce y está separados por cicatrices o dias

temas muy patentes. Se trata de un fenómeno que R.C. WIL LIAMS

(1975) denomina "storeying", tratándose de una vaciado parcial

de la arena recién depositada, causado por una reactivación -

erosiva, que trunca el "storey" inferior, seguida de un relle

no inmediato también arenoso y sin salirse del cauce primiti

4

yo. Hay paleocanales que llegan a exhibir hasta 6 "storey", -

otros de dimensiones más reducidas son "unistorey", según la

terminología del mencionado autor.

Al pasar a ambientes de llanura aluvial, los paleo-

canales se hacen más anchos y meandriformes, de forma que los

cuerpos arenosos desbordan el propio cauce en forma de cuñas

en ambos lados (son las "afiles d'étalement" de I3ERSIER), pu-

diendo llegar a ser coalescentes. La laminación oblicua basal

representa depósitos de acreción lateral ("po:i.nt, bars"); la -

parte culminante, con laminación paralela o ripples de corrien

te forma un banco arenoso continuo para todo el, conjunto de -

una red fluvial. La secuencia está recubierta por el último -

término arcilloso, con algunas pasadas de arenas (facies de -

11 overbank").

4.1.3. Medios lacustres y de "lagoon" .-

Las facies de llanura aluvial enlazan, hacia el cen

tro de la cuenca, con las facies pertenecientes a medios. de -

aguas estancadas, en general muy poco profundas como corres--

ponde a un medio endorreico. Sufren oscilaciones del plano de

agua fuertemente reguladas por los procesos de precipitación-

evaporación endorreicos. En estos medios se puede llegar a la

sequedad total. El enlace de las facies de llanura aluvial a

las de medio lacustre (en castellano quizá sería más apropia-

do hablar de medio de laguna) se hace mediante un sistema de

cuñas.

9

8i.-

Se han distinguido las siguientes facies:

a) lacustre detrítica, observable en Cardona, Vila-

nova de l'Aguda, y en un término bayal del Com-

plejo lacustre de Sanahuja. Ya ha sido descrita

anteriormente (ver 2.3.2.1.3.).

b) lacustre detrítico-carbonatada. Corresponde a -

las facies de limolitas calcáreas y margas gris-

azuladas del Complejo lacustre de Sanahuja (ver

2.4.2.1.3.) así como a las formaciones aluviales

con calizas subordinadas y lignitc5 (ver 2.3.2.1

4.).

a

c) lacustres predominantemente carbonatadas. Son las

más extendidas, han sido descritas anteriormente

(ver 2.3.2.1.4.) y corresponden a las formacio -

nes que ya se han detallado. Se caracterizan por

la presencia de bancos calcáreos compactos y más

gruesos que en las facies anteriores.

d) lacustre detrítico carbonatado-lagunar evaporíti

co. En las facies anteriores, especialmente en -

la b) y en la c),se pueden encontrar, con alguna

frecuencia, intercalaciones de anhidritas y yesos

tanto entre la facies a)y las limolitas calcáreas

como en las facies lacustres aflorantes entre Jor

ba y Copons (Ctra. N-II).

e) facies de medio lagunar evaporítico. Descritas an

teriormente correspondiendo a las formaciones sa-

linas de Cardona, de Agramunt y a los yesos de -

Barbastro, de Odena y de Copons (ver 2.3.2.1.1. ,

2.3.2.1. 2., 2.3.2 .1.4. y 2.3.2.1.5).

82.-

4

Interesa hacer notar aquí que las facies acabadas -

de describir, según interpretación de los autores, es muy pro

bable pertenezcan a una misma unidad lagunar, en la que se or

denarían así.:

12-a; 22-b, o c, o d; 32-e, pasándose de facies más

proximales, detríticas, a las centrales, evaporíticas; como -

se ve en cualquier sucesión vertical.que se levante en uno de

los flancos del anticlinal de Sanahuja. Lo que ocurrió es que

este aparato lagunar fué desplazándose progresivamente hacia

poniente, a la vez que ascendía estratigráficamc.ente y en edad.

s

83.-

1

}y

4.2. LOS MAPAS DE AMBIENTES SEDIMENTARIOS.

Se han elaborado los cuatro mapas siguientes:

1. Entre isócronas A y B (plano 22) Cuisiense + Luteciense.

2. Entre isócronas B y C (plano 45) Biarritziense + Priaboniense.

3. Entre isócronas C y D (plano 68) Sannoisiense.

4. Superior a D (plano 91) Stampiense + Chattiense.

En ellos se han figurado con tramas los ambientes se

ditnentarios de acuerdo con las facies descritas en el apartado

anterior. En dicha representación han surgido algunas dificul

tades que ha sido preciso solventar:

a) como una parte importante de cada unidad está re

cubierta por la que le sigue se carece de los datos de obser-

vaci.ón necesarios. Ha sido necesario interpolar o extrapolar

hasta los 1ímites que se han considerado prudenciales dentro

del contexto de la cuenca sedimentaria. Los espacios cubier-

tos han sido señalados con un rayado superpuesto a las tramas

indicadoras de los ambientes sedimentarios

b) Dado que el intervalo vertical de las unidades -

cronoestratigráficas es muy amplio, se produce superposición -

de ambientes para cuya solución se han adoptado signos de "con

tacto" con los que se intenta aclarar la naturaleza del paso,-

sobre todo en los escarpes (transición, intercalación o sobre

posición).

5.-EVOLUCION DE LA CUENCA SEDIMENTARIA

85.-

sa..

ts

5„- EVOLUCION DE LA CUENCA SEDIMENTARIA .

En la primera parte del presente trabajo (2.1) ya -

se ha dado una visión de conjunto del encuadre estratigráfico

y los problemas evolutivos más destacados que presenta la cuen

ca sedimentaria. A base de la documentación recogida, se po-

seen los datos estratigráficos de base para hacer una recons-

trucción evolutiva de la cuenca durante el Paleogeno.

5.1. GRUPO INFERIOR (EOCENO).-

Durante el Eoceno se producen dos transgresiones ma

rinas. La transgresión del Ilerdiense y la transgresión del -

Biarritziense, separadas por facies continentales.

5.1.1. Paleoceno .-

La llamada facies " Garumniense " se extendió por la

zona pirenaica dando lugar a series continentales bastante po

tentes (especialmente en el Ripollós y el Bergadá) que puede,

comprender parte del Cretácico Superior y el Paleoceno. No -

ha sido observado en el presente estudio. Si, en cambio, el

equivalente en el borde SE de la cuenca, (Catalánides) que.es

el Nivel de Mediona , muy delgado y de naturaleza discontinua,

formando un rosario de subcubetas. Representa la parte alta -

del Ilerdiense.

5.1.2. Eoceno inferior, primera transgresión .-

En el surco de sedimentación marina que se instala

al N. de la línea Olot-Ripoll, se depositan importantes espeso

86.-

a

a

a a

res de las margas carbonatadas de Sagnari , las calizas de Co-

rones y las Margas de Armáncies , lo cual representa una sedi-

mentación continua que abarca desde el Ilerdiense, al L utecien

se, ambos inclusive, y sin solución de continuidad y luego se

superpone el Flysch de Vallfogona. De dicho surco, y durante-

el Ilerdiense, se expanden las aguas marinas hasta alcanzar -

el otro extremo de la cuenca, (entre Montblanc e Igualada) se

dimentando las calizas de Orpí (=las antiguas Calizas de Al -

veolinas ) en un medio de plataforma, relativamente somero.

5.1.3. Eoceno inferior continental .-

Pasado el Ilerdiense, se produjo una regresión gene-

ralizada en toda la cuenca, retirándose el mar hacia el surco

pirenaico. Como se ve en el plano 22, la línea de costa se si

tuaría pasando por el S. de Olot-Perafita-Sallent-Torá-Solsona

de acuerdo con los sondeos. La parte externa de la cuenca que-

da de nuevo bajo el dominio de la sedimentación continental, -

depositándose el Grupo de Pontils . Así tenemos que durante es-

ta fase regresiva del Eoceno medio, la sedimentación es unila-

teral, sólo hay aportes derivados de los Catalánides, conglome

ráticos, que gradan hacia el NE a molasas y a facies de transi

ción a las marinas pirenaicas. Se depositan las series basales

de los Conglomerados de Sant Llorenc de Munt y de Montserrat ;

los conglomerados del escarpe de las Guilleries, las facies -

lacustres detritico-evaporíticas al SW de Igualada. El Umbral

de Centelles se levanta en el transcurso de este lapso de tiem

po.

87.-

o

5.1.4. Eoceno medio; Segunda transgresión .-

Por el lado pirenaico, se ha detectado una trasla-

ción del surco-eje de la cuenca hacia posiciones más meridio-

nales. A partir del Luteciense inferior, el mar desborda de -

nuevo el surco colocándose las formaciones en disposición --

transgresiva hacia el mediodía. En el propio surco se deposi-

ta el Flysch de Vallfogona , en la parte oriental las Margas -

de Bañolas y hacia las Guilleries las Calizas de Tavertet . En

la región de Olot, antes del depósito de las Margas de Baño-

las se precipitaron las anhidritas de Beuda (o Campdevanol) -

formando un lentejón que desempeñó un importante papel estruc

tural como nivel de despegue y como generador de estructuras

halocinéticas. Hacia el borde de los Catalánides, la transgre

sión, que tiene su apogeo en la base del Biarritziense, recu-

bre totalmente el Grupo de Pontils. La cuenca sedimentaria ma

rina sufre, a causa de la fase orogénica Luteciense-Biarrit-

ziense (3.2.4), una fuerte traslación hacia el Sur,al surgir

los Pirineos,que inmediatamente proporcionan los primeros de-

pósitos continentales, rojos y conglomeráticos de aquella pro

cedencia, formándose con ellos el Tramo Rojo Intermedio (o For

mación de Bellmunt ); esta se acuña hacia el SW dentro de los -

depósitos marinos del Biarritziense. De los Catalánides conti

núan los aportes detríticos que se sedimentan en los fan-del

tas montserratinos.

Los aportes sedimentarios d.etríticos de origen pi-

renaico se generalizan durante el Biarritziense y el Priabo-

niense, formando importantes y potentes masas de conglomera-

dos y molasas de origen pirenaico ( Molasas de Vilada o Alpens

88.-

s

en tanto que en el Sur prosigue la sedimentación marina con

las Margas de Igualada , las Areniscas de Centelles y las Cali -

zas de la Tossa ; así como los fan-deltas de Montserrat. Se de

duce de todo esto que,a partir de la fase orogénica pirenaica

citada (luteciense-biarritziense) el dispositivo de la cuenca

ofrece ya una sedimentación bilateral, con aportes groseros -

de origen pirenaico y catalánide en ambos flancos, con tenden

cia a deflexionarse las corrientes hacia poniente.

Según deducciones paleogeográficas aún no del todo

confirmadas, el surco sedimentario se comunicaría con el At-

lántico, o con el Tethys,por la parte del surco de Vic, ya -

que las capas marinas más altas del Eoceno se encuentran en

el sector comprendido entre Collsuspina y Manresa. Por el la

do pirenaico la comunicación con el Tethys estaría taponada -

por las formaciones continentales de Bellmunt y las inmedia-

tamente superiores que presentan paleocorrientes y granodecre

cencia manifiesta de E a W. La unión con el Atlántico se cree

muy probable., aunque existen problemas paleogeográficos aún -

no solucionados, como son las alteraciones palinspáticas debi

das a la colocación de los mantos de corrimiento del Pirineo

aragonés y a la presencia de la Fm. Montañana en los Nogueras

(PUIGDEFABREGAS, 1975).

5.1.5• Eoceno superior; regresión general .-

Al llegar el Priaboniense medio, el surco de la se-

gunda transgresión eocena entra en crisis salina al quedar las

aguas aisladas del mar abierto. La regresión es definitiva. Se

constituye con ello la Cuenca potásica catalana, cuya exten--

sión podemos ver en el plano 43. El problema de la alimenta--

ción en agua marina está ligado con lo que se apunta en el -

A

4

apartado anterior: Si esta Formación Salina de Cardona reci-

bió aguas a través de las construcciones arrecifales de la -

Fm. Tossa (BUSQUETS, 1975; VILAPLANA, 1975), o por el contra

rio, la cuenca evaporitica quedó aislada por el clásico um--

bral rocoso que se cerró como consecuencia de la fase orogé-

nica fini-eocena. Lo seguro es que el depósito de sales potá

sicas formó un megaciclotema único; y, como se apuntaba ante

riormente (2.1), se trata de evaporitas más ligadas a las fa

ses orogénicas que al clima. Cuando cesó el aporte de aguas -

marinas en la parte medio-occidental de la cuenca potásica -

continuó la sedimentación evaporitica, pero en facies sulfata

das de aguas continentales (Fm. Yesos de Barbastro) superpues

tas a las sales de origen marino.

La subsidencia generalizada, muy activa en el Piri-

neo y más atenuada en el reborde opuesto, conforma la cuenca

sedimentaria tal como lo revelan los mapas de isobatas (planos

17, 18, 19 y 20), provocando la distribución disimétrica de -

los espesores totales.

