Estudi geològic del vessant sud del Pirineu oriental i central ...

Estudi geològic del vessant sud
del Pirineu oriental i central.
Evolució cinemàtica en 3D.
Jaume Vergés i Masip
Novembre 1993

Aquest document pdf es una modificació del treball de tesi doctoral d’en Jaume Vergés Masip realitzat l’any
1993, dirigit pels doctors Josep Anton Muñoz i Pere Santanach de la Universitat de Barcelona, el cual va ser
publicat posteriorment per l’ Institut Cartogràfic de Catalunya l’any 1999.
Tesis Doctoral original: Vergés, J. (1993). Estudi geològic del vessant sud del Pirineu oriental i central.
Evolució cinemàtica en 3D. Tesi doctoral Universitat de Barcelona, 203 pp.
Publicación: Vergés, J. (1999). Estudi geològic del vessant sud del Pirineu oriental i central. Evolució
cinemàtica en 3D., Servei Geològic, Monografia Tècnica, n. 7, 192 pp.
http://www.ictja.csic.es/edt/gdl/jverges/jverges.htm
http://www.ictja.csic.es/edt/gdl/GDL.HTM
Ogern..Altés..Bassella..Tragó..Oliana
...que gran és el món!
Frase d'un buscador rural d'antigalles oïda per en Xavier Bosch a l'Hostal de Bassella un
capvespre de primavera de l'any 1989.

Índex
Índex 3
Agraïments 7
Resum 8
Resumen 10
Abstract 12
Introducció i mètode de treball 14
Introducció 14
Evolució alpina del marge NE d’Iberia 17
Escurçament i geometria cortical del Pirineu 18
La divisió estructural de la serralada del Pirineu 22
Estratigrafia 25
La taula del temps geològic utilitzada en aquest treball 27
Xarxa de talls geològics i mètode utilitzat 29
Direcció de transport tectònic 29
Anàlisi geomètric dels plecs associats a encavalcaments 30
Mètodes geomètrics de dibuix dels talls geològics 31
Mètodes de restitució dels talls geològics 31
Datació de les estructures tectòniques 32
Velocitat d'escurçament 33
Situació dels talls geològics de la xarxa 34
Talls geològics compensats en zones de rampes obliqües 34
Llegenda dels talls geològics 34
Descripció de la xarxa de talls geològics 37
Tall compensat J-1 (Mantell del Cadí a l'E del riu Freser) 37
Avantpaís no deformat 37
Avantpaís deformat 37
Mantell del Cadí 37
Antiforme del Freser 38
Tall restituït J-1 38
Discussió del tall restituït 39
Escurçament 39
Datació del sistema d'encavalcaments 40
Velocitat d'escurçament 40
Discussió de l'escurçament 40
Tall compensat J-2 (Mantell inferior del Pedraforca a la transversal del riu Llobregat) 42
Mantell inferior del Pedraforca 42
Mantell del Cadí 43
Tall restituït 43
Escurçament 43
Velocitats d'escurçament 44

Tall compensat J-3 (Massís del Pedraforca-Montserrat) 46
Avantpaís no deformat 46
Anticlinal d'Oló-Callús 46
Anticlinal de Súria 47
Anticlinal de Cardona 47
Anticlinal de Puig-reig 47
Interpretació de l'estructura de l'avantpaís deformat 49
Mantell del Cadí 49
Estructura profunda del mantell del Cadí 51
Estructura del mantell inferior del Pedraforca 52
Estructura del mantell superior del Pedraforca 53
Discussió de l'estructura del mantell superior del Pedraforca 55
Tall restituït J-3 55
Límits de les roques mesozoiques 55
Escurçament 56
Velocitat de l'escurçament 56
Lligam amb les unitats del basament: l'estructura profunda i l'escurçament 57
Tall geològic J-4 (Can Pubill-Cloterons) 61
Mantell superior del Pedraforca 61
Mantell inferior del Pedraforca 61
Mapa de línies d'entroncament 61
Mantell del Cadí 62
Turó de Can Pubill 62
Discussió de l'escurçament 63
Tall geològic J-5 (Acabament occidental del mantell del Cadí) 65
Avantpaís 65
Mantell del Port de Comte 65
Mantell del Cadí 67
Mantell de les Serres Marginals 67
Mantell de Bóixols 67
Mantell del Montsec de Tost 67
Discussió de la unitat del Montsec de Tost 69
Escurçament i restitució 69
Tall geològic J-6 (Extrem occidental del mantell del Port del Comte) 71
Avantpaís (anticlinal d'Oliana) 71
Mantell del Port de Comte 71
Mantell del Montsec 71
Mantell de Bóixols 72
Tall compensat J-7 (anticlinal d'Oliana) 74
L'avantpaís no deformat 74
L'avantpaís deformat 74
Anticlinal d'Oliana 76
Unitat Sudpirinenca Central 78
Serres Marginals 78
Mantell del Montsec 79
Mantell de Bóixols 80
Discussió de l'estructura profunda del mantell de Bóixols 82
Discussió de l'estructura profunda del tall J-7 82
Tall restituït i escurçament: aproximacions successives 82
Escurçament 84
El front d'encavalcament pirinenc: relació amb els sediments sintectònics 86

Sedimentació fluvial sintectònica: datació dels materials 87
Datació de les estructures 88
Lligam amb les unitats del basament 88
Velocitat de l'escurçament 89
Tall geològic J-8 (Montsec-anticlinal d'Oliana SW) 91
Avantpaís autòcton 91
Sinclinal de Bassella 91
Anticlinal d'Oliana 91
Unitat Sudpirinenca Central 92
Serres Marginals 92
Mantell del Montsec 92
Escurçament 92
Tall geològic J-9 (anticlinal d'Oliana i conglomerats de Comiols) 94
Avantpaís 94
Anticlinal d'Oliana 94
Serres Marginals i Montsec 94
Conglomerats de Comiols 94
Tall geològic J-10 (anticlinal d'Isona) 97
L'autòcton 97
Dúplex d'Oliana 97
Mantell del Montsec-Anticlinal d'Isona 97
Tall geològic J-11 (Bóixols-Artesa del Segre) 99
L'avantpaís autòcton 99
Avantpaís deformat 99
Unitat Sudpirinenca Central 101
L'encavalcament de Montargull 101
Mantell del Montsec-anticlinal d'Isona 102
Estructura profunda de l'anticlinal d'Isona 102
Conglomerats de Comiols 102
Marge oriental de la Unitat Sudpirinenca Central 104
Datació de les estructures 106
Escurçament i velocitat de l'escurçament 106
Tall compensat J-12 (ECORS Pirineus-Les Nogueres-Rubió) 108
Avantpaís 108
Unitat Sudpirinenca Central 108
Mantells de les Serres Marginals 108
Mantell del Montsec 109
El Paleogen de la serra de Campanetes 109
Mantell de Bóixols 109
Conglomerats de Collegats 110
Les Nogueres i l'encavalcament de Morreres 110
Escurçament 110
Comparació amb els talls publicats del perfil ECORS 111
Tall compensat J-13 (La Noguera Pallaresa) 114
Avantpaís deformat 114
Unitat Sudpirinenca Central 114
Làmina tectònica de Sant Llorenç de Montgai 114
Làmines tectòniques de Sant Salvador 115
Làmina de Mont-roig i sinclinal d'Ager 116

Mantell del Montsec 117
Discussió de l'estructura 117
Tall restituït J-13 i reconstrucció a partir dels mapes palinspàstics 118
Escurçament 119
Datació de les estructures i velocitat d’escurçament 119
Tall geològic J-14 (E-W, Artesa del Segre-Sant Jordi) 121
L'avantpaís 121
Serres Marginals: sinclinals de Sant Jordi i Boada 121
Làmines de Rubió i Montsonís 121
Làmina d'Artesa del Segre 121
Escurçament 121
Discussió de l'estructura 121
Tall geològic J-15 (Port del Comte) 124
Interpretació de l'estructura profunda dels l'anticlinals d'Oliana i de Puig-reig 124
Mantell del Port del Comte 126
Interpretació de l'estructura tardana del mantell del Port del Comte i del límit
nord entre el Pirineu oriental i el central 126
Discussió i conclusions 129
Mapes palinspàstics 129
Restitució al Paleocè superior abans de 55 Ma 130
Restitució durant l'Eocè inferior entre 55 i 51 Ma 133
Restitució al Lutecià mitjà (47 Ma) 136
Restitució al Priabonià inferior (37.2 Ma) 139
Restitució entre el Priabonià-Oligocè inferior (34.4 Ma) i el Rupelià-Catià (28.7 Ma) 142
Discussió i conclusions del marge oriental dels mantells del Pedraforca i
de la Unitat Sudpirinenca Central 145
Discussió i conclusions de l'orogen pirinenc: Escurçament i tectònica de plaques 150
Referències bibliogràfiques 153
English figure captions 166
New references 179

Agraïments
El present treball s'ha realitzat gràcies als contractes de cartografia signats amb el Servei Geològic de
Catalunya. Vull agraïr per tant, al Servei Geològic de Catalunya i en especial al seu director, en Cai
Puigdefàbregas, l'ajuda prestada. També agraeixo la intensa col·laboració d'un gran nombre d'investigadors i
amics. Molts d'ells, els meus directors particularment, m'han donat idees que estan més o menys
desenvolupades en el present treball. La llista d'agraïments és en ordre alfabètic. Espero no deixar-me ningú.
Moltes gràcies a tots.
Aguado, Lurdes
Alonso, Juan Luís
Anadón, Pere
Arbués, Pau
Barberà, Xavier
Bentham, Peter
Berástegui, Xavier
Bosch, Xavier
Burbank, Douglas
Busquets, Pere
Canals, Miquel
Casas, Albert
Casas, Josep Maria
Caus, Esmeragda
Cirés, Jordi
Clavell, Eduard
Colombo, Ferran
Corregidor, Jordi
Cuevas, José Luís
Dinarès, Jaume
Estrada, Rita
Etxegarai, Ramón
Flinch, Joan
Freixes, Antoni
Friedmann, Julio
García-Senz, Jesus
Gimenez, Jordi
Gorga, Natalia
Guimerà, Joan
Hogan, Felipe
Lienas, Laura
Losantos, Cristina
Losantos, Mariona
Lozano, Matias
Malló, Anna
Màrquez, Mar
Martí, Glòria
Martínez, Albert
Marzo, Marià
Masana, Eulàlia
Mató, Emili
McClay, Ken
Meigs, Andrew
Meigs, Sarah
Mellere, Donatella
Muñoz, Josep Anton
Muñoz, Juan
Parés, Josep Maria
Pereira, Michele
Poblet, Josep
Pocoví, Andreu
Pueyo, Juan José
Puigdefàbregas, Cai
Pujadas, Jordi
Querol, Ramon
Reguant, Salvador
Riba, Oriol
Rivero, Lluís
Roca, Eduard
Sàbat, Francesc
Sàez, Alberto
Salvany, Josep Maria
Samsó, Josep Maria
Sánchez, Antonio L. (SúriaK)
Sánchez, Fernando (Shell)
Sans, Maura
Santanach, Pere
Santaulària, Teresa
Saula, Eloi
Séguret, Michel
Soler, Miquel
Taberner, Conxita
Teixell, Antoni
Tosquella, Josep
Valle, del, Joaquín
Van Eeckhout, Joan August
Vicens, Enric
Zamorano, Manel