90.-

5.2. GRUPO SUPERIOR.

5.2.1. Priaboniense medio a Oligoceno .-

El tránsito regresivo del Eoceno marino al continen

tal tiene lugar a partir del Priaboniense inferior . La Fm. Sa-

lina de Cardona , de edad Priaboniense medio (RAMIREZ DEL POZO

et al, 1975 ) queda pronto recubierta por el Priaboniense supe

rior: ( Complejo Lacustre de Sanahuja ) de facies lacustre-detrí

tica en el borde oriental (Cardona), pasando , hacia el WSW, á'lacustre detrítico carbonatada -lagunar evaporítica en la parte

central ( Valle del Llobregós , entre Calaf y Pons, en el anti-

clinal de Suria, etc).

Desaparecido el influjo de aguas marinas , se pasa a

un régimen sedimentario continental endorreico, con suministro

de aguas fluviales más sulfatadas y carbonatadas , ricas en cal

cio y sodio ; las cuales al remansarse dan sucesivamente, en -

sentido horizontal,siguiendo una isócrona= facies lacustres de

tríticas , ritmitas lacustres carbonatadas y finalmente evaporí

ticas en la parte más central de la cuenca lacustre . Esto que-

da confirmado con los levantamientos estratigráficos de campo,

al constatar que las facies detríticas orientales van pasando

sucesivamente a los yesos de Barbastro situados siempre más a

poniente , de acuerdo con los términos de transición acabados -

de apuntar . El modelo sedimentario se va desplazando,imbricada

y progresivamente , hacia el Oeste durante todo el Oligoceno; de

forma que al llegar al Mioceno , el dispositivo lagunar ya se -

encuentra emplazado en Los Monegros.

Se puede añadir que las aguas estancadas,en las fa--

91.-

9

cies de ritmitas carbonatadas del Complejo Lacustre de Sanahu

ja,presentan una asociación de microfaunas de Ostrácodos y mi

crofloras de Charáceas, denotando un medio de salinidad com-

prendida entre oligohalina y polihalina.

r El reborde S catalánide se moviliza con la fase fi-

nieocena,particularmente el Macizo de Gayá,avanzando por blo-

ques según los desgarres transversales y dando materiales que

constituyen los conglomerados de Bellprat y la Grevalosa; al-

go anteriores los primeros. La movilidad de la línea del Llo-

bregat posiblemente cebará la halocinesis sobre los yesos del

Llobreg6s, cuyo abombamiento es ya evidente en el Sannoisien-

se inferior.

5.2.2. Oligoceno .-

Al entrar en el Oligoceno, el modelo sedimentario -

establecido durante el Priaboniense medio y superior apenas -

sufre variaciones de importancia. Continua siendo una cuenca

sedimentaria continental, cuyo surco estaría situado aproxi-

madamente en la línea que uniría Suria con Guissona y Bala--

guer y poseería un suave declive axial hacia poniente. Sedi-

mentación bilateral, con aportes muy importantes y groseros-

de origen pirenaico: los Conglomerados de La Quart y de Berga

que enlazan con las Molasas de Alpens (o Vilada) y de Solsona .

Y aportes menos importantes de conglomerados dispersos prove-

nientes de los Catalánides al Oeste de Montserrat, forman los

Conglomerados de Grevalosa y de Bellprat (plano 68) que van -

gradando, hacia el interior de la cuenca, a la Molasa de Ar-

tés , siempre roja; y finalmente a las facies carbonatadas la

custres del eje de la cuenca: Calizas de Aguilar , de Aleny ,

92.-

it

x

de San Ramón , de La Panadella , de Tárrega , etc.

Ya se han dado bastantes detalles anteriormente al ha

blar de los tipos de conos de deyección y de las molasas (4.1.

1. y 4.1.2). Los Catalánides fueron mucho más estables durante

el Oligoceno inferior y medio; los cabalgamientos y pequeños co

rrimientos ya se habían producido durante la fase fini-eocena.

En cambio, los Pirineos con sus unidades de corrimiento, conti-

nuaron moviéndose durante las dos fases intrasannoisienses re-

gistradas en S. Llorenc de Morunys; hasta el punto de que, al -

NW de Pons, los conglomerados marginales del Eoceno sup. y base

del Oligoceno han quedado ocultos bajo las unidades corridas.

Son los conglomerados sin-sedimentarios y postsedimentarios de

estas fases los que se hacen "transgresivos" o solapantes ("on

lap") y acaban, a fines del Oligoceno, fosilizando dichas uni-

dades corridas (Conglomerados altos de la Fm. Berga , los Con--

glomerados de Busa , de Odén , de Comiols ).

Durante el Sannoisiense (entre isócronas C y D), cabe

señalar las facies lacustres marginales que se situaron entre -

Copons, Santa Coloma de Queralt y Solivella, las cuales contie-

nen calizas y algunos niveles de yesos.

En cuanto al desarrollo de las estructuras de plega-

miento del centro de la cuenca, ya se ha dicho que son de ori-

gen halocinético y regidas por los esfuerzos engendrados por -

la colocación de las unidades corridas de los Pirineos. Las -

discordancias señaladas en el interior de la cuenca, (una cer-

ca de Pons, otra en el Sur del diapiro de Cardona), nos indi-

can que los movimientos de las sales se iniciaron durante el -

Sannoisiense.

93.-

1Y.

a

A partir de este momento, la surrección de las arru-

gas anticlinales se hizo pausadamente, durante todo el Oligoce-

no. A la vez, en los surcos sinclinales la sedimentación fué --

más activa y las paleocorrientes se encauzaban en ellos hacia -

el suroeste, buscando las áreas de llanuras aluviales y lacus-

tres.

Lo que no queda aclarado es la procedencia de los --

aportes detríticos de la Molasa de Urgell y de las intercalacio

nes arenosas de la zona de Calaf. ¿Como podrían cruzar los apor

tes pirenaicos el obstáculo que pudiera representar el anticli-

nal de Sanahuja?. Cabe la posibilidad que éste haya actuado co-

mo filtro barrera, desviando las aguas y sedimentos hacia el Se

gre. Otra posibilidad consistiría en que los cursos fluviales,

que bajaron del Pirineo en dirección SW, se encajaran en la --

arruga anticlinal de Sanahuja por antecedencia; de la misma for

ma en que lo hacen los ríos Arga y Ega al atravesar los anticli

nales halocinéticos de la Ribera de Navarra. En ambos casos se

trata de unos cursos fluviales preexistentes a los primeros mo-

vimientos de plegamiento. Recuérdese que la red fluvial actual,

al Oeste del Llobregat, ha dado lugar a un relieve invertido, -

con los valles excavados en los materiales más tiernos de los -

núcleos anticlinales. Esta segunda posibilidad es más verosimil

a la vista de la naturaleza de los materiales de Urgell y de la

secuencia de plegamiento.

En el Oligoceno superior, y antes del Aquitaniense se

registra la última fase del plegamiento alpino. Con ella se re-

fuerza el plegamiento esbozado en las fases anteriores, y --

se deforman los terrenos sedimentados durante el Stampien--

94.-

a

{9se y Chattiense. La discordancia de Cardona se deforma (es de

cir, se incurva el plano de discordancia) y la sal del anti--

clinal de Cardona se inyecta diapíricamente, creando el diapi

ro actual, aún activo.

A partir del Oligoceno, en el área catalana de la -

Depresión del Ebro, ya no se registran depósitos más modernos.

El conjunto queda sometido a erosión y formación de un relie-

ve estructural, con cuestas y relieves invertidos;pero sin lle

gar a formarse una penillanura. La red fluvial se encaja epige

néticamente sin respetar las alineaciones tectónicas (Ter, Llo

bregat). Otras en cambio, se adaptan a los ejes de plegamiento

como ocurre en los afluentes del Segre. Durante el Cuaternario

se constituyen las consabidas terrazas fluviales; y, en el va-

lle de Urgeli, se sedimentó el complejo cuaternario de terra-

zas y glacis que cubre una parte importante de la cartografía

presentada.

Sobre el clima dominante durante el Eoceno superior

y el Oligoceno, tenemos valiosos datos paleobotánicos propor-

cionados por los yacimientos de Cervera, Sarreal, Ribesalbes,

Sossis, etc. estudiados por DEPAPE, FLICHE, MADERN, FERNANDEZ

MARRON y DE SITTER, que denotan la existencia de especies que

crecerían bajo un clima intertropical cálido y húmedo, agresi

vo y laterizante, con marcadas variaciones estacionales.

6-PETROLOGIA

96.-44

Y

r-s

s6. 1. INTRODUCCION.

Se ha realizado un estudio petrográfico de las arenis

cas representativas de las distintas formaciones diferenciadas

en los materiales terciarios. Se han estudiado 712 láminas del

gadas de las cuales 573 corresponden a muestras de superficie

tomadas en secciones estratigráficas, y 139 corresponden a tes

tigos de sondeos.

Para poder analizar los cambios a lo largo de la --

Cuenca de la composición de las areniscas, se han calculado -

las medias de cada componente, en cada sección estratigráfica

o sondeo, para cada intervalo comprendido entre dos isocronas

sucesivas. Con los valores obtenidos, se han dibujado los es-

quemas de isocontenidos que se dan como planos (tomo III). Del

análisis de tales esquemas se obtendrán conclusiones sobre los

procesos de sedimentación que, más adelante, se resumen.

En las areniscas se han distinguido como componentes

los granos que constituyen su esqueleto, la fracción de matriz

arcillosa, el cemento químico, minerales accesorios, tamaños -

de grano, morfoscopia, etc. Son:

CLAVE GRANOS

1 Cuarzo

2 Feldespatos frescos

3 Feldespatos alterados

4 Micas

6-1 Fragmentos de rocas intrusivas

6-3 Fragmentos de rocas metamórficas

6-4 Fragmentos de areniscas

97.-

s4

.

CLAVE GRANOS

6-5 Fragmentos de "chert"

6-6 Fragmentos de rocas ferruginosas

7 Fragmentos de rocas carbonatadas

8 Yeso detrítico

MATRIZ

9 Matriz arcillosa

CEMENTOS

11 Cemento de carbonatos

12 Cemento silíceo

13 Cemento yesífero

14 Cemento ferruginoso

OTROS

C Tamaño máximo de grano

M Tamaño medio de grano

C/M Indice de Heterometría

R Morfoscopia (1=A, 2 SA, 3 SR, 4=R)

P Porosidad (en 5)

IP Indice de procedencia

LMQ Indice de madurez química

El porcentaje de cada componente en las muestras es-

tudiadas se ha estimado por comparación a modelos de cartas vi

cuales. También son estimados los valores del tamaño medio (M)

y Mosfoscopia (R). El valor del tamaño máximo (C) es el del ma

yor grano encontrado en la lámina. Los demás índices se calcu-

lan de acuerdo a relaciones que más adelante se expondrán.

Para mayor facilidad en la exposición se describen

a continuación, someramente, las principales características -

de los componentes diferenciados en las areniscas, para pasar,

luego, a analizar su variación y significado sedimentológico -

en la Cuenca.

Ab-

4

99.-

4

4

M

6.2. COMPOSICION DE LAS ARENISCAS.

En general todas las areniscas estudiadas se compo--

nen de una fracción muy elevada de granos, que constituyen su

esqueleto, y un cierto porcentaje de cemento predominantemente

químico, o matriz detrítica, cuyas proporciones relativas y re

laciones dan lugar a variaciones más o menos significativas, -

dentro de una composición relativamente homogénea para la ma-

yor parte de los niveles arenosos estudiados.

6.2.1. Granos .-

Los granos de las areniscas son fragmentos de cuarzo ,

feldespatos , láminas de micas , fragmentos de rocas carbonatadas

fragmentos de rocas no carbonatadas y minerales accesorios .

El (Cuarzo (1) se presenta generalmente en granos angu

losos, raramente subredondeados, generalmente limpios, sin in-

clusiones, a no ser algunos con inclusiones de micas o fisuras

con ox.Fe. Los bordes suelen ser netos, aún cuando pueden pre-

sentar débiles señales de corrosión en contacto con carbonatos,

o de saturación por presión-solución cuandl el contacto es in--

terpenetrado con otros granos de cuarzo. Rara vez se observan -

aureolas de recrecimiento secundario y siempre pueden interpre-

tarse como heredados, probablemente procedentes de cuarcitas de

cemento silíceo. No son tampoco abundantes los granos con defi-

nición ondulante y sí más frecuentes los granos compuestos.

Los feldespatos se presentan también en forma de gra-

nos angulosos. Predominan los feldespatos potásicos sobre las -

plagioclasas y su grado de alteración es variable pero siempre

tr

4

100.-

menor para los primeros. En éstos se aprecian señales de entu

bamiento por alteración arcillosa, siguiendo líneas de macla y

exfoliación. También pueden presentarse con cierto grado de fe

rruginización y, en contadas ocasiones, se observan fenómenos

de sustitución por carbonatos. Las plagioclasas raramente se -

encuentran frescas y lo más frecuente es observarlas en ct.istin

tos grados de sericitización según las líneas de maclas poli--

sintéticas, llegando incluso, en altos grados de alteración, a

hacer difícil su distinción de rocas pizarrosas de bajo grado

de cristalinidad. En general, los bordes de los feldespatos no

son tan netos como los del cuarzo, estando desflecados por los

procesos de alteración señalados.