Resum
8
La serralada del Pirineu tal com la veiem ara, és el producte d'una evolució complexa que engloba etapes
prèvies a la col·lisió (tardihercínianes i mesozoiques), l'estructuració durant la col·lisió continental des del
Cretaci superior (aprox. 84 Ma) fins a l'Oligocè o Miocè (aprox. 30 i 24 Ma) a la transversal estudiada, i
finalment els processos extensionals neogens superposats a tots els anteriors.
Un del problemes no resolts del vessant sud dels Pirineus es el d'entendre els lligams geomètrics i temporals
entre el Pirineu oriental i central al llarg de la rampa oblíqua del Segre. Aquest estudi proposa una restitució
en 3 dimensions que proporciona un nou model cinemàtic per a l'àrea estudiada. La restitució en 3 D està
basada en la integració de les dades geològiques de camp, dels sondeigs i de les línies sísmiques en una
xarxa de 15 talls geològics paral·lels i normals a la direcció N-S del transport tectònic. El resultat principal és
el d'una base de dades estructural consistent del sector oriental i central del vessant meridional del Pirineu
que permet presentar un model cinemàtic geomètricament coherent i geològicament possible. A més s'ha
prestat una especial atenció a la quantificació dels processos geològics. La seva datació ha estat un esforç
important dins de l'anàlisi estructural realitzada.
Els talls geològics descrits a la memòria representen el producte final d'una primera fase a l'escala de la
transversal, on s'introdueix informació en 2 dimensions (2 D). Una segona fase consisteix en la interconnexió
dels talls i la comparació amb els mapes obtenint un model en 3 D format per la xarxa de talls geològics i els
mapes palinspàstics. El fet que el factor temps estigui àmpliament controlat introdueix la quarta dimensió.
La discussió i les conclusions obtingudes de l'estudi tectònic del vessant sud del Pirineu oriental i central s'ha
separat en tres apartats: 1) els mapes palinspàstics que presenten una evolució regional del conjunt, 2) el
marge oriental dels mantells del Pedraforca i de la Unitat Sudpirinenca Central, que presenta una
interpretació geomètrica i temporal d'acord amb totes les dades presentades i que permet lligar el Pirineu
oriental i el central, i 3) el lligam amb la tectònica de plaques que presenta unes conclusions més globals.
1) Evolució del sistema d'encavalcaments i conques d'avantpaís del Pirineu oriental i central: La
inversió tectònica positiva de les conques extensionals mesozoiques i el seu posterior transport tectònic cap
al sud condicionà la geometria irregular dels mantells de corriment superiors (Pedraforca i Unitat
Sudpirinenca Central) i també la dels seus límits (encavalcament del Segre). Aquesta forma irregular fou
condicionada per l'extensió de les conques del Triasic i del Juràssic(?) més que per la del Cretaci superior. La
restitució de les conca mesozoica al nord (pirinenca) i al sud (catalànide), al final del Paleocè (~55 Ma),
deixà una zona intermèdia on afloren les roques del basament que foren l'àrea font de les conques paleocenes
situades a les zones externes del Pirineu (conca d'Àger). L'escurçament durant aquest període es realitzà per
la inversió tectònica de les conques formades durant el Cretaci inferior (mantells de Bóixols i superior del
Pedraforca).
Durant el període corresponent a l'Eocè inferior (55-51 Ma) els límits dels diferents elements geològics
descrits anteriorment mostren poques variacions. L'activitat tectònica més important fou el desplaçament del
mantell del Montsec i la formació del sistema de plecs i encavalcaments que deformaren el mantell inferior
del Pedraforca, al Pirineu oriental, i el mantell de les Serres Marginals, al Pirineu central. La conca
d'avantpaís de Ripoll, situada al sud del mantell inferior del Pedraforca i a l'est de la Unitat Sudpirinenca
Central, mostra una direcció general ENE-WSW. La conca de Ripoll es paral·lela a la conca de Tremp,
situada a cavall de la Unitat Sudpirinenca Central. La continuació oest de la conca de Ripoll se situava sobre
el que actualment són les unitats de les Serres Marginals.
Aproximadament a partir de 51 Ma hi ha un un canvi d'estil tectònic des dels plecs desenganxats per sobre
del Keuper, descrits a l'etapa anterior, fins al transport cap al sud de totes les estructures prèvies per sobre
d'un encavalcament basal tallant en rampa les sèries eocenes del bloc inferior. L'avanç cap al sud dels
mantells del Pedraforca i de la Unitat Sudpirinenca Central confinà la conca de Ripoll on es dipositaren
gruixos considerables d'evaporites. L'encavalcament del Pedraforca (al Pirineu oriental) quedà blocat i fou
fossilitzat pels dipòsits de la Fm. de Coubet (~47 Ma) a l'acabament oriental del mantell. Amb posterioritat
al bloqueig de l'encavalcament del Pedraforca, l'escurçament es va tranferir al de Vallfogona que transportà
els mantells del Pedraforca a cavall del del Cadí.

9
Amb posterioritat als 47 Ma, l'encavalcament de Vallfogona s'entroncà amb l'encavalcament Sudpirinenc (el
frontal de la Unitat Sudpirinenca Central) a l'oest del mantell del Port del Comte. La reconstrucció efectuada
als 37.2 Ma indica que el front de la Unitat Sudpirinenca Central se situava en contacte amb el marge nord de
la conca salina de Cardona. Actualment, la conca salina continua cap a l'oest per sota de la Unitat
Sudpirinenca Central fins que es tallada per l'encavalcament Sudpirinenc, passant a formar part del bloc
superior d'aquest i aflorant a la zona de Navarra on les sals se situen en el mantell de Jaca-Pamplona.
Durant l'etapa final corresponent a l'Eocè superior-Oligocè inferior (34.4-28.7 Ma), els anticlinals de Puigreig
i d'Oliana s'han considerat l'un continuació de l'altre i formats seguint el marge nord de les sals de la Fm.
de Cardona, amb una direcció ESE-WNW. L'extrem occidental de l'anticlinal d'Oliana se situava en el bloc
inferior de l'encavalcament Sudpirinenc. El desplaçament de la Unitat Sudpirinenca Central cap al sud girà
l'anticlinal en sentit antihorari ~350 . La deformació de l'avantpaís de l'Ebre (sistema de plecs de Súria i
Cardona) elevà considerablement la suau topografia existent fent migrar la conca lacustre al sudoest del
retro-encavalcament de Sanaüja.
D'acord amb el lligam que s'ha establert entre els mantells de la cobertora i les unitats del basament, els
mantells del Pedraforca s'emplaçaren conjuntament amb la unitat de les Nogueres fins als 47 Ma. Aquesta
gran unitat dels mantells del Pedraforca, Unitat Sudpirinenca Central i les Nogueres s'arrela a
l'encavalcament de Soldeu-Lanou.
2) Geometria i evolució del marge oriental de la Unitat Sudpirinenca Central (encavalcament del
Segre). Comparació amb el marge occidental de la Unitat: El marge oriental dels mantells del Pedraforca
i Unitat Sudpirinenca Central mostra una evolució continua en el temps. Durant aquesta evolució, el marge
fou sempre emergent i sotmès a erosió. Diferents segments del marge foren blocats al llarg de l'evolució
iniciant-se el procés al nord i acabant al sud, en la part més externa d'aquest. El marge oriental del mantell
del Pedraforca fou actiu fins als 47 Ma, l'encavalcament del Segre per sobre de l'anticlinal d'Oliana fins als
34 Ma i el segment meridional de l'encavalcament Sudpirinenc a la zona d'Artesa del Segre fins als ~32 Ma.
Aquesta evolució del marge oriental de la Unitat Sudpirinenca Central, emergent i erosiva, contrasta amb la
del marge occidental on s'observa una àmplia deformació, representada pel sistema de plecs de direcció ~N-
S. Aquesta fou produïda per la propagació cega de l'encavalcament oblic del marge occidental de la Unitat
Sudpirinenca Central (equivalent a l'encavalcament Sudpirinenc). En aquest sentit, la diferent distribució de
les roques mesozoiques als dos marges de la Unitat Sudpirinenca Central controlà que el marge oriental fos
emergent i erosiu i el marge occidental fos cec i acrecional (almenys fins a l'Eocè més superior).
3) Escurçament, velocitats d'escurçament i lligam amb la tectònica de les plaques: Les velocitats
d'escurçament calculades indiquen 3 períodes bén diferenciats, que es poden associar a l'emplaçament dels
diferents mantells pirinencs. Així, la inversió tectònica positiva dels mantells de Bóixols i superior del
Pedraforca es realitzà a una velocitat molt lenta (

10
superior al centre i el Miocè a l'oest de la serralada. A més, la quantitat total de l'escurçament sembla
augmentar cap al centre de la serralada (sector comprès des del tall geològic J-3 al J-13) on s'ha calculat un
total mínim de ~70 km per a les unitats de la cobertora i un total de ~90 km fins a la falla Nordpirinenca.
Una completa reconstrucció de la geodinàmica entre les plaques d'Africa i Europa, però, ha d'incloure les
dades corresponents a l'escurçament dels límits de la placa ibèrica (Pirineus i Bètiques) així com les dades
corresponents a l'escurçament realitzat a l'interior de la placa ibèrica.
Resumen
La cadena del Pirineo tal como se observa actualmente, es el producto de una evolución compleja que
engloba etapas previas a la colisión (tardihercínicas y mesozoicas), la estructuración durante la colisión
continental desde el Cretácico superior (aprox. 84 Ma) hasta el Oligoceno o Mioceno (aprox. 30 y 24 Ma) en
las transversales estudiadas, y finalmente los procesos extensionales neógenos superpuestos a todos los
anteriores.
Uno de los problemas no resueltos de la vertiente sur del Pirineo es el de las relaciones geométricas y
temporales entre el Pirineo oriental y el central, a lo largo del cabalgamiento (thrust) oblicuo del Segre (S,
Fig. 3). Este estudio geológico propone una restitución en 3 dimensiones que proporciona un nuevo modelo
cinemático para la zona estudiada. La restitución en 3D está basada en la integración de los datos geológicos
de campo, de los sondeos y de las líneas sísmicas en una red de 15 cortes geológicos (network of crosssections)
paralelos y perpendiculares a la dirección N-S del transporte tectónico (balanced cross-sections). El
resultado principal es el de obtener una base de datos estructural consistente del sector oriental y central del
sur del Pirineo que permite presentar un modelo cinemático geométricamente coherente y geológicamente
posible. Además se ha realizado un esfuerzo importante en la cuantificación de los procesos geológicos en el
marco del análisis estructural realizado.
Los cortes geológicos descritos en la memoria representan el producto final de una primera fase realizada
a la escala de la transversal, con introducción de la información en 2 dimensiones (2D). Una segunda fase
consiste en la comparación de la geometría de diferentes cortes, que junto con los cortes y mapas restituidos
permite obtener un modelo en 3D formado por una red de cortes geológicos y de mapas palinspásticos
(restored cross-sections and maps). El control del factor tiempo introduce la cuarta dimensión en el modelo.
La discusión y las conclusiones obtenidas del estudio tectónico de la vertiente sur del Pirineo oriental y
central se han separado en tres apartados: 1) los mapas palinspásticos que presentan una evolución regional
de conjunto; 2) el margen oriental de los mantos de corrimiento (thrust sheets) del Pedraforca y de la Unidad
Surpirenaica Central (P y USC, Fig. 3), que presenta una interpretación geométrica y temporal de acuerdo
con los datos presentados y que permite ligar el Pirineo oriental y central; 3) la comparación de los
resultados obtenidos a la escala de la cadena con los resultados a la escala de la tectónica de placas.
1) Evolución del sistema de cabalgamientos y cuencas de antepaís del Pirineo oriental y central.
La inversión tectónica positiva de las cuencas extensionales mesozoicas y su transporte tectónico posterior
hacia el sur condicionó la geometría irregular de los mantos de corrimiento superiores (Pedraforca y Unidad
Surpirenaica Central) y también la de sus límites (cabalgamiento del Segre). Esta forma irregular fue
condicionada por la extensión de las cuencas del Triásico y del Jurásico(?) más que por la del Cretácico
superior (de carácter expansivo). La restitución de la cuenca mesozoica al norte (pirenaica) y al sur
(catalánide), al final del Paleoceno (~55 Ma), indica una zona intermedia en la que afloran rocas del
basamento paleozoico que fueron el área fuente de las cuencas paleocenas situadas en las zonas más externas
del Pirineo como la cuenca de Àger (sedimentary basin). El acortamiento (shortening) durante este periodo
se realizó por la inversión tectónica de las cuencas extensionales del Cretácico inferior, desarrollando los
mantos de Bóixols y superior del Pedraforca (B y P, Fig. 3).
Durante el periodo correspondiente al Eoceno inferior (55-51 Ma), los límites de los diferentes elementos
geológicos descritos anteriormente muestran pocas variaciones. La actividad tectónica más importante fue el

11
desplazamiento del manto del Montsec y la formación de un sistema extenso y poco importante de pliegues y
cabalgamientos despegado a nivel del Keuper (detached fold and thrust system) que deformaron a los futuros
mantos inferior del Pedraforca, en el Pirineo oriental, y Sierras Marginales, en el Pirineo central (SM, Fig.
3). La cuenca de antepaís (foreland basin) de Ripoll, actualmente manto del Cadí (C, Fig. 3), se situó al sur
del manto inferior del Pedraforca y al este de la Unidad Surpirenaica Central, con una dirección general
ENE-WSW. La cuenca de Ripoll fue paralela a la cuenca de Tremp, situada encima de la Unidad
Surpirenaica Central (piggy back basin). La continuación occidental de la cuenca de Ripoll se situó en las
actuales Sierras Marginales.
Con posterioridad a los 51 Ma se produjo un cambio del estilo tectónico de los pliegues despegados,
descritos en la etapa anterior, al transporte tectónico hacia el sur de todas las estructuras previas por encima
de un cabalgamiento basal (basal thrust) que cortó mediante una rampa de poco ángulo a la serie eocena del
bloque inferior (footwall ramp). El avance hacia el sur de los mantos del Pedraforca y de la Unidad
Surpirenaica Central cerró parcialmente la cuenca de Ripoll en la que se depositaron espesores considerables
de evaporitas (> 1000 m). El cabalgamiento basal del Pedraforca (en el Pirineo oriental) quedó bloqueado y
fue fosilizado por los depósitos de la Fm. de Coubet (~47 Ma). El acortamiento se transfirió al cabalgamiento
de Vallfogona (V, Fig. 3), que transportó a los mantos del Pedraforca en su bloque superior. La transferencia
del acortamiento hacia el cabalgamiento de Vallfogona se realizó mediante una secuencia de bloque inferior
(piggy back sequence of thrusting).
El cabalgamiento de Vallfogona se entroncó (branched) con el cabalgamiento Surpirenaico (el
cabalgamiento frontal de la Unidad Surpirenaica Central, ESP, Fig. 3) al oeste del manto del Port del Comte
(PC, Fig. 3). La reconstrucción efectuada a los 37.2 Ma indica que el frente de la Unidad Surpirenaica
Central se situaba en contacto con la cuenca salina y marina de Cardona. Actualmente, la cuenca salina de
Cardona continua por debajo de la Unidad Surpirenaica Central hasta que queda cortada por el
cabalgamiento Surpirenaico y pasa a formar parte del manto de Jaca-Pamplona en la zona de Navarra (J-P,
Fig. 3).
Durante la etapa final de la compresión, correspondiente al Eoceno superior-Oligoceno inferior (34.4-28.7
Ma), los anticlinales de Puig-reig y de Oliana se formaron paralelos y relacionados con el margen norte de
las sales de la Fm. de Cardona, con una dirección ESE-WNW. El extremo occidental del anticlinal de Oliana
se formó en el bloque inferior del cabalgamiento Surpirenaico. El desplazamiento de la Unidad Surpirenaica
Central hacia el sur giró el anticlinal en el sentido antihorario ~350 (anticline counterclockwise rotation). La
deformación de la cuenca de antepaís del Ebro mediante un sistema de pliegues y cabalgamientos poco
importante y despegado por encima de las sales de la Fm. de Cardona (Cardona salts décollement level),
elevó la topografía del sector produciendo una migración del centro de cuenca lacustre al SW del sistema de
retro-cabalgamientos (back thrust) de Sanaüja y Barbastro-Balaguer (B-B, Fig. 3).
La relación entre los mantos de cobertera y las unidades de basamento, los mantos del Pedraforca se
emplazaron conjuntamente con la gran unidad de basamento de las Nogueras (N, Fig. 3) hasta los 47 Ma.
Esta gran unidad tectónica formada por los mantos del Pedraforca, de la Unidad Surpirenaica Central y de las
Nogueres se enraizó en el cabalgamiento de Soldeu-Lanou (S-L, Fig. 3).
2) Geometría y evolución del margen oriental de la Unidad Surpirenaica Central (cabalgamiento del
Segre). Comparación con el margen occidental de la unidad.
El margen oriental de los mantos del Pedraforca y de la Unidad Surpirenaica Central muestra una evolución
continua en el tiempo. Durante esta evolución continua, el margen fue siempre emergente y sometido a
erosión (emergent and erosive margin). Diferentes segmentos del margen fueron bloqueados iniciandose el
proceso al norte y finalizando al sur, en su parte más externa, aunque con variaciones locales. El margen
oriental del manto del Pedraforca fue activo hasta los 47 Ma, el cabalgamiento del Segre (margen norte de la
Unidad Surpirenaica Central), situado en el bloque superior del anticlinal de Oliana fue activo hasta los 34
Ma y el segmento sur del cabalgamiento Surpirenaico lo fue hasta ~32 Ma. Esta evolución del margen
oriental de la Unidad Surpirenaica Central, emergente y erosiva, contrasta con la del margen occidental
correspondiente al conjunto de pliegues de dirección ~N-S, de Mediano, Boltaña y otros (Me y Bo, Fig. 3).
El desarrollo de estos pliegues fue debido a la propagación ciega del cabalgamiento oblicuo (blind thrust
propagation) del margen occidental de la Unidad Surpirenaica Central. La distribución irregular y oblicua de
las rocas mesozoicas respecto de la Unidad Surpirenaica Central controló el que su margen oriental fuera