Respecto al contenido en pajuelas ele micas de las are

niscas, hay que señalar su bajo porcentaje general, que varía -

entre 0-10% del total de la roca, aunque los valores medios es-

tán siempre por debajo del 5%. Entre las micas predomina casi -

siempre la biotita, que puede presentarse desde fresca a inten-

samente ferruginizada, a veces cloritizada, o hinchada y desfle

cada. Las escasas pajuelas de moscovita suelen estar bien con-

servadas.

Entre los fragmentos de rocas no carbonatadas desta-

can, en orden de abundancia, los fragmentos de pizarras, cuar-

citas, silex y rocas ferruginosas. Esporádicamente se observan

fragmentos de areniscas, de rocas intrusivas y "cantos blandos"

Los fragmentos de pizarras constituyen granos desde -

subangulosos a subredondeados (dependiendo de su tamaño) de ca

racterísticas muy heterogéneas. Predominan las rocas sericíti-

cas, finamente cristalinas, con orientación paralela, y a veces

con cierta proporción de granos de cuarzo. En algunas muestras

101.-

t-

4

son reconocibles fragmentos de rocas metamórficas de mayor gra

do de metamorfismo, referibles a esquistos. Algunos fragmentos

de pizarras se presentan con bordes poco definidos por el gra-

do de desagregación de sus componentes, reflejo de alteracio-

nes más o menos intensas y difícilmente caracterizables.

Los fragmentos de rocas cuarcíticas se presentan tam

bién en granos más o menos redondeados según su tamaño. Son --

fragmentos de cuarcitas muy heterogéneas, incluyendo desde cuar

citas de textura totalmente orientada y silicificadas a cuarci-

tas con contactos de granos poco interpenetrados.

También es muy heterogéneo el tamaño de grano observa

ble dentro de estos fragmentos.

A efectos de elaboración de los mapas de Isocontenidos,

los fragmentos de rocas pizarrosas y cuarcitas se han agrupado

como un solo compoenente , (6.3).

Los fragmentos de sílex se presentan como granos sub-

angulosos, de contornos generalmente bien definidos, con forma

alargada, siendo relativamente variable su grado de cristalini-

dad. Son frecuentes las inclusiones y pequeñas zonas de agrega-

dos de carbonatos. Otros granos tienen una débil pigmentación -

parda por inclusión de OxFe muy finos. Ocasionalmente, los bor-

des de los granos pueden estar corroidos en sus contactos con -

carbonatos.

Como fragmentos de rocas ferruginosas se han agrupado

fragmentos de carácter detrítico de materiales muy ricos en Ox-

Fe, que presentan características diferentes entre sí. Por lo -

102.-

4

general son granos angulosos, de bordes poco precisos, sinuo-

sos, con estructura de agregados orientados, o grumosa, rara-

mente de aspecto cristalino. Pueden presentar, con mucha fre-

cuencia, inclusiones o restos de productos arcilloso-micáceos,

o carbonatos. A veces se reconoce una estructura pseudomorfa -

de biotitas. Muy raramente tienen contornos cristalinos defini

dos y estructura homogénea.

De acuerdo a estas observaciones los fragmentos de -

rocas ferruginosas deben corresponder a restos de arcillas,y -

pizarras ferruginizadas, calizas muy ferruginosas, biotitas y

glauconitas oxidadas, de cementos ferruginosos de areniscas, y

en ocasiones, a sulfuros oxidados y a fragmentos de óxidos de-

hierro.

La aparición en las areniscas de fragmentos de rocas

intrusivas y de areniscas es tan esporádica en las muestras es

tudiadas, que no pueden ser considerados en este resumen como

granos integrantes de los materiales estudiados. Lo mismo ocu-

rre con los "cantos blandos" arcillosos, observables en muchas

bases de bancos areniscosos, pero no caracterizables, por lo -

general, a la escala de lámina delgada.

Los fragmentos de rocas carbonatadas , son granos con

tendencia a ser subredondeados, y con textura muy variable se-

gún la roca de procedencia. Se observan granos de micritas, dis

micritas, biomicritas, de todo tipo de calcarenitas finas y --

gruesas, y fragmentos de fósiles. Además los tipos texturales -

citados se presentan en todos los estados posibles de recrista-

lización, (incluyendo dolomitización, ferruginización, silicifi

cación, etc). A tenor de la textura de estos granos los bordes

son más o menos netos respecto a otros granos y al cemento. Es

103.-u

4-

muy frecuente observar recristalizaciones de estos bordes, in

terpenetraciones, a veces estilolíticas, con otros granos, co

rrosiones respecto a granos cuarzosos, etc.

Se ha caracterizado la presencia de yeso detritico -

en forma de oolitos, en areniscas del sondeo de Agramunt.

Finalmente , como granos de las areniscas se presentan

muy frecuentemente minerales pesados (circón, turmalina, ruti-

lo), glauconita algo oxidada, cloritas y materia orgánica carbo

nosa en proporción no contabilizable, es decir como " accesorios".

6.2.2. Matriz y cemento .-

Los granos que constituyen el esqueleto de las arenis

cas, están trabados por un cemento químico o por una matriz ar-

cillosa que completan el espectro de composición de las rocas.

El cemento carbonatado es el más frecuente y abundan-

te en todas las muestras estudiadas. A grandes rasgos pueden ca

racterizarse dos tipos distintos de cemento de carbonatos. El -

más abundante está constituido por cristales y agregados fina-

mente cristalinos, con áreas recristalizadas de irregular dis-

tri_bución, que, en ocasiones, se distingue con cierta dificul-

tad de los FRC. más pequeños y recristalizados. El otro tipo, -

menos abundante, está formado por agregados de esparita, relle-

nando cavidades y fácilmente distinguible de los FRC. Natural-

mente en algunas muestras pueden coexistir ambos.

El cemento ferruginosw no constituye un cemento to-

tal en ninguna de las muestras estudiadas, sino que, por el --

105.-

6.3. TEXTURA.

6.3.1. Fabrica .-

De manera muy general la textura de las areniscas es-

tudiadas puede referirse a dos grandes grupos según sean las re

laciones entre sus granos: I) granos con contactos formando un

esqueleto denso, y II) granos sin contactos constituyendo un es

queleto quebrado por la matriz.

Cuando la fábrica constituye un esqueleto denso, los

granos tienen una distribución orientada con disposición parale

la según los ejes mayores de los granos. En caso de esqueleto -

quebrado, no es patente esta orientación de los granos.

El empaquetamiento se caracteriza por su anisotropía

puesto que los granos tienden a sedimentar sobre su máxima su-

perficie y, en determinadas condiciones de flujo , a orientarse

según sus ejes mayores.

Los granos pueden estar relacionados entre sí median

te contactos puntuales, contactos planos y contactos interpene

trados; y, según ello, los espacios intergranulares pueden ser

relativamente abundantes o muy escasos.

Los espacios intergranulares pueden estar cementados

por carbonatos de precipitación química (esparita), por matriz

carbonatada (micrita más o menos recristalizada), por matriz -

arcillosa, o bien pueden permanecer libres de cemento, consti-

tuyendo una porosidad primaria.

106.-

•

El predominio de una u otra de estas texturas depende

de la composición de los granos de las areniscas. Generalmente,

cuando predominan los FRC, los contactos suelen ser interpene-

trados al igual que ocurre cuando es el cuarzo el elemento fun

damental. Cuando los fragmentos de pizarras predominan sobre -

otros componentes, los contactos son de tipo plano.

La mayor parte de las areniscas estudiadas tienen tex

tura de esqueleto denso, con contactos planos o interpenetrados

y con espacios intergranulares rellenos, de matriz carbonatada -

recristalizada. Mucho menos frecuentes son las texturas de es-

queleto denso con contactos puntuales y espacios intergranula-

res rellenos de cemento de precipitación química (esparita) o -

vacíos (porosidad primaria). Las texturas de esqueleto quebrado

por matriz son bastante raras.

6.3.2. Granulometría, Heterometría y Mosfoscopia.-

El estudio petrográfico de los materiales terciarios

se ha limitado al de las areniscas y muy ocasionalmente a cal¡

zas y limolitas. Para las areniscas se han determinado, por es

ti.mación visual, los tamaños medio y máximo en lámina delgada

referidos a los granos de cuarzo y fragmentos de rocas. La mor

foscopia de los granos se ha realizado por comparación a car-

tas visuales y se refiere siempre al tamaño medio de grano de

cuarzo.

De esta forma los valores de tamaño medio son bastan

re representativos de los materiales estudiados, y también lo

es el del tamaño máximo aún cuando éste no pueda tomarse como

representativo del centilo, al huir, en la toma de muestras, -

107.-

de fracciones con cantos. El índice de heterometría resultante

de la operación C /M es representativo, sólo en cierta medida,

por lo que a la fracción arena del depósito se refiere.

El tamaño medio de las areniscas estudiadas varía -

entre 0,05 y 1 mm, dominando siempre los de arena fina (0,125

-0,250 mm).

El tamaño máximo varía generalmente entre 0,08 y 3,5

mm, predominando valores de arena media (0,30-0,4 mm).

La heterometría, expresada como la relación T, máxi

mo/T. medio, varía entre 2 y 7 aunque los valores más frecuen-

tes están comprendidos entre 2 y 3.

La morfoscopia varía entre valores de 1 (anguloso),

y 3,7 (subredondeado), siendo los valores más frecuentes pró-

ximoa a 2 (subanguloso).

6.3.3. Porosidad .-

La porosidad observada en las muestras estudiadas pue

de corresponder a dos tipos: 1) Porosidad primaria debida a la

conservación de los espacios intergranulares varios de los se-

dimentos, y 2) Porosidad por disolución del cemento y ciertos -

granos relativamente solubles (carbonatos, sulfatos).

En general, los valores medios de la porosidad entre

dos isocronas en la mayor parte de la Cuenca, están por debajo

del 5%, alcanzándose valores locales de hasta el 10% en la zo-

na E-NE, en las formaciones básales.

108.-

La mayor parte de la.porosidad observada es interpre-

table como primaria en areniscas de esqueleto denso y granos -

con contactos puntuales o tangenciales con escasa matriz prima-

ria. En ciertas áreas rentringidas la porosidad parece estar en

relación con la disolución de cemento yesífero en zonas de tran

sición de cmento carbonatado a sulfatos.

De forma general, se observa una dis,rrinución de poro-

sidad en las areniscas a medida que se asciende en la serie es-

tratigráfica, y también es patente una mayor porosidad en are-

niscas de zonas proximales.(planos n=s,41, 66, 89 y 112).

4.

109.-

6.4. DIAGENESIS.

Se incluye en este apartado el estudio y descripción

de los cambios mineralógicos y texturales ocurridos en los se-

dimentos arenosos desde su deposición hasta su localización en

los afloramientos actuales. Para ello se ha considerado conve-

niente seguir los esquemas diagenéticos propuestos por FAIR-

BRIDGE (1967) en general, y DAPPLES (1967) en particular, para

areniscas. La información básica para la interpretación corres

pondiente está suministrada por el estudio de los afloramientos

y, a escala microscópica, de las láminas delgadas.;

6.4.1. Sindi.agénesis .-

Fase temprana de la Diagénesi.s que comprende los cam-

bios que experimenta un sedimento desde el mismo momento en que

ocupa un lugar en el fondo de la Cuenca de sedimentación, hasta

que cesa la acción de la actividad bacteriana aerobia. Compren-

de fundamentalmente los procesos de expulsión de agua del sedi-

mento y los cambios mineralógicos por procesos de oxidación-re

ducción (cambios o procesos Redoxomórficos).

De manera general, puede decirse que la casi totali-

dad de los sedimentos arenosos de la Cuenca han sufrido un pro

ceso de oxidación, durante este estadio inicial, (eliminación -

de gran parte de la materia orgánica dispersa, oxidación o, por

lo menos, no reducción de los fragmentos de rocas ferruginosas

formación de cemento ferruginoso en películas revistiendo gra-

nos, o impregnando matriz). Este proceso de oxidación ha sido -

acentuado en la etapa de epidiagénesis, como se observa compa-

rando el estado más fuerte de oxidación de muestras de superfi-

cie, respecto de las de sondeos próximos sobre la misma unidad.

Ss

110.-

Por otra parte, en limolitas fluviolacustres (En la -

zona de Calaf: FMS. TARREGA Y ARTES), el ambiente sindiagenéti-

do fué reductor, con formación de abundantes sulfuros de hierro

en niveles relacionados con la sedimentación lignitífera.

En resumen, en la mayor parte de los depósitos areno-

sos, las condiciones de sindiagénesis fueron oxidantes (Eh > 0)

en medio ácido (pH <7); como es normal en aguas fluviales.

6.4.2. Anadiagénesis .-

Esta etapa comprende las transformaciones que ocurren

en el sedimento después de su enterramiento, cuando cesa de ma-

nera importante la actividad bacteriana anaerobia, hasta que

son litificados. Los principales cambios que ocurren son la com

pactación, deshidratación y cementación primaria de los sedimen

tos (cambios o procesos locomórficos).

La compactación de los sedimentos produce una reduc--

ción en la porosidad primaria, que puede llegar a desaparecer -

posteriormente por precipitación de cemento en los espacios in-

tergranulares.

De manera general, en los materiales arenosos (le 1

Cuenca Terciaria, se producen modificaciones en los bordes de -

los granos , por presión-solución en los contactos (llegando has

ta inter-penetración) de granos de quimismo equivalente, y co-

rrosiones en los contactos de granos de quimismo diferente.

En los espacios intergranulares , por disolución de pe

queños fragmentos de rocas calizas, disolución de aristas de -

los fragmentos mayores, y saturación de las aguas confinadas en

carbonatos, se produce la precipitación de cemento de carbona-

tos.

Las condiciones de anadiagénesis en la mayor parte de

la Cuenca fueron de pH básico, ( 7-8) y Eh 0, a excepción de zo

nas restringidas hacia el eje de la Cuenca, en que el pH fué -

más básico (pH 8) y la salinidad alta, produciéndose un cemen

to de sulfatos. (Sondeos de Olost, Callus y Agramunt).

En relación con la fase de deshidratación de los depó

sitos arenosos, se producen movilizaciones de los óxidos de hie

rro, con lavado ("bleached") de algunos paleocariales, y a peque

ña escala (trazas de raices, etc) dentro de los depósitos, (te-

cho y muro de Fm. Bellmunt).

Hay que señalar la ausencia, en las areniscas estudias

das, de cambios filomórficos (recristalización de micas, de fel

despatos, etc), que suponen procesos de anadiagénesis avanzada.

6.4.3. E pi diagénesis . -

El término designa el conjunto de procesos que tienen

lugar después del plegamiento de las rocas hasta la actualidad.

La emersión de los sedimentos ya litificados puede permitir el

establecimiento de sistemar artesianos de aguas, normalmente sa

turadas en oxígeno y anhídrido carbónico, con lo que se inicia

un ciclo de meteorización con formación de minerales supergéni-

cos.

Uno de los procesos que pueden afectar a las arenis-

cas ya litificadas es la formación de porosidad secundaria por

lavado y transporte en disolución del cemento de carbonatos y -

3

t

112.-

sulfatos, por aguas meteóricas más o menos profundas. A ello -

puede deberse la porosidad apreciada en areniscas con cemento -

parcial de sulfatos/carbonatos, estudiadas en áreas colindantes

a depósitos evaporíticos. (Sondeo de Agramunt).

Otro de los aspectos más visibles de la epidiagénesis

lo constituye la removilización de óxidos de hierro a través de

fracturas y diaclasas. También la oxidación de piritas con pre-

cipitación de limonita alrededor, originando estructuras contén

tricas y acumulaciones ferruginosas en líneas estilolíticas.

Una ligera tinción superficial de areniscas (sin que

se pueda hablar de verdaderos "rolls"), por óxidos de hierro, -

(techo de los Cg. Bellprat), cementaciones y precipitación de -

cristales de carbonatos en fisuras y decementaciones superficia

les en los afloramientos, son también manifestaciones de la ac-

ción epidiagenética sobre las areniscas estudiadas.

t

113.-

6.5. SIGNIFICADO DE LAS VARIACIONES PETROGRAFICAS.

6.5.1. Introducción .-

Los resultados del estudio petrográfico de las mues--

tras anteriormente citadas se presenta en mapas, a escala -

1:500.000, y para cada una de las unidades cronoestratigráficas

establecidas:

A-B Cuisiense + Luteciense

B-C Biarritziense + Priaboniense

C-D Sannoisiense

Supra D Stampiense + Chattiense

x

Se ha prescindido de la unidad inferior a A por estar

representada solamente en el área oriental, en unos, pocos perfi

les, y por estar el resto totalmente recubierto.

Dentro de cada unidad, y con el fin de buscar una or-

denación lógica, se han agrupado los mapas temáticos de la for-

ma que sigue:

Mapa de isoporcentajes de areniscas y conglomerados.

Mapa de isoporcentajes de areniscas y conglomerados én bancos

de espesor superior a 5 m.

Mapa de isoporcentajes de calizas.

Mapa de isoporcentajes de cuarzo detrítico.

Mapa de isoporcentajes de feldespatos.

Mapa de isoporcentajes de micas.

Mapa de isoporcentajes de fragmentos de rocas metamórficas.

- Mapa de isoporcentajes de fragmentos de "chert".

s

114.-

- Mapa de isoporcentajes de fragmentos de rocas ferruginosas.

- Mapa de isoporcentajes de rocas carbonatadas.

- Mapa de isoporcentajes de matriz arcillosa.

- Mapa de isoporcentajes de cemento carbonatado.

- Mapa de isoporcentajes de cemento ferruginoso.

- Mapa de isoporcentajes del total de carbonatos.

- Mapa del índice de Procedencia.

- Mapa del índice de Madurez química.

- Mapa de Centilo medio de las areniscas.

- Mapa de Tamaño medio de las areniscas.

- Mapa de Heterometría, C /M.

- Mapa de Redondeamiento medio.

- Mapa de Porosidad media.

De modo que se dispone de 3 series de 21 mapas y una

de 19 que totalizan 82 mapas para interpretar. A estos hay que

afadir el Mapa de Distribución de Colores, a escala 1:200.000;

el cual hace referencia a los colores medidos, en superficie, -

con las tablas de Munsell y transformados en definiciones con-

vencionales, sin dividirlos en unidades cronoestratigráficas co

mo se ha hecho con los demás componentes.

Es evidente que la descripción se puede hacer de dos

maneras: i= Comparando todos los resultados figurados en los -

mapas de cada una de las series; o 22 Comparando los cuatro ma-

pas sucesivos para un componente o índice granulométrico. Aquí

se sigue la primera opción, pero el estudio de la variación de

los índices de madurez y procedencia se hará, en conjunto, pa-

ra todos los intervalos.

115.-

w4

Para cada unidad cronoestratigráfica se da un cuadro

resumen con los valores medios de los parámetros analizados.

6.5.2. Cuisiense + Luteciense (Intervalo A-B) .-

El mar estaba situado en el surco pirenaico y en los

planos 23 y 24 quedan patentes las áreas fuertemente detríticas

del sector catalánide al Este del Llobregat, especialmente en -

los fan-deltas de Montserrat y S. Llorenc de Munt. El mapa de -

areniscas-conglomerados en bancos de espesor superior a 5 m. -

(mapa 24) da cuenta de una fuerte decrescencia de los aportes -

desde el SE.

El mapa 25 indica la presencia de las calizas entre -

Folguerolas y el Far (al este), así como al sur de Igualada.

Los planos de distribución de porcentajes de cuarzo -

detrítico ( 26) y feldespatos ( 27), muestran una disminución de

ambos de este a oeste , ya que el área fuente estaba situada al

este , en los macizos graníticos del Montseny y Guilleries, ade-

más del Bunt del Congost para parte del cuarzo.

Se observa mayor proporción de feldespatos alterados

en áreas proximales, lo cual está en relación con la presencia

de plagioclasas, alteradas, que desaparecen progresivamente ha-

cia áreas distales.

El contenido en fragmentos de rocas metamórficas (pla

no 28) disminuye de sur a norte. Los fragmentos de rocas de sí-

lice (plano 29) y rocas ferruginosas (plano 30) disminuyen en -

porcentaje en sentido inverso, es decir hacia el borde de la

Cuenca.c

4

116.,-

Los fragmentos de rocas carbonatadas (plano 31) dismi

nuyen de noroeste a sureste, señalando así su procedencia pire-

naica, al contrario que los aportes de cuarzo y feldespatos.

La proporción de cemento carbonatado, crece, en las -

areniscas estudiadas hacia el suroeste (plano 32). El cemento -

ferruginoso (plano 33) presenta un eje de mínimos orientado de

NNW-SSE, encima del umbral de Centelles. El contenido total en

carbonatos (plano 34) aumenta de E a NW, lógicamente.

Los mapas de distribución de C, M y C /M (planos 37, -

38 y 39) dan cuenta de una reducción del tamaño de grano de es-

te a oeste y un aumento de la heterometría hacia el SSW.

Los granos de las areniscas presentan un redondeamien

to subangular (plano 40) con tendencia a ser más redondeados ha

cia el borde de la Cuenca, al aumentar el tamaño de grano.

La porosidad (plano 41) aumenta, netamente, hacia las

áreas proximales.

Todos estos datos son, aproximadamente, referibles a

las Mo. de St. Martí Sacalm (=Gr. Pontils).

Los valores medios de los parámetros analizados para

cada sección estratigráfica y sondeos del intervalo A-B, se re-

sumen en el cuadro que figura en la página siguiente.

0 08 S8 S£o Sz S9 VE0 OOT 0OT T£

90`0 t'T £S zz0 6T 6S Tz0 6S T 1 61o z9 zL gT9 z£ 9S 1T£ z o o. t'

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3SN3I331f11 t 3" 1510 8 - Y

a'M

1i8.-

a

6.5.3. Biarritziense + Priaboniense (Intervalo B-C) .-

El intervalo hace referencia especialmente a la parte

regresiva e inicio de la sedimentación de las molasas. Los ma-

pas de isoporcentajes de areniscas y conglomerados ( plano 46),

en bancos de espesor superior a 5 m. (plano 47), dan cuenta de

la sedimentación bilateral, pirenaica y catalánide. Téngase pre

sente que en dichos mapas se han representado las unidades de -

Bellmunt, en la parte oriental, y las formaciones de Montserrat

-San Lloreng de Munt-Vacarisses , desgajadas de la molasa supe--

rior de dicho intervalo. Quedan claros los aportes procedentes

del N, NE y SE , así como la sedimentación endorreica en el cen-

tro de la Cuenca ( plano 48), cuyo eje se situaba, aproximadamen

te, en la alineación Calaf-Suria.

Los mapas de distribución de cuarzo detrítico (plano

49) y feldespatos ( plano 50) acusan una procedencia marcada de

las áreas graníticas del Montseny - Guilleries. En cambio, las

micas ( plano 51 ), presentan un máximo de concentración alarga-

do según un eje Sta. María de 016-Suria-Calaf, coincidente con

el eje de la Cuenca.

La distribución de los fragmentos de rocas metamórfi-

cas (plano 52), indica un origen catalánide sin precisar. Las -

areniscas presentan un mínimo de contenido en fragmentos de

Chert (plano 53) en el eje de la Cuenca, con procedencia pire-_

naica y catalánide. En cambio , los fragmentos de rocas ferrugi-

nosas ( plano 54 ), son más abundantes en la alineación del eje -

citado.

Los fragmentos de rocas carbonatadas ( plano 55),

119.-

clara procedencia pirenaica , disminuyen en el rellano del Lluga

nes y hacia los Catalánides.

El contenido en matriz ( plano 56), señala el aporte de

material distal catalánide ( alteración de feldespatos ), en un -

eje Pons-Cardona-Prats de Lluganés. El cemento de carbonatos -

presenta un mínimo en' el área de aportes graníticos del SE y -

unos máximos en posible relación con las calizas de Orpí. La -

distribución del cemento ferruginoso ( plano 58), presenta un má

ximo en áreas proximales del SE , posiblemente en relación con -

aportes desde el Trias Costero-Catalán. El mapa del total de -

carbonatos ( plano 59 ) indica una disminución general de norte a

sureste.

Los mapas de C, M y heterometría (planos 62 , 63 y 64)

en areniscas , indican los aportes más gruesos desde el E-SE -

( Montseny-Guilleries) con fuerte decrecimiento hacia el Urgell.

Los aportes pirenaicos eran más finos y heterométricos , como se

patentiza en el sector de St . Lloreng de Morunys . El redondea--

miento (plano 65 ), sigue la misma tónica; y la porosidad (plano

66) va, en cierto modo , ligada a la distribución de los anterio

res.

Los valores medios de los parámetros analizados para -

cada sección estratigráfica y sondeos de intervalo B-C se resu-

men en los cuadros de las páginas siguientes.