12
emergente y erosivo mientras que su margen occidental fue ciego y acrecional, por lo menos hasta el Eoceno
más superior.
3) Acortamiento y velocidad de acortamiento: Relación con la tectónica de placas
El cálculo del valor del acortamiento total y parcial, calculado a partir de los cortes compensados y
restituidos, junto con la edad de los sedimentos sin- y post-tectónicos relacionados con cada una de las
estructuras tectónicas ha permitido calcular las velocidades del acortamiento tectónico en distintas
transversales. Estas velocidades indican 3 periodos bien diferenciados, que se pueden asociar al
emplazamiento de los distintos mantos de corrimiento pirenaicos. Así, la inversión tectónica de los mantos de
Bóixols y superior del Pedraforca se realizó a una velocidad muy lenta (

13
The network of cross-sections shows the varying structure of the southern Pyrenean cover thrust sheets along
the strike for ~150 km from the easternmost cross-section J-1 to the westernmost cross-section J-13. The
evolution, shortening and rates of shortening for the southern Pyrenean thrust sheets can be briefly
summarised as follows:
The positive inversion of the Mesozoic extensional basins and further southward motion restrained the
irregular geometry of the upper and older Pyrenean thrust sheets (Pedraforca and South Pyrenean Unit) and
also their limits (Segre thrust). The Vallfogona thrust branched eastwards with the Segre thrust (South
Central unit) carrying the previously emplaced and blocked Pedraforca thrust sheets on its hanging wall,
after 47 Ma. The eastern margin of the South Central Unit (Segre thrust zone) was emergent to the
synorogenic surface and exposed to erosion throughout its evolution. The western margin was blind and
accretionary during Middle-Upper Eocene. These two contrasting geometries were controlled by the original
disposition of the Keuper décollement level.
Cross-section J-3 shows the most complete geological record for calculating shortening and timing. The total
amount of shortening is ~70 km for the cover thrust sheets. Shortening including all south-directed structures
south of the North Pyrenean Fault is 88.5 km.
During the uppermost Cretaceous-Paleocene time (83-55 Ma), the rates of shortening were extremely low
(

Introducció i mètode de treball
Introducció
14
La serralada del Pirineu és un producte de la col·lisió continental entre les plaques ibèrica i europea durant el
gir antihorari d'Àfrica i Aràbia com a resposta a l'obertura de l'Atlàntic sud (Olivet et al., 1984; Livermore i
Smith, 1985; entre d'altres). Aquesta col·lisió ocorregué des del Cretaci superior (aprox. 84 Ma) fins a
l'Oligocè o Miocè (aprox. 30 i 24 Ma) segons de la transversal estudiada (Puigdefàbregas i Souquet, 1986;
entre d'altres). Durant aquest període de temps, els diferents mantells de corriment que constitueixen el
vessant meridional de la serralada i la conca d'avantpaís associada es deformaren i superposaren segons
geometries, seqüències i duració dels events pròpies de cada transversal (Puigdefàbregas et al., 1992; entre
d'altres). Tot i la importància dels esdeveniments esmentats, la serralada del Pirineu tal com la veiem ara, és
el producte d'una evolució complexa que engloba etapes prèvies a la col·lisió (tardihercínianes i
mesozoiques), l'estructuració durant la col·lisió continental, i finalment els processos extensionals neogens
superposats a tots els anteriors.
Els grans trets de la geologia moderna del Pirineu han estat establerts en nombroses monografies i articles a
partir dels treballs estructurals (Séguret, 1972; Garrido-Megías, 1973; i Choukroune, 1976) i estratigràfics i
sedimentològics (Souquet et al, 1975; i Puigdefàbregas, 1975), àmpliament comentat a Fontboté (1991). La
geometria de l'escorça es coneix a partir dels estudis de geofísica (Gallart, 1981; i Daignières et al., 1982;
entre d'altres) i del tir del perfil de sísmica de reflexió profunda ECORS Pirineus, als anys 1985 i 1986
(Choukroune et al., 1989; Roure et al., 1989; i Muñoz, 1992; entre d'altres). Tot i amb la informació
subministrada pel perfil ECORS les interpretacions de la geometria profunda continuen essent variades
(Capítol 1). D'aquestes, la interpretació de Muñoz (1992), presenta un tall compensat i restituït a escala
crostal i un valor d'escurçament total de 147 km per a l'escorça superior desenganxada per sobre d'un nivell
intrcrostal situat a 15 km de profunditat. Segons aquesta interpretació, l'escurçament calculat a la crosta
superior fou compensat per una subducció d'uns 100 km de la litòsfera inferior ibèrica sota de l'europea.
Un dels punts d'acord entre tots els autors que han treballat amb el perfil ECORS és la continuació dels
materials de l'avantpaís de l'Ebre sota del sistema d'encavalcaments del sudpirinencs, tal com havien descrit
Cámara i Klimowitz (1985) i Muñoz et al. (1986). L'extensió d'aquests materials cap al nord és important pel
càlcul de l'escurçament. La poca resolució del perfil ECORS per determinar el punt de tall dels materials de
l'avantpaís pel sistema d'encavalcaments sudpirenenc junt amb la manca de línies sísmiques i sondeigs
d'hidrocarburs al nord dels mantells de cobertora sudpirinencs implica intentar resoldre aquest problema per
mitjà de mètodes indirectes tals com la realització de talls compensats i restituïts.
A més, els talls geològics al llarg del perfil ECORS subministren una bona informació de l'estructural crostal
i el tall compensat i restituït de Muñoz (1992) proporciona un càlcul de l'escurçament acurat i d'acord amb
les reconstruccions paleomagnètiques, però tot i així només representen una visió en dos dimensions de la
serralada, en la transversal del perfil. Per una altra banda, la datació del sistema d'encavalcaments en la
transversal esmentada és poc coneguda, per la qual cosa és difícil conèixer l'evolució temporal d'aquest.
Per tant és important passar a una visió de la serralada del Pirineu en tres dimensions, especialment en el
sector oriental i central del vessant sud on l'estructura varia ràpidament en sentit longitudinal, especialment a
banda i banda del que s'ha anomenat l'alineació del Segre (vegeu el mapa geològic de Catalunya, Losantos et
al., 1989). Aquesta zona ha estat considerada el límit entre el Pirineu oriental i el central, i correspon a una
zona de rampes oblíqües de les que se'n coneix molt poc. Per tant, per poder conèixer el lligam entre el
Pirineu oriental i el central s'ha de conèixer primer la geometria i cinemàtica de l'alineació del Segre o més
exactament les del marge oriental de la Unitat Sudpirinenca Central. Aquesta zona presenta una sèrie de
característiques idònies per aconseguir els objectius fixats. Aquestes són: 1) una gran quantitat de dades de
superfície, encara que menys que en d'altres àrees del Pirineu, 2) una quantitat acceptable de dades de subsòl
(línies sísmiques i sondeigs), 3) una bona qualitat dels afloraments, 4) una bona preservació d'un gran

15
nombre de dipòsits sintectònics i una datació suficient d'aquests que han permès datar un gran nombre
d'estructures tectòniques i, 5) la zona engloba el perfil de sísmica profunda ECORS Pirineus. Tot i presentar
aquestes característiques favorables, el marge occidental de la Unitat Sudpirinenca Central s'ha hagut
d'estudiar per mitjà d'un mètode complex, donada la superposició d'esdeveniments a les mateixes estructures.
El mètode aplicat (Capítol 2) per resoldre l'evolució conjunta del Pirineu oriental i central ha estat laboriós i
llarg (Fig. 1). S'han dibuixat 15 talls geològics construïts, en una primera fase, a partir de les observacions
realitzades en una banda estreta al llarg del tall i incloent-hi la informació de subsòl de les línies sísmiques i
sondeigs de petroli generats durant l'exploració d'hidrocarburs al vessant meridonal del Pirineu (Querol,
1988 i Clavell, 1992, per a una informació més completa). D'aquesta forma s'ha intentat evitar sempre que ha
estat possible, incloure observacions i/o conclusions projectades d'altres transversals. Els talls constitueixen
una primera etapa de l'estudi, realitzada en dues dimensions (2D). Els 15 talls geològics formen però una
xarxa ortogonal interconnectada. Els talls han estat compensats i restituïts, sempre que ha estat possible. Els
talls restituïts han permès reconstruir la geologia pas a pas per tal de tenir una idea de la cinemàtica de la
regió durant la deformació. El càlcul de l'escurçament mínim i la datació de les diferents estructures ha
permès calcular la velocitat a la qual es realitza aquest escurçament. Aquests valors constitueixen un nou
conjunt de dades que permeten un millor control dels resultats obtinguts (Capítol 3).
La comparació entre els talls geològics així com entre les diferents velocitats d'escurçament serveix per
comprovar els resultats dels talls compensats i modificar-los d'acord amb les noves dades, introduint-hi nous
elements estructurals no previstos durant la primera fase de la realització dels talls. La reconstrucció
regional, a partir de les dades subministrades per l'ànalisi tectònica així com la integració de les dades
estratigràfiques permet una reconstrucció palinspàstica del Pirineu oriental i central (Capítol 4).
D'aquesta forma, l'estudi passa a ser en tres dimensions (3D) amb un bon control de l'edat de les estructures.
La xarxa de talls així construïda està d'acord amb el màxim nombre de dades geològiques disponibles, és
geomètricament homogènia i està comprovada amb una reconstrucció palinspàstica geomètricament possible.
Els resultats obtinguts estan d'acord amb la llei del mínim escurçament. L'inici, duració i velocitat de
l'escurçament a cada transversal són dades importants que serveixen per constrenyir l'evolució del Pirineu i
permeten la comparació amb les dades aportades per la tectònica de les plaques.
El resultat principal d'aquest estudi és el de presentar una base de dades estructural consistent del sector
oriental i central del vessant meridional del Pirineu. La interpretació evolutiva presentada pel marge oriental
de la Unitat Sudpirinenca Central permet lligar les diferents estructures a banda i banda d'aquest i a més
constitueix un del únics treballs existents d'estructures oblíqües en els sistemes d'encavalcaments. El model
geomètric presentat està compensat en 3D amb l'ajuda dels mapes palinspàstics i representa un punt de
partida indispensable per poder analitzar l'evolució temporal de tota la serralada (talls restituïts temps a
temps, càlculs de la flexió litosfèrica, càlculs volumètrics de l'erosió i de l'acumulació, etc..). La quantificació
dels processos geològics i la datació d'aquests ha estat un esforç important dins de l'anàlisi estructural
realitzada. El control de l'escurçament i la bona resolució temporal de la deformació, tant en sentit transversal
com al llarg de 225 km de la serralada, permeten saltar d'escala i situar el Pirineu dins del marc de la
tectònica de les plaques.

16
Fig. 1. Diagrama on es mostra el pla de treball seguit en aquest estudi. Els talls geològics dibuixats
representen versions finals (Capítol 3), després del doble llaç de comprovació. En aquests talls s'han inclós
les modificacions de la comparació entre les diferents transversals i les de la integració amb les dades
subministrades per l'anàlisi de les conques d'avantpaís. Els mapes palinspàstics (Capítol 4) representen
conclusions i la última caixa referent a l'escala de la serralada i escala global representa el tipus de treball
futur a realitzar. (English figure caption page 166).