11f11111 /11Nifiiilf/i1/11f/11111 / 11111f111//1/1111111///11///■11/11//11/1ii/■■�ff■if1/1f1if /1111f/1//1111 /ff/11i11f1/a1■f/i.111/f1111 ■11/1/f/■111■11/11/1/111No

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w

N°

Intervalo B - C

% % Aren. en %Areniscas bancos >5 m. Calizas

4 23 12 2,56 12,8 0 15,8

S-4 30,5 13,2 2,913 72 58 014 13 11 015 38 11 016 53 28 020 58 21 022 53,2 14,5 0,0623 89,8 23,4 024 60 29,5 025 32,8 8 026 33,3 5,2 2,728 18 0 229 8o 65 030 90 70 031 100 100 032 88,9 20,6 034 85 80 037 39 0 238 22 0 239 10 0 2240 14 5 141 90,6 35 042 15 0 343 1 0 1 (25)44 5o 0 045 34,4 0 0 (1)47 100 98.,5 0

122.-

lí6.5.4. Sannoisiense (intervalo C-D) ,-

Los mapas de isoporcentajes de areniscas-conglomera--

dos (plano 69) y de areniscas en bancos de espesor superior a 5

m. (plano 70) muestran una sedimentación bilateral disimétrica,

de los Pirineos la del norte, y de los Catalánides la del sur;

de las que tiene mayor entidad la pirenaica, de forma que, en -

la parte sur de la Cuenca, no hay bancos mayores de 5 m. El sur

co de la cubeta queda bien reflejado en el mapa de isoporcenta-

jes de calizas (plano 71), cuyo eje se extiende por Sta. María

de 016-Suria-Calaf-Sanahuja.

La distribución de los granos de cuarzo detrítico --

(plano 72) de feldespatos (plano 73), de micas (plano 74) y de

fragmentos de rocas metamórficas (plano 75), además de marcar -

el eje de la Cuenca (con máximos de contenido), y la acción de

la falla de St. Martí, indican una procedencia del sector orien

tal y nororiental de los macizos del Montseny-Guillerías.

Los fragmentos de sílex, (plano 76), de rocas f errugi

nosas (plano 77) y de rocas carbonatadas (plano 78), alcanzan -

porcentajes máximos en las dos zonas de aportes,. con descensos

hacia el centro debido a la disolución y/o desgaste.

El contenido en matriz arcillosa (plano 79 ) es mínimo

en los bordes SE y NW de la Cuenca, presentando un máximo en la

alineación irregular de Calaf-Cardona-zona del Odén.

El cemento carbonatado (plano 80) presenta máximos ha

cia los bordes de la Cuenca en las áreas de St. Llorenc de Moru

nys-Sanahuja y hacia Manresa. El cemento ferruginoso (plano 81)

123.-

da un máximo en Sanahuja , disminuyendo progresivamente hacia

los bordes de la Cuenca.

La distribución de carbonatos totales ( plano 82), se-

4

fíala un mínimo en el eje de la Cuenca, con aumento hacia los -

bordes , lo cual demuestra que la mayor parte de los carbonatos

contenidos en las areniscas son de origen detritico , estando do

minado el eje por los aportes distales del sector noreste de los

Catalánides.

Los mapas de distribución del tamaño máximo de grano

(plano 85), del tamaño medio (plano 86) y heterometría (plano -

87), muestran un gran paralelismo , con mínimos sobre el surco -

principal de la cuenca. Es significativo el arco de mínimos Lli

nás-Sanahuja -Cervera, que separa los aportes pirenaicos y coste

ro-catalanes de los iniciales del manto de Los Nogueras, que co

bran gran desarrollo en la unidad cronoestratigráfica superior.

El máximo que se presenta en la zona de Torá, con sedimentos de

procedencia pirenaica, puede deberse a la existencia de un um-

bral a lo largo de l'Estany que deje un pequeño surco de mayor

energía, al sur.

Los granos de las areniscas son en general angulosos

a subangulosos (plano 88) y la distribución de este carácter es

paralela a la de los tamaños de grano, aumentando el grado de -

redondeamiento hacia áreas de mayores tamaños.

La porosidad ( plano 89), en general muy pequeña, no

es fácil de caracterizar ; parecen haber actuado fenómenos de di

solución ( porosidad secundaria) en las facies lagunares.

124.-4f


las distintas secciones estratigráficas y sondeos en el interva

lo C-D se resumen en los tres cuadros de las páginas siguientes.

m 44

C-D SANNOISIENSE

NO 1 2 3 4 6,3 6,4 6,5 6,6 7 9 11 13 14 C M CM R P IP IMQ

1 23,7 7,5 ,- 6,2 7,5 ,- -,- 3,7 23,7 5,- 23,7 ,- 1 95 47,5 2 1,2 0 21,5 35,8

2 22,8 -,- 10,7 3,5 16,4 0,7 -- 22,8 ,- 22,8 -,- -- 254, 112 2,2 1,8 0 21,1 32,-

3 22,- 9,- -,- 4,- 8,- ,- ,- 1,- 31,- 2,- 23,- -,- ,- 240 120 2 2 4 17,- 29,3

6 23,2 -,- 0,7 -,- 18,9 -,- 0,7 -,- 23, 6 1,1 26,4 4,3 453,6 122,1 3,7 2,1 48 1,6 35,3

7 21 3, - -,- ,- 19 ,- 2,- ,- 30, - -.- 24,- -,- 1,- 640 300 2,1 2,6 0 5,5 30,6

8 20,7 - - 7,1 2,1 11,4 -.- /- -,- 32,8 ,- 22,- ,- 161 80 2 1,8 0,7 13,8 27,2

10 20 2,7 , - ,- 17,2 ,- -,- -,- 22,7 ,- 29,4 , - S,- 173 81 2,1 1,6 ,- 6,3 31,9

23 19 ,- 14,4 3,2 7,- 3,- -,- 32,4 0,4 19,6 , - 0,6 818 250 3,2 2,2 1,6 25,3 29,-

28 21,4 ,- 3,5 3, 2 24, - ,- 0,7 3,6 19,2 -- 24,- 204 90,7 2,2 1,8• 0,3 6,8 30,2

33 22, 1 ,- 22,8 5,7 12,1 -,- 0,3 2,8 14, 2 0,7 19,2 -,- 483 172 2,8 2 2,1 43,7 30,1

37 22 -#- 16,1 4,7 12,- 0,4 0,9 21,1 4,7 17,9 ,- 327 136 2,4 1,9 3,8 31,9 30,9

38 23,8 -,- 22,6 5,4 11,2 ,- ,- 1,2 15,7 ,- 18,5 ,- 0,5 283 128 2,2 1,9 1,9 44,6 31,9

40 21,7 ,- 5,3 1,7 16,4 ,- 0,3 2,8 18, 5 1,4 30,- .- l,- 377 135 2,8 1,9 2,5 12,2 33,8

!R- lo

1 2 3 4 6, 3 6,4 6,5 6,6 7 9 11 13 14 C M CM R P 1.P . I.M.Q,

41 13,6 ,- 9,2 0,2 5,8 0,2 7,- 2,- 37,6 2,8 20 ,- 1,2 666 20? 3,2 2,2 0,4 14,8 27,3

43 25 13 7 22 ,- 1,- 16 4,- 11 292 112 2,6 1,8 0 25 32,5

44 15,7 4,2 0,6 11,2 -,- 1,2 1,- 33,3 ,- 26,3 -,- 0,7 574 144,5 3,9 1,8 2,2 8,2 25,5

46 17,2 2,2 -,- 2,2 11,6 -,- 0,5 2,2 29,4 4,4 27,7 -,- 1,6 171 80 2,1 1,5 0 4,8 28.-

47 16,2 -, 6,5 5,- 3,5 0,7 45,2 -. - 22,2 ,- 0,5 319 125 2,5 2 1 10,6 25,5

5-2 22 - 19,4 3,9 17,6 0,4 1,8 0,4 17,- 1,6 15,5 -,- 0,5 973 306 3,2 2,6 1,8 34,2 30,2

5-3 23,3 -.- 8,7 ,- 16,8 ,- 1,6 ,- 30,4 20,4 0,83 ,- 483,3 166,6 2,9 2 8,7 15,1 31,2

........................s.....s...................•s.......s.............. .................. ..........a.s..s.......ss.......s........o

Intervalo C-D

% % Aren.en %N°- Areniscas bancos >5 m. Calizas

1 17,7 0 23,62 3,7 0 93 14 0 204 28 0 30.156 13,3 2 12,67 15,5 1,5 08 11,4 0 3,259 6,97 3,04 11

10 9,07 2,15 27,7S-2 47,2 32 0

S-3 3,3 0 19,323 94,2 32,5 024 60 29,5 027 13 0 1028 8 2 1832 100 99,7 -033 41 21 0

37 34 10 138 21 4 339 13 0 12

40 5 1 841 70,3 26,6 042 29 6 343 6 1 lo44 36,1 1,3 4,145 17,6 0 1, 3946 60,71 18,27 047 37, 12 1,8 1,3

128.-

4

6.5.5. Stampiense + Chattiense (Intervalo supra D) .-

Ya en el Sannoisiense se apreciaba una bifurcación --

del eje de la Cuenca según el surco sinclinal de Solsona, y so-

bre el eje Copons-Tarroja-Agramunt, que se hace muy patente en

este intervalo. Las citadas bifurcaciones deben estar relaciona

das con la halocinesis según el eje de Sanahuja e incluso con -

accidentes profundos del basamento (desgarre del Llobregat y fa

lla del Anoia). Los mapas de areniscas-conglomerados (plano 92)

en bancos de espesor superior a 5 m. (plano 93) y de bancos de

calizas (plano 94) señalan claramente la división del eje de la

Cuenca anteriormente mencionada. Además, los dos primeros mues-

tran la llegada de aportes de la unidad de los Nogueras.

Los mapas de distribución del contenido en cuarzo --

(plano 95), en feldespatos (96) y micas (97), además de señalar

un área de aportes desde el macizo Paleozoico del Bruch, deno-

tan la persistencia de los aportes procedentes del Montseny y -

las Guilleries, con materiales sobre el surco Solsona-Naves.

Hay un intervalo central de feldespatos no alterados que pare-

cen señalar un umbral entre los dos ejes de la Cuenca menciona-

dos.

La distribución de fragmentos de rocas metamórficas -

(plano 98), señala un máximo en posición del centro de la Cuen-

ca, insinuándose su procedencia oriental. Los fragmentos de sí-

lex (plano 99), alcanzan máximos según la dirección Busa-Tiura

na, apuntando una procedencia de Los Nogueras. Los fragmentos -

de rocas ferruginosas (plano 100), tienen un máximo en áreas

proximales al Pirineo, con disminución progresiva hacia el SW.

129.-

k

lb r

Los porcentajes de fragmentos de rocas carbonatadas -

(plano 101), disminuyen desde el Pirineo hacia el W y SE, con

un máximo local al SW en la zona de Solivella.

La matriz arcillosa de las areniscas (plano 102), --

muestra una banda de máximos orientada de NNE a SSW, desde el -

Od4n hacia Sanahuja, adelgazando sobre el surco de Solsona (más

lavado).

El cemento de carbonatos (plano 103), presenta 2 máxi

mos en las zonas marginales del N, NW y S, en relación con las

áreas de aportes de fragmentos de rocas carbonatadas. Los míni-

mos coinciden con los surcos. El mapa de contenido en cemento -

ferruginoso presenta un máximo relativo en el área de Calaf --

(plano 104). En cuanto al total de carbonatos (plano 105), su -

distribución es paralela a la del cemento de carbonatos, lo que

implica que la mayoría de los carbonatos son detríticos.

Los mapas de C, M y C /M (planos 108 , 109 y 110), pre-

sentan máximos en el eje de Solsona que sería un surco que en-

cauzaría las paleocorrientes fluviales desde las diversas fuen-

tes de aportes en sentido W. Los granos de las areniscas varian

entre angulosos y subangulosos (plano 111), y su distribución -

es paralela a la de los tamaños de grano.

La porosidad (plano 112), no muy bien caracterizada,

da máximos en los surcos.


las distintas secciones estratigráficas y sondeos en el interva

lo supra-D, se resumen en los cuadros de las páginas siguientes.

4

SUPRA D STAMPIENSE 4 CHATTIENSE

N@,

2 25,_

5 17, 5

10,- ,-

6 23,9 -,- 2,8

7 20,8 2,5 ,-

, -

8 21,4 ,- 12,1 2,8

10 18 4,_

,

0,4

6.1 6.5 6.6

,- 25,-

18, 6 6,6 4,7 29,3

,- 21,6 2,8 -,- 27,2

,- 27,1

,-

0, 8

,-

-, -

24,1 , -

,-

,-

s

11 12 13 14 C M C/M R P ¡.P. I.M.Q.

20,- ,- ,'

-,- 0,6 1.036,8 232, 2 4,4 2,- 1,3 7,8 29,5

,- ,- 433,3 103, 3 4,2 2,2 <8 5,2 32,-

17-5

21,6 ,-

-,- 22,5 2,-

14,3 2,1 1,4 27, 1 ,- 1,4 15,7 ,-

1,2 ,- 21,8 ,- 25,4 -,-

12 17,9 3,8 0,8 ,- 7,9 3,2 3,5 36,4 ,- 0,8 25,2 -,-

12 20,.

41 10,-

,- ,- ,- ,-

,- 15, - 20,-

,-

,-43 30,- 10,-- ,-

46 12,1 0 0

47 16,2 ,- 6,5

S-5 19

S-6 24

0,7 ,- 17,1 2,1 1,4 40, 7 -,- 4,2 20,7

-,- ,- 5,- 3,5 0,7 45,2

20,6

40,-

25,-

22,2-, -

7,5 1,2 0,6 20 4,4 2,8 26,2 ,- 0,6 16,5

19,6 -,- 3 , 2 24,2 1,4 1,- 11,7

5,- 30,-

5,- 15,- 45,-

,-

,-

-, -

300 150 2,- 2,- 0 18,2 31,2

675 220 3,- 2,_ 0 4,5 28,7

278 118 2,4 1,8 2,8 21,2 27,7

3,4 608 204 3

-

,-

-, -

2,1 ,- 7,6 25,5

458,8 151, 7 3 2 2, 05 6,9 29,0

80 40 2 1 0 12,5 33,3

- 200 100 2 1 0 0 13,3

,- 15,- 150 80 1,8 2 0

,- ,-

,- ,-

,- ,-

-, -

22,2 35,3

0,7 285 128 2,2 1,7 2,1 0 19,3

0,5 319 125 2,5 2 1

,-

10,6 25,5

722 295 2,4 2,2 0,3 12,2 29,1

, - 230 114,2 2 2 6,4 18,- 29,5

S-! 19,4 11,2 2,7 -,- 18,9 3,1 3.9 25,8 1,2 13,1 -,- ,- ,- 859 255 3,4 2,3 5 27 8 27 3..rrs• . a .. -. a.- s.r...ver.a•us . e.....••.-:..c.u>au.. . • e . •- r s s , . .... ... ...................... .. .. ............. .. .. .. .... .. ..... .........£... .. . t .. ..

9

131.-

Intervalo Supra D

Y

N2Areniscas

% Aren.en %bancos > 5m . Calizas.

2 3,5 2,7 5,23 0 0 54,55 27 4 06 16,5 2 07 16 o o8 8,9 2,9 1,99 1,48 0 8,9

10 16,68 2,45 011 45,3 19,5 012 5,38 0 33,84S-1 44,2 18 0S-5 24,2 6,45 0S-6 5,5 0 1241 100 99,1 042 25 0 043 3 0 746 89,67 65 047 70 55 048 41,57 4,47 0

132.-

Ir

x x

6.6. PROCEDENCIA, MADUREZ Y CLASIFICACION.

6.6.1. Procedencia y Madurez .-

La interpretación de la procedencia de las areniscas

se ha efectuado a partir del espectro petrográfico de los gra--

nos detríticos. Se ha calculado un índice de procedencia, basa-Feldespatos x 100

do en la relación: I = Feldespatos + Fragm. de rocaspara

cada sección estratigráfica y en cada unidad cronoestratigráfi-

ca. Los resultados se expresan en los cuadros de los apartados

anteriores y, de forma gráfica, en los mapas 1:500.000 (35, 60

83 y 106).

Para una arenisca que procediera íntegramente de un -

macizo granítico el índice tendría valores muy altos, tendentes

a 100, y, por el contrario, para una arenisca procedente de un

macizo sedimentario-metamórfico, el índice sería muy bajo, con

tendencia a cero.

En la cuenca se pueden distinguir dos áreas de proce-

dencia fundamentales: La Cordillera Costero Catalana, que pro-

porciona los valores de, procedencia más altos, y la Cordillera

Pirenaica, que da los más bajos.

En el primer caso, desde el Cuisiense al Stampiense -

el seno de la cuenca va migrando hacia el W de manera que la in

fluencia de los aportes procedentes del NE de los Catalánides -

(Guillerias-Montseny) va disminuyendo y con ella los índices. -

Dado que el sector S y SW de los Catalánides es menos metamórfi

co o granítico, su comportamiento sobre el índice de proceden-

cia es poco relevante aunque en el Stampiense es visible el con

traste frente a los sedimentos de origen pirenaico.

a

133.-

Dentro del índice altamente lítico de los aportes pi-

renaicos una ligera inflexión más feldespática parece apreciar-

se en la zona de 13erga.

Los aportes catalánides varían gradualmente desde va-

lores altamente arcósicos al E hasta valores líticos algo fel--

despáticos al W con una inflexión muy lítica en la zona de Mont

serrat.

Si se relaciona estrechamente la procedencia graníti-

co-metamórfica con los aportes de elementos radioactivos es in-

teresante notar como el eje de máxima influencia arcósica se -

manifiesta en una línea aproximada Guissona-S. Ramón-Calaf-Suria

Sta. Má de Oló-Folgueroles; coincidiendo para el Sannoisiense-

Stampiense con el eje de las manifestaciones lignitíferas y ex-

plicando la mineralización de éstas.

ción

La madurez química se ha expresado mediante la rela--

entre el porcentaje de granos estables (cuarzo + sílex) -

respecto al total de granos detríticos. Los resultados de las -

medias para cada perfil se dan en los mismos cuadros que para -

el I.P. y se plasman gráficamente en los planos a escala --

1:500.000 N2s 36, 61, 84 y 107.

Para areniscas de gran madurez química, el índice

tiende a 100 (ortocuarcitas), mientras que para las poco madu--

ras tiende. a cero.

Las areniscas de toda la cuenca son poco maduras, con

índices menores de 45. Las zonas próximas al borde E y NE de

los Catalánides ostentan los mayores valores, siendo mínimos pa

ra los sedimentos procedentes de la zona de St. Llorenc de Moru

nys.e-

134.-

x

riación de la madurez en el tiempo. A grandes rasgos parece

mantenerse bastante constante.

La madurez debe aumentar , como es lógico, hacia el --

centro de la cuenca y también en la proximidad de los macizos

graníticos y metamórficos. En esta zona , dada la traslación de

la máxima umbilicación hacia el W con el tiempo , así como el -

desplazamiento del Surco hacia el S , es difícil estimar la va-

6.6.2. Clasificación .-

Se han confeccionado dos tipos de gráficos para la --

clasificación de las areniscas; en el primer gráfico, MC BRIDE

(1963), se usan como vértices cuarzo + chert, fragmentos de ro

cas (chert excluido) y feldespatos. De este tipo se ha confec-

cionado un esquema para cada unidad cronoestratigráfica (figu-

ras 2 , 3, 4 y S). El segundo tipo usa como vértices cuarzo + -

feldespatos , rocas carbonatadas y rocas metamórficas ; también

se han confeccionado para cada unidad ( figuras 6, 7, 8 y 9).

Examinando los cuatro primeros gráficos se observa:

a) Las areniscas proximales del macizo Montseny-Gui-

lleries (intervalo A-B, figura 2) son arcosas lí-

ticas, como cabe esperar del área fuente. En tan-

to mientras las de origen pirenaico (Fm. Bellmunt)

son litarenitas y, a medida que se alejan a S y W

(intervalo B-C, figura 3) se hacen más f eldespáti-

cas, seguramente por aportes del extremo oriental

de la zona axial. En este caso pueden estar los ma

teriales inferiores de la Fm. Berga (figura 3).

19 (Gr. Pontils)

21 11

34 (Fm. Montserrat)

22 (Fm. Bellmunt)

CUARZARENITAS

Ti,s\

\/\\,/y\/X�

- .\21 \

\19� � 34

A-B

22\

28 (Fm. Artés)40 nS-4 ►�...13 (Fm.1622

Bellmunt ).rrn

37 (C.L. Sanahuja)43 11

29 (Fra. Montserrat )...23 (Fm. Berga).

6••(Mo. Solsona)

1o38

n

B-C

11

1141

•6

22

A�C A IC �R 1IÁ ESPÁTICt

EX

n

0

SUB

CUARZARENITAS

k,

V\

\\\/VIV

IV

vvV\yv vv

VV\^/ 28 23\/•

/\/V\/\/\ \^ 16

1 (Mo. Art6s )2 "

328404344S-3

6 (Mo.7

10333738414647S-2

23 (F m. Berga).

tttin►t

►►

►1

Sols ona)►t11m

8

CUARZARENITAS

�s

T�C�A Q\7\/\

C-D

n 77\n

n9�

lo 699

\�38 \ 43 • 2 •X10

3 2 7.\ \ 42 8 •4

*41

COS LI ,1CAS CITA Ni_ S\ LD _ PA� AS

\/v \/v v

Iv\Alv\A-A/y\./W\A/W-

CUARZARENITAS

Art és )1111

Su pra-D

11

11

11

w11

11

1 111

3

s6

92

2 8 Ni S LD PAT �AS\/I AS/S ITAt�/ 41

139.-

0

b) Las areniscas de las Fms. Montserrat y St. Llorenc,

(Intervalo B-C, figura 3) son litarenitas netas, -

aunque má,s silíceas que las anteriores, posiblemen

te por aportes del Bunt.

c) Las areniscas de la Fm . Solsona ( Intervalo C-D, fi

gura 4 ) son litarenitas netas; las de la Fm. Artes

(figuras 4 y 5), también litarenitas, son más fel-

despáticas y cuarzosas ; lo que está de acuerdo con

los orígenes respectivos . Las areniscas de Fm. Ur-

gell (figura 5) como ya se ha establecido en la es

tratigrafía, son de un tipo intermedio.

ta

d) Una amplia banda de areniscas de la parte baja de

la Fm. Solsona (Intervalo C-D figura 4) alineadas

según el surco Cardona-Prat de Llucanes presentan

un carácter más feldespático que las anteriores, -

Esto, al igual que en el caso de la Fm. Bellmunt,

puede indicar un origen granítico (s.l.) de parte

de los materiales más distales.

La conclusión para el conjunto, es que la mayoría del

material de origen ígneo y metamórfico procede de la zona NE -

de los Catalánides; dando el sector SW más cuarzo procedente,

probablemente, del Bunt Catalánide.

Del estudio del segundo grupo de gráficos se obtienen

resultados similares, siendo de notar los matices siguientes:

a) Los materiales de la Fm. Montserrat acusan clara--

mente su origen Costero-Catalán frente a los pire-

naicos de Bellmunt (Intervalo A-B, figura 6).

19 (Gr. Pontils)21 11

. . . .

34 (Fm. Montserrat). .

22 (Fm. Bellmunt)

A-B

/\A^Al, v'P\TAAí\ P

\V/��\^/\, /\,�4/\

" ', ', . i \",-i//11\ \ V\, \ / _v\AAA/v\ -/\J\ ', V

28 (Fin. Artes)

40 11S-4 n

...13 (Fm.1622

Bellmunt)11n

37 (C.L. Sanahuja)1143

Montserrat )29 Fm.

/V\Ij/\\

\\\ , j, \',

\,//\ 1\\ �/1/,V\ "-,\\/ 1/ \

\v11 \/p

\\,/\,

\//\\A^

/V í\ B-C

Fm� R�r��) \ A \

o. Solsona)40

Ii �\ 23

_

'_4 \

. as, \

\ \ \ \ �29\ 41\

,/Vv

13\ 22

\\ \\ / \ / \\

\ \ / \ � \ \ \\

M

C-D

Berga )23 (Fm

Carbonatados

Solsona)1r

A Afl // 33

11

/Tt S2

tt43

1t

If / 2 �

S

6

• 4¡ 44

Rocas

2 (Mo. Artés)1243

8 (Mo. Urgell)S-6 11

567

1011414647S-1S-5

(Mo. Solsona)11

11

tt

11

mm11

►t

n

� A/AA

/VV

43

• �\\vvvvv �\5/VVI 47

Supra - D

/VVV IZ/

,\ /

\

S-6 81 / 2

v\,/AA/\//V\J/V.4

al

144.-

Wb) En los materiales de Fm. Bellmunt se aprecian, ade

más de los aportes pirenaicos, los graníticos cre-

cientes al S y W y en el tiempo (figuras 6 y 7).

c) Es evidente el aumento del carácter carbonatado del

material de la Fm. Solsona hacia las áreas proxima-

les (perfiles 41, 46, 47, etc, figuras 8 y 9) así -

como la persistencia de aportes catalánides según

una dirección EW que pasaría por Navarclés (sondeos

1 y 2 y perfiles 33, 37, 38, etc, figuras 7, 8 y 9).

c

9

145.-

6.7. EL ESTUDIO DEL COLOR EN LOS SEDIMENTOS TERCIARIOS.

Se ha realizado para el conjunto de los materiales -

aflorantes sin fraccionarlo en unidades cronoestratigráficas.

Por esta razón se ha dibujado el "Mapa de distribución de Colo

res" a mayor escala (1:200.000) (plano n°- 8).

Los colores se han apreciado sobre la muestra, en el -

campo, siempre en seco y bajo luz natural, a base de las tablas

de Munsell. Dada la gran variedad de tonalidades obtenidas, se

ha procedido a agruparlos en la forma siguiente: Se han tomado

tres denominaciones convencionales: grises, ocres (pardo amar¡

llentos) y rojos (pardo rojizos). Para su definición, se han -

contado las medidas Munsell sobre la mitad aproximada de las -

secciones, dando la composición del color base en % de medidas

y mencionando la litología que mayoritariamente lo presenta. -

Cuando los colores globales de la formación son intermedios de

los bases, se presentan como variedades que se definen porcen

tualmente también, así como las intercalaciones litológicas

que los presentan.