17
Evolució alpina del marge NE d'Ibèria
Tal com s'ha comentat a la introducció, la serralada del Pirineu es formà al marge nord de la placa ibèrica i a
l'actualitat representa el producte de la superposició de diferents esdeveniments geològics a l'escala crostal.
Per aquesta raó, en aquest capítol s'explica l'evolució alpina del marge NE d'Ibèria, les característiques de la
serralada i una breu història del coneixement de la geologia del Pirineu.
En l'evolució alpina del marge NE d'Ibèria es poden distingir dues etapes diferents, producte de l'interacció
de les plaques europea, ibèrica i africana dins del complex marc de la Mediterrània occidental i controlat per
la dinàmica global de la tectònica de plaques. La primera etapa està relacionada amb l'obertura de l'Atlàntic
N i S des del Permià superior-Triassic inferior fins al Cretaci superior (80 Ma). La segona etapa es produeix
durant l'aproximació entre Africa i Europa, des del Cretaci superior (83 Ma) fins a l'actualitat.
L'obertura de l'Atlàntic N va produir diferents etapes de rifting, poc desenvolupades, durant el Permià
superior i el Triàsic inferior (Rat, 1988; i Ziegler, 1989). Durant l'obertura de l'Atlàntic S, tingueren lloc
l'obertura del Golf de Biscaia, formant-se escorça oceànica, la rotació antihorària d'Ibèria i la translació
senestra d'aquesta junt amb Africa per mitjà de la Falla Nordpirinenca -FNP- (Choukroune i Mattauer, 1978;
i Ziegler, 1989; entre d'altres). Durant aquest període, des de 119 Ma a 80 Ma (per ex. Srivastava et al.,
1990) es formaren les conques extensionals mesozoiques: el braç pirinenc (per ex. Puigdefàbregas i Souquet,
1986), el braç ibèric (Alonso et al., 1982; Guiraud i Séguret, 1985; Platt, 1989; i Valladares, 1985), i el braç
occidental del Tethys (Salas, 1987; i Roca, 1992). Aquest últim lligava el braç pirinenc amb l'Arc Catalanoprovençal
o Arc del Golf de Lleó pel nord, com proven les similituds de fàcies i faunes (Fleta et al., en
revisió; Bilotte et al., 1979; Arthaud i Séguret, 1981; i Vicens, 1992).
Fig. 2. Mapa tectònic de la Mediterrània occidental basat en Coward i Dietrich (1989), Boillot i Malod,
(1988), Roca (1992) i observacions pròpies. (English figure caption page 166).
L'aproximació entre les plaques d'Africa i Europa des del Cretaci superior (83 Ma) fins a l'Oligocè (29 Ma) i
Miocè (23 Ma) produí un escurçament generalitzat que afectà al conjunt de la placa ibèrica. Al marge NE
d'aquesta es formaren el Pirineu, la Cadena Ibèrica i la Cadena Costanera Catalana.
Finalment des de l'Oligocè superior (29 Ma) fins a l'actualitat, la reorganització de les plaques de la
Mediterrània occidental i el salt del límit de plaques d' Ibèria-Europa amb la formació del Pirineu, a Ibèria-

18
Africa amb la formació de les Bètiques (per ex. Roest i Srivastava, 1991; de Jong, 1991), comportà una
activitat extensional generalitzada al marge NE d'Ibèria. Els sistemes extensionals de Llenguadoc, Provença i
Sardenya s'iniciaren al començament de l'Oligocè superior (Rehault et al., 1985; Waters, 1990; i Roca,
1992). La Cadena Costanera Catalana i el domini valencià de la Cadena Ibèrica van quedar afectats per
l'extensió a l'Oligocè superior-Miocè inferior (Catià i Aquitanià) i ho continuaren amb menys eficàcia durant
el Miocè inferior (Burdigalià) i el Miocè mitjà (Languià-Serraval·lià), sincrònicament amb la formació del
sistema d'encavalcaments bètico-balear (Sàbat, 1986; Fontboté et al., 1990; i Roca, 1992). Durant el Miocè
inferior (30-23 Ma) s'inicià el gir antihorari de les illes de Còrcega i Sardenya (Rehault, 1981; Rehault et al.,
1984; Burrus, 1984; i Le Pichon, 1984) amb formació d'escorça oceànica (Burrus et al., 1987; i Kooi et al.,
1991) (Fig. 2).
El límit de la placa ibèrica amb l'europea està representat per l'orogen pirinenc, interpretat com el conjunt
d'estructures que afloren des de Cantàbria i País Basc, incloent-hi la part de la plataforma continental del
Golf de Biscaia, fins al Llenguadoc i la Provença, junt amb les parts submergides del golf de Lleó (Fontboté
et al., 1986). Es important però que la disposició actual del Pirineu és el resultat de diferents processos actius
en diferents períodes geològics superposats en l'espai.
La geometria profunda i l'evolució de la serralada del Pirineu pot aproximar-se des de diferents camps de la
geologia i la geofísica. A continuació es comenten, d'una forma resumida, els diferents conjunts de dades que
suporten les interpretacions recents de la serralada.
Escurçament i geometria cortical del Pirineu
A finals del Cretaci superior (83 Ma), Africa i
Aràbia iniciaren un gir, en sentit antihorari, com a
resposta a l'obertura de l'Atlàntic Sud i de l'Oceà
Indic (Olivet et al., 1984; Livermore i Smith, 1985;
Savostin et al., 1986; entre d'altres). Aquest gir
d'Africa i Aràbia provocà el tancament de les
conques de l'extrem occidental del Tethys, el braç
ibèric i el braç pirinenc amb tancament parcial del
Golf de Biscaia en el seu extrem occidental. La
inversió tectònica dels marges de les conques
citades donà lloc a la Cadena Costanera Catalana, la
Cadena Ibèrica i la serralada del Pirineu,
respectivament.
Les reconstruccions de les plaques a partir de les
dades paleomagnètiques suggereix que el gir
antihorari d'Africa es produí a partir d'un pol de gir
situat a les proximitats i a l'oest de l'estret de
Gibraltar. La situació d'aquest pol de gir a l'extrem
occidental de les plaques ibèrica i africana implica
un major escurçament a l'est que no pas a l'oest.
Diferents reconstruccions determinen uns 250 km
de convergència entre Africa i Euràsia des dels 60
Ma fins a l'actualitat (per ex. Srivastava et al.,
1990). L'escurçament pel Pirineu, calculat a partir
de les dades paleomagnètiques, varia entre 100 i
150 km depenent dels autors (Olivet et al., 1981;
Grimaud et al., 1982; Derégnaucourt i Boillot,
1982b; Olivet et al., 1984; Boillot, 1986; i
Srivastava i Tapscott, 1986).
Utilitzant el mateix tipus de dades, la direcció de
translació de la placa africana respecte l'europea
varià en el temps des de N-20ºE a l'inici de la
convergència fins a una direcció N-S (Srivastava et
al., 1990) o N-15ºE (Bocaletti et al., 1977) durant el
Quaternari. Per a Olivet et al (1984), la direcció de
translació de la placa ibèrica és NNW, almenys en
part.
Utilitzant les bandes d'anomalies magnètiques del
fons de l'oceà Atlàntic i Golf de Biscaia, Srivastava
et al., (1990) i Roest et al., (1991) presenten un
model d'evolució de la placa ibèrica, seguint la idea
de Schouten et al., (1984). Segons aquests autors, la
placa ibèrica va formar part de la gran placa
africana des del Cretaci superior (chron 34, 83 Ma)
fins a l'Eocè superior (chron 18, 41 Ma) i el límit
entre la placa africana i europea se situava en el
Pirineu. Des de l'Eocè superior fins al Miocè
inferior (chron 6c, 24.7 Ma) la placa ibèrica
funcionà independent de les plaques africana i
europea amb el límit N situat al Pirineu i el límit S a
les Bètiques. Finalment, a partir del Miocè inferior,
la placa ibèrica formà part de la placa europea amb
el límit de plaques situat a les Bètiques.
El Pirineu representa doncs el límit nord de la placa
ibèrica i s'extén al llarg del contacte entre aquesta i
la placa europea. A l'oest, el tancament parcial del
Golf de Biscaia desenvolupà una subducció
d'escorça oceànica sota la placa ibèrica i un prisma
d'acreció (Boillot i Capdevila, 1977; Boillot et al.,
1979; Boillot i Malod, 1988). A l'est del Golf de
Biscaia, on l'escorça oceànica s'acaba, la col·lisió
continental entre les plaques d'Europa i Ibèria
formà la serralada del Pirineu amb subducció de la
placa ibèrica sota de l'europea (Velasque i Ducasse,
1986).
Més a l'est, a l'actual Golf de Lleó, la convergència
de les plaques formà un sistema d'encavalcaments i
plecs amb una traça corbada amb les parts més

externes del sistema aflorant al Llenguadoc i
Provença (Arthaud i Séguret, 1981). Les parts més
internes de la serralada estan actualment afectades
per la tectònica extensional neògena i submergides
en el Golf de Lleó.
Tot i que tal com es comenta a continuació, la
geometria crostal de la serralada del Pirineu ha estat
i encara és un tema àmpliament debatut, el canvi
entre la subducció oceànica cap al sud en el Pirineu
occidental i la subducció continental cap al nord en
la part ístmica del Pirineu i en aparent continuïtat
estructural (Boillot, 1984) suggereix l'existència
d'una zona de transformació que diferents autors
han situat en el Pirineu Basc (Engeser i Schwentke,
1986), coincidint amb la situació de la falla de
Pamplona (Fontboté i Virgili, 1983; i Rat, 1988).
La disposició i geometria del límit N de la placa
ibèrica ha estat un tema àmpliament debatut (vegeu
Poblet, 1991 per a una discussió més detallada).
Inicialment es va suggerir la Falla Nordpirinenca
com a límit entre les plaques ibèrica i europea
(Choukroune et al, 1973; Voo i Boessenkool, 1973,
entre d'altres) (Fig. 3).
La sísmica de refracció indica un decalatge
important entre els gruixos de l'escorça ibèrica (45-
50 km) i l'escorça europea (25-30 km) coincidint
amb la traça de la Falla Nordpirinenca en superfície
(Hirn et al., 1980; Daignières et al., 1981; i Gallart
et al., 1982).
Els principals models suggerits a partir d'aquestes
dades foren el de subducció cap al sud (Boillot i
Capdevila, 1977), els models "thick-skinned" sense
una subducció clara (Déramond et al., 1985;
Mattauer, 1985; Séguret et al., 1985; i Séguret i
Daignières, 1986), i els models de "thin-skinned"
(Williams i Fischer, 1984). Aquest últim, tot i no
presentar un tall a escala cortical, presenta la Falla
Nordpirinenca tallada per l'encavalcament basal del
sistema nord pirinenc. Segons aquest model, per
tant, la Falla Nordpirinenca no representaria el límit
de plaques durant l'escurçament.
El tir del perfil de sísmica profunda ECORS
Pirineus, durant els anys 1985 i 1986 marcà un
avanç important en el coneixement de l'estructura
crostal del Pirineu tot i que les dades
subministrades pel perfil no són concloents per
interpretar la disposició del límit de les plaques.
Així, en les interpretacions de Choukroune et al.
19
(1989), Roure et al. (1989) i Mattauer (1990), la
Falla Nordpirinenca continua essent el límit plegat
entre les plaques ibèrica i europea, amb segments
de l'escorça inferior apilada tectònicament sota de
la part interna de la serralada del Pirineu.
Losantos et al. (1989), Coward i Dietrich (1989)
i Bois et al. (1990) presenten talls a escala de
l’escorça amb una característica comuna: la
Falla Nordpirinenca està tallada en profunditat pel
sistema d'encavalcaments nordpirinenc. El tall de
Losantos i coautors presenta un bon control de
la geologia de superfície. El tall de Coward i
Dietrich presenta la interpretació més atrevida ja
que dibuixen una clara subducció de l'escorça mitja
i inferior ibèrica sota d'un tascó de l'escorça
europea introduít fins al límit meridional de
l'apilament antiforme axial. Tot i que el límit sud
del tascó europeu no està massa d'acord amb les
dades del perfil ECORS aquesta interpretació, de
tascons superposats i amb diferents vergències,
permet l'existència d'un desenganxament
intracrostal dirigit cap al sud per sota del sistema
d'encavalcaments sudpirinencs.
Muñoz (1992) presenta un tall àrealment compensat
i restituït a escala crostal on interpreta l'estructura
profunda del Pirineu per mitjà d'una subducció
continental de la placa ibèrica sota de l'europea i
per sota d'un nivell de desenganxament intracrostal
situat a 15 km de profunditat, seguint un model
d'orogenic float. La solució presentada per Muñoz
està bén acotada per mitjà de les dades geològiques
i per la conservació de les àrees abans i després de
la col·lisió. La litosfera inferior ibèrica, no
expressada en el perfil sísmic, s'interpreta cabussant
subvertical sota de l'apilament antiforme. Aquesta
manca de reflexió la interpreta deguda als possibles
canvis petrologics per mitjà d'un metamorfisme a
fàcies eclogítiques. Segons aquest autor,
l'escurçament total del Pirineu a la transversal del
perfil ECORS Pirineus és de 147 km. La diferència
entre l'escurçament mesurat a l'escorça superior (a
partir de les dades de superfície) i a l'escorça
inferior (a partir de les dades del perfil sísmic)
suggereix 110 km de subducció de la litosfera
inferior ibèrica (Fig. 4). El càlcul de l'escurçament
total ha estat realitzat restituint conjuntament les
unitats de la cobertora i del basament (vegeu
Muñoz, 1992 per a una discussió detallada).

20
Fig. 3. Esquema estructural de la part NE de la peninsula ibèrica amb el Pirineu, Cadena Costanera Catalana i Cadena Ibèrica. L'orogen pirinenc s'allarga des del
Pirineu occidental, en contacte amb l'oceà Atlàntic, el Pirineu central i oriental i l'Arc del Llenguadoc (L) i Figueres-Montgrí (F-M), en contacte amb la mar
Mediterrània. En l'esquema s'han representat amb la mateixa trama les unitats amb una significació estructural similar. El basament (ratllat oblic) és al·lòcton en el
Pirineu i al·lòcton i autòcton com les Guilleries (G) a la Cadena Costanera Catalana. El límit nord de l'apilament antiforme de roques de basament del Pirineu és la
Falla Nordpirinenca (FNP) i la seva continuació occidental la Falla de Leiza (FL). Al llarg de la serralada del Pirineu i en direcció N-S s'observa una disposició
simètrica dels mantells de corriment, constituïts per roques principalment del Cretaci inferior als mantells superiors i més interns i roques bàsicament del Cretaci
superior i Paleogen als mantells inferiors i més externs. El mantell de Gavarnie (Séguret, 1972) s'anomena de Jaca-Pamplona (J-P) en aquest treball a causa de la
seva llunyania amb la localitat de Gavarnie i per no relacionar-lo directament a l'encavalcament de Gavarnie (Ga).
La terminologia utilitzada al vessant N del Pirineu és: L) Llenguadoc; EPP) Encavalcament de les Petits Pyrénées; ENP) Encavalcament Nordpirinenc; FNP) Falla
Nordpirinenca. Per a l'apilament antiforme és: N) unitat de les Nogueres; O) unitat de l'Orri; R) unitat de Rialp; A) encavalcament de Els Banys d'Amèlia; M)
encavalcament de Mérens; S-L) encavalcament de Soldeu-Lanou; Ga) encavalcament de Gavarnie; i L) encavalcament de Lakhoura. Per al vessant sud del Pirineu
és: F-M) mantells de Figueres- Montgrí; BG) mantell de Bac Grillera; P) mantells del Pedraforca; B) mantell de Bóixols; M) mantell del Montsec; Co) mantell del
Cotiella; SM) mantells de les Serres Marginals; MP) mantell del Monte Perdido; USC) Unitat Sudpirinenca Central; C) mantell del Cadí; J-P) mantell de Jaca-
Pamplona; S) encavalcament del Segre; ESP) Encavalcament Sudpirinenc, per analogia al ENP; Me) anticlinal de Mediano; Bo) anticlinal de Boltaña; B-B)
anticlinal de Barbastro-Balaguer; i F) anticlinal de Falces. Al Pirineu occidental és: FP) Falla de Pamplona; FL) Falla de Leiza; CV) massís de Cinco Villas; AV)
Arco Vasco; SB) sinclinal de Bilbao; CA) Cubeta Alavesa; PB) Plataforma Burgalesa; i SC) sierra de Cantabria. Per a la Cadena Ibèrica, zona d'Enllaç i Cadena
Costanera Catalana (CCC) és: C-D) serres de Cameros i Demanda; Ca) encavalcament cec de Caspe; i G) massís de les Guilleries. Les conques neogenes són: Ce)
conca de la Cerdanya; i V-P) conca del Vallès-Penedès.
L'esquema estructural del Pirineu s'ha realitzat a partir de la compilació dels mapes i treballs publicats de Julivert et al., (1974), Soler (1972), Puigdefàbregas
(1975), Séguret (1972), Choukroune i Séguret (1973), Losantos et al. (1989), Barnolas et al. (1991a) i altres a més a més de les observacions pròpies. En el mapa
s'observa la traça dels perfils de sísmica profunda ECORS Pirineus i ESCI Cadena Costanera Catalana. L'àrea enmarcada correspon al mapa estructural del Pirineu
oriental i central de la Fig. 14. (English figure caption page 166).

22
Fig. 4. Tall geològic cortical àrealment compensat i restituït seguint la traça del perfil de sísmica profunda
ECORS Pirineus de Muñoz (1992). El tall presenta un desenganxament intracrostal situat a 15 km de
profunditat amb una subducció de la litosfera inferior ibèrica sota de l'europea. L'escurçament total per
sobre del nivell de desenganxament és 147 km per a les làmines del basament i de la cobertora, acompanyat
de 110 km de subducció cap al nord. (English figure caption page 167).
La divisió estructural de la serralada del
Pirineu, de la Cadena Costanera Catalana i de la
Cadena Ibèrica
Tot i que les primeres descripcions dels
encavalcaments al vessant meridional del Pirineu
daten de principis de segle, no és fins als anys 70
que són reconeguts àmpliament per la gran majoria
de geòlegs. Una visió recent de la història del
coneixement del Pirineu ha estat publicada a
Fontboté et al., (1986) i Fontboté (1991).
És en els anys 70 que els equips francesos
estableixen les principals divisions del
Pirineu(Mattauer i Séguret, 1971; Séguret, 1972;
Mattauer i Henry, 1974; Choukroune, 1976), que
encara són utilitzades avui en dia. El Pirineu es
divideix, transversalment a la serralada, en 5 grans
unitats estructurals que formen, un ventall
assimètric (Fig. 3). De N a S, la conca d'avantpaís
d'Aquitània, la zona Nord-pirinenca formada per un
conjunt de mantells de corriment de vergència nord,
la zona Axial formada per un conjunt apilat de
làmines de basament, la zona Sud-pirinenca
formada per mantells de corriment amb vergència
sud i la conca d'avantpaís de l'Ebre.
El coneixement modern de l'estructura del Pirineu, i
en concret del vessant meridional, es deu a un gran
nombre d'estudis que aporten noves dades al llarg
d'aquests últims vint anys. Així, Séguret (1972)
descriu la "Unité sud-pirénéenne centrale" citada
com a Unitat Sud-pirinenca Central en aquest
treball, formada per les unitats del Pedraforca a l'E i
de Bóixols, del Cotiella, del Montsec i de les Serres
Marginals a l'W, i la "Unité de Gavarnie" o de Jaca-
Pamplona, situada a l'W del mantell de Cotiella
(Fig. 3). Garrido-Megías (1973), modifica aquest
esquema proposant la unitat del Montsec, que
comprendria els mantells de Pedrafroca a l'E i els
de Bóixols i Montsec a l'W, mentres que la unitat
de Gavarnie englobaria el mantell de Gavarnie i el

de les Serres Marginals (Fig. 3).
La indiscutible continuïtat dels dipòsits eocens
entre la Unitat Sud-pirinenca Central i la unitat de
Gavarnie a la zona nord dels anticlinals de Mediano
i Boltaña suggereix una evolució sincrònica,
almenys en part, de les dues unitats. El límit est de
la Unitat Sud-pirinenca Central, per contra,
anomenat com "décrochements du Segre" (Séguret,
1972) i falla del Segre pels autors espanyols, és
interpretat per aquests com una falla en direcció
senestra, paral·lela a la direcció del transport
tectònic.
Els treballs sedimentològics dels dipòsits paleogens
a ambdós costats de la Unitat Sud-pirinenca Central
incrementen el coneixement d'aquestes àrees i
n'assenten les interpretacions respectives. Així al
límit oest, la continuïtat entre els sediments
continentals situats a la Unitat Sud-pirinenca
Central i els marins de la unitat de Jaca-Pamplona
és estudiat amb detall per Mutti et al. (1972),
Puigdefàbregas (1975) i Nijman i Nio (1975) entre
d'altres.
A l'altre marge, Rosell i Robles (1975) interpreten
l'alineació del Segre com una falla senestra i
profunda, basat en l'acabament brusc dels materials
eocens del Pirineu oriental (mantell del Cadí)
contra l'alineació. La importància de l'alineació del
Segre s'incrementa a partir dels treballs de Souquet
et al. (1975 i 1977). En aquests treballs, Souquet
proposa una nova divisió del Pirineu en 3 grans
unitats en sentit longitudinal, basada en dades
estratigràfiques. Aquestes unitats queden separades
per grans fractures de direcció NE-SW (Fig. 3). Els
Pirineus oriental i central queden limitats per una
alineació d'estructures de diferent significat
geològic i que tenen diferents edats d'activitat, i que
anomena la falla de Catalunya. Aquesta enllaça
l'alineació del Segre, activa durant l'Eocè i Oligocè
més inferior, la falla neògena que limita la conca
extensional de la Cerdanya i les falles també
neògenes de l'oest de Perpinyà. Diferents autors
donen encara més importància a la falla del Segre,
atribuint-li una dimensió litosfèrica (Alvaro et al.,
1979) o bé "descobrint-ne" la seva continuació a la
cadena Ibèrica (Simón, 1981). La divisió entre el
Pirineu central i occidental s'efectua a la falla de
Pamplona.
El Pirineu oriental, a part dels mantells de Figueres,
Bac Grillera, Biure i altres petites unitats
considerades al·lòctones des dels anys 30, és
interpretat com a autòcton fins a finals dels anys 60
i inicis dels 70 en què els perfils de sísmica
comercial per a l'exploració petroliera descobreixen
l'existència d'una gran unitat de corriment limitada
per l'encavalcament de Vallfogona (Clavell et al.,
23
1988), anomenada unitat de Cadí (Puigdefàbregas i
Soler, 1980).
Per una l'altra banda, l'estudi de les zones internes
de la serralada (zona Axial) condueix a interpretarles
incorporades a l'edifici alpí. Així, el conjunt de
làmines formades per roques del basament
constitueix un apilament antiformal d'unitats
alpines desplaçades cap al S (Parish, 1984;
Williams i Fisher, 1984; Déramond et al., 1985; i
Muñoz, 1985; i Domingo et al., 1988; entre
d'altres). Acceptada la participació del basament a
l'estructura d'encavalcaments alpina, s'ha proposat
una nova classificació dels mantells de corriment
del vessant S del Pirineu en mantells superiors i
inferiors (Muñoz et al., 1983; i Muñoz et al., 1986).
Els mantells superiors estan formats bàsicament per
cobertora mesozoica i els mantells inferiors estan
constituïts per basament i cobertora, formada
bàsicament per potents sèries terciàries. A Muñoz
et al. (1986), es correlacionen els mantells inferiors
del Cadí a l'est i el de Jaca-Pamplona a l'oest a
través de la zona de les Nogueres.
La relativa quantitat d'informació sísmica existent
en el Pirineu central, va permetre la realització d'un
model estructural en el qual un conjunt de làmines
de basament formen una estructura dúplex per sota
d'un conjunt de làmines de cobertora que forma un
conjunt imbricat (Cámara i Klimowitz, 1985). És
en aquest moment i a partir de la mateixa
informació que Simó (1985), Simó i
Puigdefàbregas (1985), i Cámara i Klimowitz
(1985), interpreten la alineació del Segre com una
zona de rampes laterals, mentre que Clavell et al.,
(1988) la interpreten com a rampes oblíqües.
En general, els mantells superiors queden bén
definits a partir dels treballs a les unitats de les
Serres Marginals (Pocoví, 1978), del Pedraforca
(Vergés i Martínez, 1988), i de l'extrem més
oriental del Pirineu (Pujadas et al., 1989). Les
Serres Marginals es divideixen en 3 conjunts de
làmines i el mantell del Pedraforca es divideix en
els mantells superior i inferior del Pedraforca. El
primer és equivalent al de Bóixols i el segon als del
Montsec i Serres Marginals. D'acord amb les sèries
estratigràfiques i la relació estructural, la làmina
nord del mantell inferior del Pedraforca s'interpreta
com a equivalent de la del Montsec mentre que el
conjunt de làmines meridionals són equivalents a
les de les Serres Marginals (Vergés et al., 1992).
La Cadena Costanera Catalana amb una direcció
NE-SW és interpretada com el resultat de la
inversió de les falles de basament d'aquesta direcció
(Julivert et al., 1974) que havien controlat la
sedimentació durant el Mesozoic (Esteban i Robles,

1976; Guimerà, 1988; Salas, 1987). Al S del massís
de les Guilleries, el límit nord-occidental de la
Cadena Costanera Catalana ha estat interpretat com
a una zona de falles en direcció sinistres,
congruents amb la direcció de compressió
associada al Pirineu (Guimerà, 1984; Anadón et al.,
1985b). De tota manera hi ha una sèrie de làmines
encavalcants constituïdes per roques del basament i
de la cobertora mesozoica que afecten els materials
terciaris del marge de la conca de l'Ebre. Aquestes
lámines, alguna amb més de 10 km de
desplaçament mínim (làmina de basament de les
Pedritxes i làmina de cobertora dels Brucs)
indiquen un funcionament transpressiu (Guimerà,
1988; Colombo i Vergés, 1993).
La cadena Ibèrica presenta una direcció general
NW-SE. S'estructura en plecs i encavalcaments de
la mateixa direcció. Igual que a la Cadena
Costanera Catalana, la cobertora és desenganxada
del basament a partir del Muschelkalk-Keuper que
actua com a nivell de desenganxament(Viallard,
1983). A l'extrem NW, les serres de la Demanda i
24
los Cameros, presenten una al·loctonia de 30-35 km
(Guimerà i Alvaro, 1990). La zona d'Enllaç entre la
Cadena Costanera Catalana i la cadena Ibèrica
presenta estructures de direcció E-W, vergents al N.
Alguns dels encavalcaments superen els 10 km de
desplaçament (Robles, 1975; Guimerà, 1988).
L'estructura profunda de la cadena Ibèrica ha estat
interpretada com un desenganxament situat en el
límit entre l'escorça superior i la inferior a 15-18
km de profunditat (Viallard, 1988; i Guimerà i
Alvaro, 1990), sense engruiximent important de
l'escorça (Zeyen et al., 1985).
La Cadena Costanera Catalana i la cadena Ibèrica
constitueixen marges actius durant la compressió
(per ex. Anadón et al., 1985b; Guimerà, 1978; i
Colombo i Vergés, 1993) i intervenen, més o
menys, en el desenvolupament de la conca
d'avantpaís de l'Ebre (Zoetemeijer et al., 1990). El
límit és sempre encavalcant mitjançant
encavalcaments emergents o cecs, alguns com el de
Casp, situats a l'interior de la conca de l'Ebre (Fig.
3).