De este mapa se deducen varios hechos;

1s) que las lutitas asociadas a ambientes lacustres -

calcáreos y evaporíticos casi siempre son de co-

lor gris, gris azulado, gris claro o blanquecino.

2°-) que las Molasas de Artés, de Bellmunt, de Vilada

y Alpens, de Vacarisses y de Pontils son marcada-

mente rojas.

3°-) que la Molasa de Solsona, es de tono ocre, ocre -

146.-4

pardoamarillento, aunque hay intercalaciones o cu

ñas de tonos rojizos.

4°-) que las Molasas de Urgell y de Clariana-Sarreal -

tiene coloración intermedia a las dos anteriores.

$Q) las formaciones rojas están generalmente en ínti-

ma relación con aportes costero catalanes; la dis

tribución de este color respecto de los materia-

les preterciarios parece apuntar a que su origen

esté en óxidos de Fe procedentes del Bunt catalá-

nide y por tanto sea sinsedimentario.

6°-) los tonos de la gama de los verdes, que pueden -

guardar relación con el Cu, se presentan asociadas

a las formaciones grises, o a las intercalaciones

de este color en otras formaciones.

Entre una coloración y otra hay pasos laterales. Por-

otro ládo, las facies conglomeráticas y molásicas asociadas con

los ambientes marinos (los fan-deltas de Montserrat, de St. Llo

reno de Munt, base de los conglomerados de Oliana, etc) son de

tonos grises, y asimismo. lo son las lutitas asociadas a facies

evaporíticas. Aunque, en general, los tonos dominantes en las -

facies conglomeráticas y, sobre todo en las molásicas, son los

rojos. Pero a partir del Sannoisiense medio, las molasas de ori

gen pirenaico son de tonos ocres-pardos o amarillentas. No obs-

tante, en estas últimas, suelen haber bandas rojizas en el "top"

de las lutitas limitantes con el ritmo inmediato superior. Con

lo dicho, se plantea el problema de si los colores rojo y amar¡

llo son heredados y que,por lo tanto,el cambio vertical de rojo

a amarillo que se observa en la serie de la Molasa pirenaica pue

147.-

da ser atribuida a un cambio notable en el área distributiva -

de tipo climático y edafológico. En cambio, no parece dudoso -

que las facies grises son producto de coloración in situ, por

un proceso diagenético.

La dicotomía general, rojo al S y NE, pardo al N está

de acuerdo con las conclusiones que se establecen en la estra-

tigrafía y los mapas de isocontenidos. Asimismo parece claro -

que, con el tiempo, las series van siendo menos rojizas al ir

cobrando cada vez mayor importancia relativa los materiales pi

renaicos.

I

Y.

148.-

w

i

6.8. MATERIA ORGANICA; SU DISTRIBUCION.

Se han tomado 87 muestras para análisis de materia or

gánica . Estos se han realizado en los laboratorios de Mecánica

del suelo del IGME y los resultados se expresan en la tabla -

que figura al final del apartado.

En general la presencia de materia orgánica, excepto

los niveles lignitiferos, es escasa por lo que la población --

muestreada es muy reducida. Su distribución " gaussiana" (fig.

10) es muy irregular con "moda " en 0,675% y media aritmética -

de 0,671. Considerando anómalos los valores mayores de 2% y ha

tiendo la distribución probabilística (fig. 11) se pueden asi-

milar tres rectas a, b y c cuyas intersecciones separan tres -

poblaciones de datos: menores de 0,420%; entre 1,033% Y 0,420%

mayores de 1,033%, que se corresponden bastante bien con la --

distribución gaussiana.

Los datos de la primera población se encuentran local¡

zados sobre todo en la zona de Calaf. De otra parte , los datos

de la tercera población se encuentran fundamentalmente ligados

al eje de formaciones lacustres o lagunares . El conjunto de -

los datos se encuentra sobre facies lacustres; ésto, unido a -

la ausencia en el resto de las zonas y facies , incluidas aque-

llas que se sabe han funcionado como surco sedimentario, puede

significar que la agresividad del medio (muy oxidante) no per-

mitió el depósito y conservación de la materia orgánica de ori

gen vegeral más que en medios lacustres cuyas aguas tranquilas

proporcionaron condiciones anaerobias suficientes para su con-

servación y fosilización. La excepción de la zona de Calaf pue

de deberse a una oxidación ligada a la intensa tectonización -

f

111

14

149.-

t

ti

' � F 111 ':4ffp r»n ff T

� - - . ; _ _• -� -5 .. � ; � � . j i f 1 _ ! - - ;_

Í 1

3

-•OST

151.-

1

de ese sector. En toda esta hipótesis se acepta que los perfi-

les en que no se han tomado muestras es por la ausencia de ma-

teria orgánica, al menos a nivel de observación de campo.

En el tiempo, casi todas las muestras se localizan en

el Oligoceno y la mayoría en el Sannoisiense.

L

PERFIL N °- DE MUESTRACONTENIDO DEMATERIA ORGANICA (%) PERFIL N 2 DE MUESTRA

CONTENIDO DEMATERIA ORGANICA (%

CALONGE 1001 0,115 BELLTALL 1001 0,620

u 1002 0,160 n 1002 0,235

CALAF 1001 0,420 VACARISES 1001 0,690

1002 0,135 1e 1002 0, 230

1003 0,665'r 1004 0,080 STA. MARIA

DE OLO 1001 4,1301005 0,120m 1002 0 460

loo 6 0,680 ,w 1003 0 70 5n 1007 0,695

,

m 1004 0,4751008 0,105

w 1005 0 335ri 1009 0,205,

m 1006 0,3051010 0,425

'i 1011 0,535SURIA SUR 1001 0,625n 1012 0,235

n 1002 0,100" 1013 0,080

n 1003 0,5151014 0,200m 1004 0,545m 1005 0,525

VALL DE r

VIANYA 1001 0,265•m 1002 0,250 FONOLLOSA ESTE 1001 2,280

I

m

PERFIL N° DE MUESTRACONTENIDO DEMATERIA ORGANICA (%) PERFIL N° DE MUESTRA

CONTENIDO DEMATERIA ORGANICA (%)

FONOLLOSAESTE 1002 0, 680 CARDONA 1003 0,310

1003 1,105 n 1004 0, 515

1004 0,965 n 1005 0,810

1005 1,115 n 1006 0, 565

1006 1,050 n 1007 o.,640

1007 1,750 1008 0,300

n 1008 0, 765 1009 0,350

1009 0,930

++ 1010 2,015 TORRECASANA 1001 0,745

1002 0,475

MASOTERAS 1001 1,225 n 1003 0,385

n 1002 0,775 n 1004 0,130

1005 0,160

PANADELLA 1001 1,775 1006 0,175

++ 1002 l.,715 1007 0,205

1003 o.,605 ++ 1008 0,355

++ 1009 0,055

CARDONA 1001 0, 360 ++ 1010 0,065 r

n 1002 0,195 ++ 1011viw

0, 320

1012 0,975

mm

CONTENIDO DE

PERFIL N°- DE MUESTRA MATERIA ORGANICA (%)

SURIA

NORTE 1001 1,185

1002 0,715

1003 0, 555

0 1004 0, 730

1005 0, 790

++ 1006 0,800

1007 0,855

++ 1008 0,880

1009 0, 650

n 1010 0, 495

++ 1011 1,130

1012 4210

1013 1,180

n 1014 0,485

++ 1015 1,015

n 1016 1,445

PERFIL N2 DE MUESTRA

OLIANA 1001

LLOP 1001

CONTENIDO DEMATERIA ORGANICA

1,145

0,430

1

7-RESUMEN Y CONCLUSIONES

156.-

t

B

7.1. DATOS GENERALES.

Este trabajo se ha centrado en la cualificación de -

las guías geológicas para la prospección de uranio en los ma-

teriales terciarios continentales de la Depresión Central Ca-

talana.

Para ello se ha realizado la cartografía litoestrati-

gráfica a escala 1:100.000 de los 8.100 km2 de superficie apro

ximada que ocupa la zona. Como complemento se han levantado 48

columnas de campo y se han controlado los 6 sondeos realizados

simultáneamente. De unas y otras se tomaron 712 muestras cuyos

análisis petrográficos se expresan en mapas de isocontenidos,-

referidos a las cuatro unidades isócronas en que se ha dividi-

do la serie terciaria: A- Cuisiense + Luteciense - B - Biarrit -

ziense + Priaboniense - C - Sannoisiense - D - Stampiense + --

Chattiense .

Además, se han dibujado los mapas de isobatas de las

cuatro superficies isócronas separadoras (A, B, C y D) así co-

mo las isopacas de las potencias comprendidas. También se han

confeccionado mapas de ambientes y de clasticidad para tales -

unidades.

4A todo ello hay que añadir mapas generales de isobuza

mientos, color, estructuras, cortes geológicos seriados y es-

quemas de correlación, dando un conjunto de 167 planos y una -

memoria que se trata de resumir aquí.

Como resumen de la información gráfica se ha prepara-

do el mapa de síntesis (plano n°- 113) en que se representan da

157.-

tos de superficie como la litología, el color y los intervalos

de buzamiento, junto con los resultados de la clasificación pe

trográfica de las areniscas.

4

158.-

7.2. ESTRATIGRAFIA.

La Depresión Central Catalana está comprendida entre

montañas alpidicas, Pirineos al N, Costero Catalana al SE y -

Unidad de los Nogueras al NW. Está rellena de materiales sin-

tectónicos paleogenos, alternando las transgresiones con las

regresiones durante el Eoceno y quedando aislada del mar a -

partir del Priaboniense superior. El relleno termina con gran

des cantidades de materiales molásicos bilaterales que pasan a

palustres y lacustres en el centro de la cuenca.

Actualmente, los terrenos más antiguos afloran al NE

y cerca de los rebordes montañosos y los más modernos al W. En

este mismo sentido se trasladó en el tiempo la umbilicación de

la cuenca y, consiguientemente, los depósitos. Al N. los terre

nos más antiguos quedan cubiertos por los alóctonos pirenaicos,

fosilizados a su vez, en parte, por los más modernos.

Se ha considerado conveniente la adopción de unas su-

perficies isócronas convencionales coincidentes las tres prime

ras con regresiones marinas muy caracterizadas y bien datadas:

As¡ la A coincide a grandes rasgos con la base de la formación

Pontils y representa el tránsito Ilerdiense - Cuisiense. La B

representa la base de la formación Bellmunt (en el N.) y sepa-

ra el Luteciense del Biarritziense. La C queda algo por encima

de la regresión intrapriaboniense; representa el paso del Pria

boniense al Sannoisiense y deja entre este paso y la regresión

la formación salina de Cardona.

As¡ termina el período de sedimentación Eocena de fa-

cies rojas continentales alternando con marinas, diacronas am-

159. -

bas de N a S. La isocrona D que separa el Sannoisiense del Stam

piense lo hace con materiales continentales a techo y muro.

Las formaciones continentales rojas del primer grupo -

son: el nivel de Mediona y el Garumnense pirenaico , bajo la pri

mera transgresión; el Grupo Pontils y la parte baja de los con -

glomerados de Montserrat y St. Llorenc de Munt entre la primera

y segunda transgresiones. Al comienzo de la segunda regresión,

en el surco pirenaico, se interponen las facies rojas de la for-

mación Bellmunt que se acuñan sl S y W.

Sobre la segunda regresión se deposita la Formación -

Salina de Cardona que es cubierta de manera contínua durante -

el Oligoceno por las molasas de Solsona de procedencia pirenai

ca al Norte y por las de Artes al Sur, rojas y de procedencia -

catalánide. En el centro se desarrollan las facies lacustres -

carbonatadas que son,en relevo vertical: Calizas de Aguilar , -

Calizas de San Ramón y Calizas de Tárrega que se extienden has

ta Mequinenza. Los yesos de Barbastro constituyen el relevo -

hacia arriba y hacia poniente de la Fm. salina de Cardona.

Las facies continentales, en los rebordes, son conglo

meráticas; masivamente en el pirenaico y de modo disperso en el

catalánide, con arreglo a la diversa magnitud de las surreccio

nes que las generan.

En el cuadro que sigue se trata de resumir todas las

formaciones continentales así como sus características más im-

portantes. Se debe advertir que, dada la imbricación de las dis

tintas unidades, la posición relativa dentro de los espacios -

de tiempo no es la que figura en el cuadro.

160.-

LEdad

S ucr• toa 1 Frmino Comprensivo

- Cl r1DRO REti U MEN DE LA -, I- (IRMAC 1 HH\E- COM1\ENI'ALLS -

t itidad local

r

-C

Cg. I)E COMIULS

Mo. de UKt.Ei L

CM. DE 13ERGA

N. : ?1t). DE

CALIZAS DE l'ARRI-AsA

Mu. DE ARIES

(Cg. de Berga)

C.L. DL '-A\Ail ( .)A

YESOS DE BARBAS [RO'ALE- DE CARDONA

N.: MOL ASAS DE BEL 1. -Ml\1. ........

S.: Cg. DL '1Uhi'SERRA I

Y S 1 . LLttRE\c.