Estratigrafia
25
L'estratigrafia utilitzada en aquest treball s'ha resumit en dues taules estratigràfiques on s'han representat les
principals unitats (bàsicament formacions) estratigràfiques. Les taules corresponen al Cretaci inferior i
superior de les unitats al·lòctones del vessant meridional del Pirineu, dibuixada a partir de les dades de
diferents autors tal com s'explica al peu de la figura (Fig. 5), i al Paleogen de les unitats al·lòctones i de la
conca d'avantpaís (Fig. 6).
La taula estratigrafica de la Fig. 6, correspon al sector oriental del Pirineu i de la conca d'avantpaís. la sèrie
del mantell del Cadí se situa a la dreta de la taula. El centre de la conca de l'Ebre se situa en el centre de la
taula i el marge de la conca adosat a la Cadena Costanera Catalana s'ha dibuixat a l'esquerra de la taula. Els
materials del centre de la conca de l'Ebre situats per sota del límit inferior de la Fm. de Banyoles estan
soterrats. Les trames utilitzades són maons per a les calcàries (per ex. la Fm. del Cadí), trames clares per a les
margues (per ex. la Fm. de Sagnari), trames fosques per a les turbidites (per ex. la Fm. de Campdevànol),
punts per a les unitats detrítiques fines (per ex. la Fm. de Coubet), cercles per a les unitats detrítiques
grolleres (per ex. la Fm. de Bellmunt) i triangles oberts per a les evaporites (per ex. la Fm. de Beuda). La Fm.
de sals de Cardona s'ha representat amb una trama molt fosca.
A l'eix vertical de les taules s'ha representat el temps i a l'eix horitzontal l'espai. La geometria trapezoidal de
la taula del Paleogen mostra en el seu costat inclinat el marge tectònicament més actiu. Els noms de les
unitats estratigràfiques citats en aquest treball (mapes i talls geològics) es troben en aquestes taules. A la
descripció dels talls s'inclou, en cas necessari, informació nova o complementària corresponent a
l'estratigrafia.
Les columnes magnetostratigràfiques del Pirineu oriental i central es troben a la Fig. 7.
Fig. 5. Taula estratigràfica del Cretaci inferior i
superior del Pirineu, resumida a partir de la
terminologia més emprada recentment. El Cretaci
inferior basat en Berástegui et al., (1990). El
Cretaci superior prové deGarrido-Megías (1973);
Simó (1985); Simó i Puigdefàbregas (1985) i
Puigdefàbregas i Souquet (1986). La Fm. de Bona
equival, en temps, aproximadament a la Fm. del
Montsec. La Fm. de Perles equival, en temps,
aproximadament a les Fms. d'Herba-savina i Salàs.
(English figure caption page 167).

26
Fig. 6. Taula estratigràfica de direcció N-S del Paleogen de la part oriental del Pirineu i conca d'avantpaís
de l'Ebre. Les datacions es basen en la micropaleontologia (sediments marins), l'estudi dels mamífers i
caròfites (sediments continentals) i recolzades per la paleomagnetostratigrafia, que en el cas dels sediments
terrestres ha estat molt important. La taula es basa en els següents treballs:Anadón et al.
(1983),Puigdefàbregas et al. (1986), Sáez i Riba (1986), Anadón et al. (1989),Clavell (1992), Burbank et al.,
(1992a), Burbank et al., (1992b).
Les columnes situades a la dreta de la taula representen les seccions magnetostratigràfiques del Pirineu
oriental i central segons la taula de datació absoluta de Cande i Kent (1992), (vegeu la Fig. 7 per més
detalls). El tram negre de la columna de la localitat d'Oliana indica l'edat dels materials, basada en
paleomagnetisme (Burbank et al., 1992a) i el tram blanc indica l'edat calculada per a la totalitat de la sèrie
aflorant en aquella transversal suposant una taxa d'acumulació de sediments constant. Seguint aquest
mètode, l'edat mínima dels sediments terrestres de la part oriental de la conca de l'Ebre se situa per sota del
límit Oligocè inferior-superior, d'acord amb les datacions per mamífers. (English figure caption page 167).

27
Fig. 7. Seccions magnetostratigrafiques del Pirineu oriental i central que serveixen per acotar les edats
absolutes de la taula estratigràfica de l'Eocè. Dades de Burbank et al. (1992a) i Burbank et al. (1992b),
reinterpretades segons la nova taula del temps de Cande i Kent (1992) i publicat a Vergés i Burbank (en
premsa). (English figure caption page 167).
La taula del temps geològic utilitzada en aquest
treball
Tal com ja s'ha mencionat anteriorment, en aquest
treball s'ha utilitzat la taula del temps geològic
absolut recentment publicada per Cande i Kent
(1992). Com que la majoria dels treballs
magnetostratigràfics del Pirineu publicats fins a
l'actualitat (Burbank et al., 1992a i Burbank et al.,
1992b) utilitzen l'escala del temps de Berggren et
al. (1985), es comenten a continuació les principals
diferències entre elles.
L'escala del temps de Cande i Kent (1992) segueix
les pautes marcades per la taula de Harland et al.
(1989) però amb noves i més acurades datacions
dels chrons. Comparada amb la de Berggren i
coautors, presenta una modernització de 0.4 Ma pel
límit Cretaci-Paleocè i un allargament de 2.4 Ma
per a aquest últim. El límit Paleocè-Eocè és per tant
2.8 Ma més modern i la durada total de l'Eocè

disminueix en 0.2 Ma. El límit Oligocè-Miocè resta
invariable. D'aquesta forma l'Eocè presenta una
durada total molt similar (0.2 Ma més curt) i
l'Oligocè inferior i superior disminueixen la seva
durada en 1.3 Ma cadascun (2.6 Ma més curt).
Aquestes variacions absolutes d'edat modifiquen els
càlculs realitzats anteriorment tals com els de la
velocitat d'escurçament i la velocitat d'acumulació
dels sediments entre d'altres.
L'allargament del Paleocè en un 21% en la nova
taula implica una disminució equivalent
de qualsevol càlcul realitzat dins d'aquest període.
28
L'Eocè resta invariable (0.9%) i per tant els càlculs
són invariables. La diferència més gran és la que
afecta a l'Oligocè. Com que la duració total de
l'Oligocè s'ha reduit en un 20% qualsevol càlcul
anterior utilitzant la taula de Berggren i coautors
s'ha d'allargar en una quantitat similar a l'hora de
comparar-lo amb els resultats d'aquesta memòria.
Una discussió més àmplia dels canvis i la
descripció detallada de les columnes magnètiques
del vessant S del Pirineu es poden consultar a
Vergés i Burbank (en premsa) pel sector orientalcentral
i a Burbank et al. (en premsa) pel sector
central-occidental.

29
Xarxa de talls geològics i mètode utilitzat
Els talls geològics que es presenten en aquesta memòria corresponen a la part externa del vessant sud del
Pirineu oriental i central. La direcció dels talls, la situació i el mètode de dibuix ha depès de la direcció del
transport tectònic dels mantells sudpirinencs, dels objectius per resoldre i de factors geològics tals com l'estil
dels plecs, la geometria dels encavalcaments, la natura dels materials involucrats, etc.. Per tant, en aquest
capítol es descriuen i discuteixen la direcció del transport tectònic dels diferents mantells del Pirineu oriental
i central, la localització de la xarxa de talls, i finalment el mètode utilitzat per a la construcció dels talls de la
xarxa.
Direcció de transport tectònic transport
Els talls compensats i restituïts s'han construït
paral·lels a la direcció de transport tectònic
(Dahlstrom, 1969; i Hossak, 1979; entre d'altres).
Aquesta direcció s'ha deduït en el vessant sud del
Pirineu a partir de la disposició cartogràfica dels
límits dels mantells, de la direcció de les estructures
majors associades als encavalcaments i de les
mesostructures observades en aquests. Les dades
paleomagnetiques obtingudes recentment (Dinarès
et al., 1992) no indiquen girs importants de les
unitats tectòniques de la zona estudiada.
En el Pirineu oriental, la traça de l'encavalcament de
Vallfogona, que correspon al límit sud del mantell
del Cadí (vegeu els mapes de les Figs 3 i 14), pot
seguir-se durant més de 70 km amb una direcció E-
W a la part oriental i ENE-WSW a la occidental
paral·lelament a la traça del sinclinal de Ripoll. A
l'extrem oriental del Pirineu i situat al bloc inferior
de l'encavalcament de Vallfogona (avantpaís de
l'Ebre), s'observa un sistema de plecs i
encavalcaments amb una direcció aproximada E-W.
La direcció de transport tectònic del conjunt de
mantells superiors del Pedraforca i tota la Unitat
Sudpirinenca Central ha de ser coherent amb la
geometria dels seus límits frontals i lateral-oblics.
També ha de lligar amb la direcció dels plecs situats
en els blocs superior i inferior dels encavalcaments.
Per deduir la direcció mitjana del transport tectònic
s'han traçat línies tangents a les principals zones de
rampes obliqües, tant de la terminació oriental com
occidental, així com d'altres a les zones de rampes
frontals (Fig. 8). La direcció del transport tectònic
dels mantells superiors de cobertora mesozoica ha
de ser perpendicular a les rampes frontal i ha d'estar
compresa entre les direccions de totes les rampes
obliqües, ja que totes mostren estructures
compressives subparal·leles.
La direcció mitjana de transport tectònic calculada
per aquest mètode, a partir dels límits erosius
actuals, és N-195 º E, direcció que forma uns angles
mínims de 15 º i màxims de 24 º amb les zones de
rampes obliqües. Aquesta direcció general és igual a
la deduïda pel mantell inferior del Pedraforca, pel
mètode de l'arc i la fletxa (Martínez et al., 1988), i
d'acord amb la direcció de falles en direcció de bloc
superior (tear fault). Les falles reconegudes com a
tals són les del Pedraforca (Fig. 8), amb una direcció
N-195E (Martínez et al., 1988), (número 1 de la Fig.
8) i la falla de la Foradada, al mantell del Cotiella
(làmina de la Peña Montañesa), (número 2 de la Fig.
8). Aquesta última, amb una direcció N-188 º E,
subparal·lela a la direcció de transport tectònic, ha
estat interpretada igualment com una falla en
direcció amb moviment sinistre (Farrell et al., 1987)
i dextre (Nijman i Nio, 1975; Mutti et al., 1988;
Nijman, 1989; i Barnolas et al., 1991b).
Així, l'encavalcament de Vallfogona i el sistema de
plecs i encavalcaments de l'avantpaís oriental
indiquen una direcció del transport tectònic pròxima
al N-180 0 E. En canvi, el càlcul efectuat als mantells
del Pedraforca i de la Unitat Sudpirinenca Central
suggereixen una direcció N-195 º E. De totes formes,
hi ha una sèrie de consideracions a fer respecte
d'aquest últim resultat. Per un costat, l'extrem
occidental de la Unitat Sudpirinenca Central mostra
una rotació general en sentit horari (Dinarès et al.,
1992), (número 3 de la Fig. 8) i per un altra el càlcul
efectuat s'ha fet a partir dels límits erosius actuals.
Una rotació en sentit horari del marge occidental en
podria haver girat l'orientació cap a una direcció més
N-S. El límit oriental de la Unitat Sudpirinenca
Central s'ha reconstruït amb una direcció molt
pròxima a la N-S (vegeu Mapa palinspàstic anterior
als 55 Ma, Fig. 71). Per tant, si es gira el marge
occidental en sentit antihorari per desfer el gir i el
marge oriental d'acord amb la reconstrucció original
d'aquest, en resulta una direcció de transport més
pròxima a la N-S. Tot i així, una possible desviació

de 10 º entre la direcció dels talls i la direcció de
transport tectònic pot ser corregida mitjançant les
corbes publicades per Cooper (1983). Segons
aquestes, una desviació de 10 º dóna un augment del
valor de l'escurçament petit, menor del 10%.
De tot el que s'acaba de dir, en aquest treball s'ha
utilitzat la direcció N-S de transport tectònic ja
emprada per nosaltres en anteriors treballs del
Pirineu oriental (Muñoz et al., 1986; i Martínez et
al., 1989).
Fig. 8. Direcció de transport tectònic dels mantells
del Pedraforca i de la Unitat Sudpirinenca Central,
a partir de la situació erosiva actual dels
encavalcaments oblics i frontals. La direcció
mitjana de transport és N-1950E. Les falles en
direcció del Llobregat (1) al mantell del Pedraforca
inferior i de la Foradada (2) al mantell de Cotiella,
són coherents amb la direcció de transport
calculada.
Anàlisi geomètrica dels plecs associats a
encavalcaments
A les serralades orogèniques amb tectònica
d'encavalcaments pel·liculars, els encavalcaments i
plecs són interdependents. Depenent de la interacció
entre l'encavalcament i el plec, aquests han estat
descrits (p.ex. Suppe, 1983,Jamison, 1987) com a
plecs d'inflexió de falla (fault-bend fold), plecs de
propagació de falla (fault-propagation fold) i plecs
de desenganxament (detached folds).
L'estudi del plec d'inflexió de falla s'ha desenvolupat
a partir del treball de Rich (1934) a la Pine
Mountain dels Apalatxes. Aquest plec es forma en el
bloc superior d'un encavalcament, subseqüentment a
aquest. En aquest model les capes
30
es pleguen passivament en passar per les inflexions
de les rampes (Fig. 9, A), i el plec és transportat
passivament per la rampa. Es un model de plec
senzill i àmpliament acceptat.
El plec de propagació de falla també està associat al
bloc superior d'un encavalcament per sobre d'una
rampa (Dahlstrom, 1969). El plec es desenvolupa
simultàniament amb l'encavalcament. El
desplaçament de l'encavalcament disminueix al llarg
d'aquest fins a ser nul en el punt de contorn (tip
point) davant del qual es devenvolupa el plec que
pot acabar essent tallat per l'encavalcament. Tant en
el plec d'inflexió de falla com en el plec de
propagació de falla, les capes del bloc inferior no es
deformen (Fig. 9, B).
El plec de desenganxament es produeix igualment a
l'extrem d'un encavalcament, però no està associat a
cap rampa (Dahlstrom, 1990). Aquest tipus de plecs
són molt comuns per sobre d'unitats dúctils com les
sals, guixos i fins i tot margues, a diferència dels
altres dos que són més comuns en sèries
estratificades amb poc contrast de ductilitat (Fig. 9,
C).
En el cas que l'encavalcament tingui un
desplaçament important, el plec pot ser transportat
llargues distàncies. En el cas del plec d'inflexió de
falla, l'anticlinal de rampa format no modificarà la
seva geometria. En el cas dels plecs de propagació
de falla, la geometria final del plec dependrà del
punt per on l'encavalcament trenqui el plec (Mitra,
1990; Suppe i Medwedeff, 1990). Així pot trencarlo
per la xarnera anticlinal, per la sinclinal o per una
altra banda (Fig. 9, B).
L'estudi de plecs individuals ha permès de construir
una sèrie de corbes que relacionen l'angle de
l'interflanc amb l'angle de la rampa de bloc inferior
de l'encavalcament, tant en el model de plec
d'inflexió de falla (Suppe, 1983) com en el plec de
propagació de falla (Suppe i Medwedeff, 1984). Els
models establerts assumeixen que no hi ha canvis en
aquests angles durant l'evolució del plec (Suppe,
1985).
En el vessant meridional del Pirineu, a causa dels
nombrosos nivells de desenganxament existents, la
majoria dels plecs són de desenganxament. Els
termes plec d'inflexió de falla i plec de propagació
de falla només s'han utilitzat per descriure plecs des
del punt de vista geomètric. La terminologia dels
encavalcaments en català prové de Muñoz (1985).

Fig. 9. Diferents tipus de plecs lligats a
encavalcaments. En aquest treball s'utilitza aquesta
terminologia des d'un punt de vista geomètric. En el
plec d'inflexió de falla (fault-bend fold) i en el plec
de propagació de falla (fault-propagation fold), el
bloc inferior resta indeformat. El plec de
desenganxament es forma per sobre d'un nivell de
lliscament i és molt comú en el Pirineu. Un
posterior escurçament pot acomplir-se per mitjà
d'encavalcaments formats en diferents posicions del
plec que el transporten de forma passiva (vegeu
descripció i referències en el text).
Mètodes geomètrics de dibuix dels talls geològics
En aquest apartat es comenten els mètodes
geomètrics que s'han utilitzat per dibuixar els talls
geològics, a partir de la informació de superfície i de
subsòl. Dels dos mètodes existents per dibuixar
plecs geomètricament correctes, el de Busk (Busk,
1929) assumeix que els plecs són concèntrics i
paral·lels mentre que el mètode dels kink, utilitzat
31
en aquest treball, també assumeix que el plec es
paral·lel, però amb els flancs rectes i les xarneres
angulars. Sempre que el gruix de les capes sigui
constant, la superfície axial bisecta els flancs. Allà
on dues superfícies axials s'intersecten, neix una
nova superfície que bisecta igualment els flancs
(Suppe, 1985).
Una altra eina geomètrica utilitzada pel dibuix dels
talls geològics és el que en anglès s'anomena dipdomain
geometry (Kligfield et al., 1986). Aquesta
ajuda a dibuixar la continuació d'un plec en
profunditat per mitjà de panels on les capes
presenten una inclinació homogènea, separats per
bisectrius. Per a la l'extrapolació en profunditat de
les estructures s'utilitzen totes les dades de superfície
(cabussaments i inclinació axial de les estructures) i
de subsòl disponibles (dades dels sondeigs i de les
línies sísmiques). Totes les estructures dels talls
geològics i especialment les més complexes, com la
de l'anticlinal d'Oliana han estat dibuixades seguint
aquest mètode.
Els principals avantatges dels mètodes geomètrics
són el rigor de la construcció dels talls geològics i la
facilitat de mesurar i rectificar les longituds de les
diferents línies (estrats i encavalcaments) que hi
intervenen, en fer conjuntament els talls compensat i
restituït.
La geometria angular d'alguns sectors dels talls, poc
comuna en el camp, resulta de l'escassetat de dades,
en llocs on són difícils d'aconseguir. És molt
important assenyalar que la majoria de tècniques
geomètriques existents assumeixen que el gruix de
les capes es manté constant al llarg del tall o
almenys del plec. Com que els materials de la zona
estudiada presenten importants i abruptes variacions
de potència, aquests mètodes s'han emprat per
sectors considerats homogenis.
Mètodes de restitució dels talls geològics
Per a l'alçament dels talls compensats i restituïts s'ha
utilitzat el mètode de la conservació de la llargada
de les capes (bed length technique) per a les sèries
competents. Tot i que el mètode és descrit per Hunt
(1957) i utilitzat per Bally et al (1966) entre d'altres,
es pot dir que és Dahlstrom (1969) qui discuteix el
mètode que serveix de punt de partida per a la
utilització exhaustiva dels talls compensats i
restituïts en regions dominades per plegament
concèntric.
Els talls compensats i restituïts s'han construït
considerant que el plegament és concèntric i que no
hi ha pèrdues significatives d'àrea en el pla del tall
durant l'escurçament (plane strain), discutit a

Hossack (1979). Per tant, la longitud i el gruix de les
capes roman constant durant tota la deformació. A
les sèries incompetents, com les evaporites, aquesta
regla no es compleix a causa del diferent mecanisme
de deformació. En aquests casos s'ha utilitzat el
mètode de la conservació de les àrees. En el càlcul
àreal tant sols s'han tingut en compte les migracions
en el pla del tall paral·lel a la direcció del transport
tectònic. En aquest sentit, els talls que atravessen
zones de rampes oblíqües presenten problemes que
seran discutits més endavant.
Per una altra banda, els talls compensats han de
complir amb la llei del mínim escurçament
(Dahlstrom, 1969). Segons aquesta llei, quan no es
pot conèixer la posició exacta del punt de tall
d'algun dels blocs de l'encavalcament, aquest s'ha de
reconstruir de tal forma que representi el mínim
escurçament geològicament possible.
Per tal d'avaluar l'escurçament exacte de cada
estructura s'ha intentat controlar el màxim nombre
de punts de tall en ambdós blocs dels
encavalcaments. Quan el punt de tall no pot
observar-se perqué està erosionat o bé és cec s'ha
treballat amb la solució geomètrica que presenta el
mínim escurçament.
La translació d'un encavalcament es descomposa en
dos components, l'horitzontal o avanç tectònic i el
vertical. El valor d'aquests dos components depèn de
l'angle de la rampa (Fig. 10). Per un mateix valor
d'escurçament, el component vertical és major quan
l'angle de la rampa és elevat. D'aquesta forma
s'aconsegueix crear relleu amb poc escurçament.
Com que la translació és l'escurçament menys la
deformació interna de la làmina, en els mantells del
Pedraforca i del Montsec, la translació representa
aproximadament el 80% de l'escurçament (vegeu
Escurçament del tall geològic J-2, pàg. 42). En altres
casos com a la transversal de Riglos, fora de l'àrea
estudiada (vegeu la situació de Riglos en el mapa
estructural del Pirineu, Fig. 3), la deformació interna
de l'estructura frontal de l'encavalcament és gran
comparada amb el valor de la translació (Pocoví et
al., 1990 i Hogan et al., en revisió).
L'avanç de la traça emergent d'un encavalcament és
equivalent a l'avanç tectònic menys el retrocés de la
traça degut a l'erosió (De Paor, 1992). Aquest
concepte és molt important a l'hora de fer les
reconstruccions dels mapes palinspàstics on el que
normalment es representa són les traces dels
encavalcaments per cada període considerat. La
localització d'aquestes traces és difícil de reconèixer,
sobre tot si no han quedat preservats els sediments
sintectònics del bloc inferior de l'encavalcament.
32
Fig. 10. Esquema on es mostra la descomposició de
l'escurçament en el desplaçament o translació i la
deformació interna de la làmina encavalcant. La
translació és igual a l'escurçament menys la
deformació interna. La translació a la vegada es
descompon en un component horitzontal o avanç
tectònic i un component vertical. L'angle de la
rampa de bloc inferior condiciona la repartició
entre els dos components.
El punt de contorn d'un encavalcament correspon al
punt més avançat on es produeix translació. Si
l'encavalcament és emergent la línia de contorn
correspon a la traça de l'encavalcament en
superfície. Si és cec, aleshores la línia és cega com
passa al dúplex d'Oliana (vegeu per ex. la
reconstrució de la línia de contorn del dúplex
d'Oliana a la Fig. 68).
Datació de les estructures tectòniques
Per a completar l'anàlisi estructural d'una regió
plegada cal conèixer l'edat de les estructures
individuals del sistema d'encavalcaments i plecs, que
pot efectuar.se mitjançant mètodes de datació
directes o indirectes. El mètode directe consisteix en
la datació dels dipòsits sintectònics associats als
encavalcaments i plecs. El mètode indirecte, d'àmbit
més general, consisteix en conèixer l'edat de
l'emplaçament dels mantells de corriment per mitjà
de l'anàlisi de les variacions espaials i temporals de
la subsidència calculada a partir dels dipòsits de
l'avantpaís (discutit àmpliament a Burbank i
Raynolds, 1986; i Jordan et al., 1986).
Els sediments sintectònics relacionats amb l'activitat
d'una estructura determinada poden correspondre a
diferents moments del desenvolupament d'aquesta.
El marcador de l'inici de l'activitat tectònica
correspon, generalment, a un canvi brusc de la
natura del dipòsit. El creixement de l'estructura
queda reflectit, principalment, per la geometria de
tascó sedimentari del conjunt de capes pròximes i
sincròniques a aquesta. L'atasconament de les capes
forma les discordances progressives, àmpliament

documentades a Riba (1989). Les capes en posició
subhoritzontal i discordant per sobre de tots els
materials infrajacents registren la fossilització
d'aquesta (Fig. 11). En alguns casos, una estructura
determinada pot ser reactivada posteriorment,
dificultant la datació de l'activitat tectònica prèvia.
En molts punts, l'única dada que coneixem amb
certesa és l'edat de fossilització de la última activitat
tectònica de l'estructura.
Una anàlisi de la datació de l'activitat tectònica en
l'espai i en el temps d'una regió plegada permet de
conèixer l'evolució de la deformació en sentit
transversal i longitudinal a la serralada: seqüències
d'encavalcaments, sincronia o hetercronia de la
deformació, migració lateral de la deformació. La
bona conservació de les relacions entre les
estructures tectòniques i els sediments associats a tot
l'àmbit de l'orogen pirinenc, especialment al vessant
sud permet de fer una datació exhaustiva de les
estructures de la zona estudiada.
Fig. 11. Períodes d'activitat tectònica enregistrats
pels sediments sintectònics situats a l'avantflanc
d'una estructura encavalcant. L'inici de l'activitat és
enregistrada per una entrada de materials detrítics
a la conca. El creixement de l'estructura durant el
desplaçament o translació forma una discordança
progressiva general, i el final del creixement és
enregistrat pels sediments subhoritzontals que
fossilitzen els sediments sintectònics i el substrat de
la làmina encavalcant.
Coneixent l'edat de la deformació en els marges del
Pirineu i de la Cadena Costanera Catalana es pot
conèixer l'evolució del sector NE de la placa ibèrica
durant l'orogènia alpina.
33
Velocitat d'escurçament
A partir del càlcul de l'escurçament i de la datació
d'aquest s'ha calculat la velocitat d'escurçament, que
informa com veurem sobre la cinemàtica del sistema
d'encavalcaments.
De tota manera, en la utilització d'aquest paràmetre
cal tenir en compte algunes consideracions. Així, les
velocitats d'escurçament calculades en aquest treball
només representen les velocitats de l'escurçament
del segment de la cadena representat en els talls. Es
a dir, la velocitat a què es desplaça la part més
interna del segment, en general marcada pel punt B
en els talls geològics de la mamòria. A més,
representen velocitats constants, acotades entre les
dades d'edat disponibles, i velocitats mínimes ja que
s'han calculat a partir de valors d'escurçament
mínims. Un altre punt a considerar quan s'intenta fer
una reconstrucció completa de l'escurçament i
velocitats d'una cadena és l'existència de grans
encavalcaments fora de seqüència a les zones
internes que incrementen l'escurçament. Donat que
aquestes estructures normalment no presenten
dipòsits sintectònics associats, es fa difícil de
controlar-ne la velocitat d'escurçament, com seria el
cas de l'encavalcament de Ribes-Camprodon
(Muñoz, 1985). En aquests casos, només la resposta
sedimentària a l'avantpaís d'aquestes estructures
(Schmitt i Steidtmann, 1990) o els mètodes
geocronològics o de fission-track poden ser útils, tal
com han estat aplicats a l'Himàlaia (Zeitler et al.,
1989; i Cerveny et al., 1989, respectivament).
Tot i les consideracions assenyalades, les diferents
velocitats d'escurçament calculades en aquest treball
presenten un control consistent de la cinemàtica del
sistema d'encavalcaments sudpirinenc. Aquestes
velocitats representen a més una primera
aproximació a la velocitat de la convergència entre
les plaques europea i ibèrica. Aixó és cert pel fet que
l'escurçament representat en el Pirineu meridional, al
sud de la Falla Nordpirinenca, és molt més
important que al Pirineu septentrional (per ex.
Muñoz, 1992). En qualsevol cas, la velocitat de
convergència serà menor que el doble dels valors
calculats de l'escurçament.
La velocitat de migració del punt de contorn informa
sobre la natura dels nivell per on es traslada
l'encavalcament (Fig. 12). Una velocitat ràpida
indica un bón nivell de desenganxament, com és el
cas de les sals de la Fm. de Cardona, acompanyat de
poc relleu topogràfic.