1;R11 1 rn 1'ri\11L•'

N. : 1- rn . 1 RE; 't F'

:-N .: \ 1\ I I I)E NiE D I r i\ A

Cg. de Os de Bala -Eur'r' •....

C:. L . de Asint.lt y-Sal.)les de Agramunt

Cg. de Busa y de -Lorci.

-Cal izas Panadella(-L igni to. Calaf )-Calizas de Aleny(-Lignitos Ba.sses )-Calizas Agu i.lar•

-Mu.Clar lana-jarreaMo.Prats del ReyCg. Gr•evalti.;a(•g. Bellpr•at..................

Cg. tic' la i)uar•t......

Capa de for•á

Yesos de uder►a

-Mu. de Alpens-Mo. (le Vi-lada

(Cg. de Muntser•rat )

Mo.de Vacar irse.Mu. de St;.Mar•ti -:1 .(Mo. de P(> nt. il:-� )

Cu l. ur•Ocretkcr•e. . . . . . . . .

Rt,j izas(grises )

t)c. r r..

Gr• i ;es

ro•j i ia,

gi• ises

r•ojt,-.

grises

grises

grises

( 1,1 _-. i 1 i r a_

1. i t.ar't•rr i t.a•�

itarenitas...........

L i t,ar• etil tas

F el despát i-

e a .

1_it:ar•ruit.a

(L it.ai ' enrt.as

f el (lespát. i -ea,.)

1itarenitasfeldespát. i-ea-;.

1 i yBrechas YCurrglumcrad1t...... .....

Areniscas y 1 imo-litas (arihidritasmargas , sales y -cal car es i t w-,)................

Conglomerados, a inucas y 1 imol i-as.

Marga, calizas,arcillas (lignituareniscas).

Areni,.cas, l imol itas y couglumar•a-dos.

lit. f'eld.

1¡ t . feld.

evapor• ita.;..... ...

i tarenitas

congl omerados

arenisca-. rnar•gas

y calcaren i t as

Sales, yesos;an-h}dr•jlas .....

aren i .cas, l inrul i

pr•oxima l

lacast. re

lagunar-evapovít ictt......

r,.ja

rojas

1 acie�

C unospr•ox i ma 1 es

di. ,l.al-al uvial (Lacus-tre-lagunarevap.) ..............

Putix ¡males, medios y dista-les.

Lacustre car-

hwnatada (pa

1u;tre)

medias- cl i .-.t ales.

C t rrurs medios yta.;, lut:. itas;

conglt�mer atlos

dist ales;

proxi ma 1 es

1. i 1•at'Cnlt•a F, ait - del t as......

arcosas 1í- areniscas y conglt medios-dist at icas merados (cal izas y 1 e

yeso. ) (latturar' 1

lutitas , areniscas t t,uos dista-arco.-as 11-

y cong lome.rados. Eet icas

g

i6i.-

7.3. GEOMETRIA Y ESTRUCTURA.

La geometría de la Depresión se ha presentado sobre -

todo de forma gráfica. Para ello se han confeccionado los mapas

de isobatas de cada una de las superficies isócronas estableci-

das. A partir de ellos, por superposición, se han obtenido los

mapas de isopacas de las unidades comprendidas.

La unidad entre B y C ha presentado bastante compleji

dad al realizar el cálculo de las isopacas, por lo que se ha -

resuelto en tres mapas: el primero contempla las potencias, en

tre B y C, como se presentan actualmente; el segundo pretende

representar las potencias de materiales continentales superio-

res a la regresión intrapriaboniense en forma deposicional, es

decir restando el efecto halocinético; el tercero se refiere a

los materiales continentales por debajo de la formación salina.

El detalle que reflejan los planos se puede resumir -

en:

- Las superficies isócronas descienden hacia el NW.

- La máxima umbilicación se desplaza del NE al WSW.

- Las potencias para las unidades superiores, con apor

tes bilaterales, aumentan hacia el WNW; para las uni

Jades inferiores aumentan hacia el área fuente (Pi-

rineos o Catalánides).

- La sedimentación de las unidades superiores es si-

niiiltánea con la halocinesis de las sales subyacen-

tes, y con el diapirismo de los yesos.

En cuanto a la estructura, hay que distinguir: la tec-

162.-

x

tónica del Preterciario , la de los rebordes y la del interior

de la cuenca.

La primera es muy escasa salvo una serie de fallas de

desgarre en dos sistemas (NW-SE para el S; y NE-SW para el N).

La tectónica del reborde pirenaico es fundamentalmente

cabalgante con bloques cada vez más avanzados hacia el S.(según

se desplaza a poniente) actuando según el sistema de desgarre -

citado, siendo de magnitud suficiente para recubrir el Tercia-

rio autóctono en decenas de kilómetros (Montsec).

La tectónica del reborde S, suave en su parte NE, se

vá resolviendo en bloques más desplazados al N. cuanto más al

W. pero sin la magnitud del reborde pirenaico.

La secuencia de los movimientos para ambos rebordes,

parece de E a W y de S a N.

La tectónica del interior de la cuenca es fundamental

mente salina y sinsedimentaria según tres pisos estructurales:

- Suprasalino

- Salino - yesífero

- Eoceno marino y unidades continentales intercaladas.

El piso inferior se pliega, sobre todo, en función de

los empujes pirenaicos que actuaron sobre niveles de despegue -

(anhidritas, margas y ttgarumniense't), dando, al NE, un apreta-

do sistema EW por abombamiento de la zona axial.

El superior, disarmónico al inferior, se pliega sinse

163.-

dimentariamente según va actuando la halocinesis, sobre las sa

les y yesos, dando anticlinales de fondo plano y sinclinales -

que actuan como surcos sedimentarios.

En el inicio de la halocinesis, para el que una poten

cia suficiente basta, no parece ajena la tectónica de desgarre

así como los empujes pirenaicos de las fases intrasannoisienses.

Del efecto combinado y consecutivo resultan los sistemas de plie

gues de los cuales el NE-SW y el gran anticlinal del Llobregat

son los más notables.

f

s

164.-

7.4. MEDIOS CONTINENTALES

El estudio de los medios sedimentarios se ha fundamen

tado en el principio del actualismo y en base a las observacio

nes sobre 54 columnas y varios registros petroleros, así como

a observaciones directas sobre el campo.

En resumen, los medios distinguidos son:

1

01

c� •0 .0 proximales

ó &D•r o

conglomerados

"debris flows"

"sheet floods"

"fan-deltas"

CONOS ALU rmedios

VIALES. Í "lag deposits"distales = molasas s.s.

"trough dep."ó H (llanura aluvial)•,• s, - - - - - - - - "point bars"b

"over-banks"

"leveestt

1 MEDIOS LACUS

TRES Y DE "LA

GOON"

- lacustre detrítico

o- lacustre detrítico carbonatado

mo mó0 - lacustre carbonatadoaa)

- lacustre carbonatado-lagunar evaporítico(t ovnaca o - lagunar evaporítico

r*

165.-

La expresión de todo ello aparece, en parte, en la -

leyenda de los mapas litoestratigráficos para los materiales -

aflorantes. En cuanto a la extensión que estos ambientes tuvie

ron en el tiempo, se ha intentado representar en los mapas --

apropiados; siempre con la necesidad de simplificar para perio

dos de tiempo demasiado prolongados.s

La evolución en el tiempo de los ambientes también se

divide en dos conjuntos superior e inferior a la regresión in-

trapriaboniense:

Los inferiores representan secuencias proximal - dis

tal que se precipitan en el mar. Trás el período evaporitico-

consiguiente a la gran regresión, los aportes son bilaterales

concurriendo y dispersándose en un medio lacustre endorreico -

central.

La distribución sinóptica de los medios según las un¡

dades se ha intentado en el cuadro al final de 7.2.

i

1 66.-

7.5• PETROLOGIA.

Dentro de este capítulo, se ha estudiado la clastici-

dad de las unidades cronoestratigráficas adoptadas refiriéndo-

la a porcentajes de:

Areniscas y conglomerados

Areniscas y conglomerados contenidos en bancos de -

espesor mayor de 5m.

Calizas (eventualmente con anhidritas).

La presentación se hace en mapas de isoporcentajes pa

ra cada unidad.

Las areniscas se han estudiado petrográficamente so-

bre las láminas delgadas, representando las variaciones de com

posición, fábrica, madurez y procedencia por mapas de isoconte

nidos de las medias para cada unidad. Además se han clasifica-

do según MC. BRIDE por unidades y secciones. También se ha es-

tudiado la diagénesis sufrida.

Para los materiales aflorantes se ha hecho un estudio

de color con representación gráfica.

Por último, sobre 87 muestras se ha estudiado la varia

ción del contenido en materia orgánica.

Aunque ningún resumen es mejor que los planos y figu-

ras en que se han representado las variaciones, además de lo -

señalado en el cuadro al final de 7.2., se pueden destacar los

siguientes aspectos:

c

167.-

- Se presentan contenidos de componentes dominando -

los granos de rocas carbonatadas, cuarzo, feldespa-

tos y rocas metamórficas; por este orden.

- La clasificación de las areniscas es fundamentalmen

te de litarenitas, dominando las desviaciones fel--

despáticas (ocasionalmente arcosas líticas) en los

materiales procedentes de los catalánides y del ENE

pirenaico.

- Escasa presencia de materiales ferruginosos tanto -

en esqueleto como en cemento; siendo más notable su

presencia (y por tanto el color rojo consiguiente)

en las unidades de procedencia catalánide y del ENE

pirenaico.s

- Cemento carbonatado muy dominante; textura de esque

leto denso; porosidad baja; tamaño de arena media y

heterometría baja; generalmente granos subangulosos.

- La porosidad aumenta: hacia las unidades inferiores,

hacia los materiales "catalánides'I y en las facies -

proximales.

- Las areniscas son, dominantemente, facies oxidadas -

(colores ocres y rojos) excepto en las litofacies de

trítico-carbonatadas intercaladas en la Fm. Tárrega

que presentan las únicas anomalías mineralogénicas -

conocidas: lignitos uraníf eros. Otras excepciones se

encuentran en el grupo Pontils, C g. de Bellprat y a

techo y muro de Fm. Bellmunt.

168.-

- La removilización epidiagenética, dada la baja per-

ineabilidad, tiene poca importancia salvo en las zo-

nas intensamente fracturadas (ej. Calaf).

- A partir del Priaboniense, comienza a caracterizar-

se un surco de transporte de material distal catalá

nicle según un eje Pons-Solsona-Llucanes; dando ca-

rácter muy feldespático a las litarenitas de la Fm.

Solsona que afecta. Esta bifurcación se acentúa con

el diapirismo de la formación salina - yesífera com

plementándose, posteriormente, con otra sobre el -

eje Copons - Tarroja - Urgell.

- Las variaciones de los componentes petrográficos -

son concordantes con la hipótesis evolutiva de la -

Cuenca y las direcciones de aporte medibles.

- El color, que parece fundamentalmente heredado, ex-

cepto los grises, está en íntima relación con la -

procedencia de los materiales.

- La materia orgánica se encuentra, exclusivamente, -

en litofacies lacustres o lagunares.

C

1 69.-

X

4

7.6. EVOLUCION DE LA CUENCA.

Sobre una superficie preterciaria poco deformada y --

descendente hacia el NW los movimientos finicretácicos deposi-

tan, en el reborde norte, la facies "Garumniense" y en el S. -

el discontinuo nivel de Mediona (Ilerdiense).

Estos depósitos quedan cubiertos por la primera trans

gresión eocena que, partiendo de un surco E-W, al norte de Ri-

poll-Olot, y desde el Ilerdiense inferior, se precipita sobre

el Sur.

Al final del Ilerdiense se retira y el primer levanta

miento de los catalánides deposita las facies conglomeráticas

de Pontils - Montserrat - St. Martí Sacalm.

Al tiempo, en el surco N. continuó el depósito marino

cíe modo ininterrumpido. LLegado el Luteciense, el surco se vuel

ve a desbordar, invadiendo de nuevo el Sur con apogeo en el Bia

rritziense.

Coincidiendo con la máxima transgresión, emergen los-

Pirineos., desplazando el surco marino al S. y depositando en -

su lugar (sobre el flysch luteciense), las facies rojas de Bell

munt. Al S. continuan los depósitos marinos que se indentan con

los "fan-deltas" de Montserrat; marcando así el inicio de los -

depósitos bilaterales.

En el Priaboniense medio, se produce la gran regresión

con la erección del arrecife de Tossa; comienza el depósito de

las sales, continuado en los yesos cuando el aislamiento se com

pleta y marcando el desplazamiento de la umbilicación al W. y -

del surco a posición subcentral.

170.-

t

Al comienzo del Sannoisiense, se inicia el plegamiento

halocinético de las sales. Los aportes continentales bilatera-

les se confinan a ambos lados del eje de Sanahuja, quedando las

facies lacustres adosadas al flanco S., por la menor entidad de

los levantamientos catalánides.

Con sucesivos depósitos de megaciclos: proximal-distal

palustre-lacustre regulados por dos fases tectónicas se conti-

nua el depósito continental durante todo el Sannoisiense, e in

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