Fig. 12. Esquema on s'observa la relació entre
l'escurçament i la propagació del punt de contorn
(inspirat en Homewood et al., 1985).
Situació dels talls geològics de la xarxa
Els talls geològics descrits en aquest estudi
constitueixen la base de dades principal del treball.
Els talls geològics clau s'han dibuixat amb una
direcció general aproximada N-S, d'acord amb la
direcció general del transport tectònic, per tal de
poder-los compensar (Fig. 14). Els talls són
paral·lels entre ells i presenten una separació mitjana
inferior als 15 km. Només el tall més oriental se
situa a 45 km de la resta del conjunt. Aquests talls
s'inicien, al nord, en el contacte entre les roques del
basament i la cobertora, atravessen els mantells
formats per roques de la cobertora, la conca
d'avantpaís de l'Ebre i acaben, al sud, a la zona
indeformada d'aquesta.
Els talls s'han numerat de J-1 a l'extrem est fins a J-
13 a l'extrem oest. Alguns dels talls continuen fins al
marge meridional de la conca de l'Ebre constituït,
per la Cadena Costanera Catalana (J-1, J-3 i J-12).
El conjunt de talls J-14, J-9, J-15 i J-10, de direcció
aproximada E-W (citats de S a N), formen la branca
ortogonal de la xarxa de talls (Fig. 14). Tots els talls
formen una xarxa interconnectada i ortogonal.
Els talls s'han dibuixat a escala 1/50.000. En un
primer estadi s'ha utilitzat la informació
subministrada per a una franja estreta de terreny al
voltant de la traça de cada tall, per evitar incloure
informació i conclusions d'altres transversals.
Alguns d'aquests talls s'han aixecat seguint la traça
de línies sísmiques i es recolzen en els sondeigs
petroliers. Els talls geològics realitzats a través de la
conca potàssica catalana es recolzen en els sondeigs
d'investigació i explotació de la conca de potasses
disponibles. Els talls J-1, J-3, J-7 i J-13, de direcció
N-S s'han compensat i restituït. Per a cada tall
compensat s'ha calculat l'escurçament i la velocitat
de l'escurçament, sempre que ha estat possible.
34
La comparació entre els diferents talls,
l'interconnexió d'aquests i la comparació amb els
mapes palinspàstics han permès una segona fase del
dibuix dels talls geològics. En aquesta, els talls s'han
modificat d'acord amb les noves dades, producte de
la comparació dels diferents paràmetres comentats.
Com que els talls presentats constitueixen versions
finals, cada modificació efectuada en aquesta segona
fase es discuteix acuradament.
Així, els talls geològics descrits representen el
producte final d'una primera fase a l'escala de la
transversal, on s'introdueix informació en 2
dimensions (2D). Una segona fase d'interconnexió
dels talls i comparació amb els mapes, on el model
format per la xarxa de talls geològics i els mapes
palinspàstics esdevé en 3 dimensions (3D). El fet
que el factor temps estigui àmpliament controlat
introdueix la quarta dimensió.
Talls geològics compensats en zones de rampes
oblíqües
La construcció de talls geològics compensats que
atravessen zones de rampes oblíqües presenten
nombrosos inconvenients. La dificultat en
reconèixer la direcció del transport tectònic en
aquestes zones i la deformació no planar del material
a través de les rampes oblíqües (Wilkerson et al.,
1992; i Apotria et al., 1992) desaconsellen la
construcció de talls compensats en aquestes
situacions (Hossak, 1979; entre d'altres).
En aquest treball però, el tall geològic J-7, que
atravessa la zona de rampes oblíqües del Segre
(Vergés i Muñoz, 1990; i Burbank et al., 1992a) s'ha
compensat tot i els problemes existents. Les raons
per compensar el tall han estat vàries. Per una banda
el coneixement de la direcció del transport tectònic
paral·lel a la direcció del tall elimina un dels
problemes. Per altra el bon control de subsòl
(sísmica i sondeigs) i el bon lligam que ofereixen els
altres talls paral·lels sobre els resultats permeten
efectuar una compensació. Finalment, les
característiques geològiques de la transversal són de
vital importància a l'hora d'interpretar el conjunt de
la regió estudiada.
Llegenda dels talls geològics
La Fig. 13, representa una còpia del tall J-10 on
s'han enumerat les característiques comunes per a
tots els talls de la memòria.

35
Fig. 13. Llegenda dels talls geològics. 1) Línia d'intersecció amb un tall geològic; 2) Límit d'un full
topogràfic a escala 1/50.000 amb el nom i número del full; 3) Situació d'un sondeig, nom i número referit al
llibre "Contribución de la exploración petrolífera al conocimiento de la geología de España" de Lanaja
(1987), (p. projectat); 4) Situació i nom d'un poble; 5) Situació i nom d'un accident geogràfic; 6) Situació i
nom d'una estructura geològica (a. anticlinal, s. sinclinal, i e. encavalcament); 7) Situació i nom d'un
jaciment de mamífers; 8) Límits de la línia sísmica situada en la vertical del tall geològic, amb el nom
corresponent; 9) Columna estratigràfica d'un sondeig o de camp situades fora de la seva vertical; 10)
Columna estratigràfica d'un sondeig o de camp situada en la vertical corresponent del tall geològic; 11)
Coordenades de situació; 12) Escala vertical igual a l'horitzontal. De totes formes els talls geològics i les
línies sísmiques estan sempre representats a escala 1/100.000 o 1/200.000, tal com s'explica al peu de les
figures. (English figure caption page 168).
Fig. 14. Mapa estructural del Pirineu oriental i central corresponent a la zona coberta pels talls geològics
de la xarxa de talls. Compilació a partir de la informació geològica a escala 1/50.000 disponible junt amb
la informació pròpia. En el mapa s'ha inclós la situació dels fulls topogràfics a escala 1/50.000, i els
sondeigs de petroli amb el número de sondeig corresponent (Lanaja, 1987). Les línies discontínues
assenyalen la situació dels perfils de sísmica profunda ECORS Pirineus i ESCI Cadena Costanera Catalana.
Els talls compensats J-1 i J-3 atravessen la conca d'avantpaís de l'Ebre fins al marge catalànide. Al S de la
transversal del tall J-12, s'observa la situació del tall geològic publicat a Colombo i Vergés (1993). (English
figure caption page 168).

37
Descripció de la xarxa de talls geològics
Tall compensat J-1 (Mantell del Cadí a l'E del riu Freser)
El tall J-1 constitueix el tall més oriental del
conjunt de talls. S'ha dibuixat per integrar la
informació profunda dels sondeigs de petroli de
Ridaura-1, Vallfogona-1 i el Serrat-1 i la
informació de superfície del sinclinal de Ripoll i de
l'antiforme del Freser. Aquest tall junt amb el J-3
són els que proporcionen la informació per poder
restituir el mantell del Cadí.
Amb una direcció N-S, atravessa l'apilament
antiforme del Freser al N, el mantell del Cadí i el
sistema de plecs i encavalcaments de l'avantapaís
deformat. Més al sud, el tall, amb una direcció
NNW-SSE arriba fins al marge SE de la conca de
l'Ebre.
El control estructural i estratigràfic del sinclinal de
Ripoll (Muñoz et al., en premsa) junt amb la
integració de les dades dels sondeigs de Ridaura-2
(op.: Petrofina, 1965), de Vallfogona-1 (op.: Pesa,
1956) i del Serrat-1 (op.: Union Texas España,
1989) permet afinar l'estructura del mantell del
Cadí i de les unitats situades per sota.
El tall geològic està modificat de Martínez et al.,
(1989); Muñoz et al., (en premsa); i Saula et al., (en
premsa), amb la informació addicional de Muñoz et
al., (1988) i Van Eeckhout et al. (1990) i Clavell
(1992). La part de l'antiforme del Freser és de
Muñoz (1985) i Muñoz et al., (1986).
Es descriu, de S a N, l'avantpaís indeformat,
l'avantpaís deformat, el mantell del Cadí i
l'antiforme del Freser.
Avantpaís indeformat
Els materials de l'Eocè inferior i mitjà-superior
formen un tascó sedimentari que s'aprima cap al
sud. Les margues de la Fm. de Banyoles passen
amb canvi lateral de fàcies cap a les calcàries de
plataforma de la Fm. de Perafita. La geometria en
tascó de tota la pila de sediments indica que el
marge S, en aquesta transversal, actuà de marge
passiu.
Avantpaís deformat
L'avantpaís deformat, al sud de l'encavalcament de
Vallfogona presenta una sèrie de plecs i
encavalcaments amb vergència S. L'estructura més
meridional és l'anticlinal de Bellmunt (Muñoz et al.,
1988; Saula et al., en premsa), que representa un
plec de desenganxament. L'anticlinal de Bellmunt
representa el punt de contorn del sistema pirinenc
en aquesta transversal. El conjunt d'encavalcaments
de l'avantpaís està lligat a l'encavalcament basal del
sistema desenganxat pels guixos i margues de les
Fms de Beuda i Banyoles, tal com suggerí Fontboté
(1962). La continuació cap al nord d'aquest
encavalcament basal s'ha situat al sostre de les
calcàries de plataforma de l'Eocè inferior-mitjà, tal
com passa a altres transversals del Pirineu.
La rampa de bloc inferior de l'encavalcament basal
s'ha situat en el canvi de fàcies de les calcàries de
plataforma de la Fm. del Cadí, al sud, a les margues
i calcàries margoses de conca de la Fm. de Sagnari
aflorant al flanc nord del sinclinal de Ripoll.
Aquesta interpretació es basa en les dades de
transversals més orientals (Martínez et al., 1989).
La continuació nord de l'avantpaís deformat per
sota de l'encavalcament basal del sistema i situat
per sota del mantell del Cadí fou anomenat mantell
del Serrat, en anteriors treballs (Martínez et al.,
1989).
Mantell del Cadí
L'estructura principal del mantell del Cadí és el
sinclinal de Ripoll, de gran continuïtat regional i
direcció general E-W. El sinclinal és clarament
dissimètric, amb el flanc nord molt potent,
constituït per la totalitat de la sèrie paleòcena i
eocena, des de les calcàries del Garumnià fins als
guixos de la Fm. de Beuda, i el flanc sud on només
aflora la part superior d'aquesta sèrie formada per
margues i guixos de la Fm. de Vallfogona
(Martínez et al., 1989; Muñoz et al., en premsa).
Les formacions de Coubet i Bellmunt, amb una
geometria progradacional cap al sud, formen el

nucli del sinclinal de Ripoll.
Els materials que formen el flanc N del sinclinal
presenten una disposició subvertical i fins i tot
invertida en la seva part més septentrional, amb una
deformació interna intensa (Muñoz et al., 1988).
El sondeig del Serrat-1 atravessa 800 m de
materials de les Fms de Bellmunt i Coubet i entra
en una sèrie molt potent, superior als 2000 m de
margues, guixos i nivells de sals. Als 1100 m de
profunditat hi ha un canvi important en la inclinació
de les capes que passen de cabussar al S en la part
superior a ser subhoritzontals en la inferior. El límit
entre els dos conjunts de capes correpon a
l'encavalcament de Vallfogona que limita el mantell
del Cadí i l'apilament antiforme del Freser de
l'avantpaís desenganxat infrajacent (Martínez et al.,
1989).
El pla poc inclinat i poc profund de l'encavalcament
de Vallfogona talla amb un angle molt elevat els
materials del Garumnià i la sèrie de l'Eocè inferior i
mitjà que formen el flanc nord del sinclinal de
Ripoll. La seva continuació cap al sud talla amb un
angle suau els materials situats per sobre dels de la
Fm. de Beuda a ambdós blocs de l'encavalcament.
La traça d'aquest encavalcament és rectilínia i amb
una direcció aproximada E-W, tot i que a l'W de la
transversal del tall canvia a una direcció ENE-
WSW (Puigdefàbregas i Soler, 1980 i Clavell et al.,
1988). La traça rectilínia de l'encavalcament i els
afloraments on aquest s'observa indiquen que té un
cabussament elevat en superfície, fet que sembla
contradictori amb la geometria general poc
inclinada de l'encavalcament en profunditat.
L'encavalcament de Serra Cavallera ha estat
considerat el límit entre el mantell del Cadí i
l'antiforme del Freser (Muñoz, 1985; Muñoz et al.,
1986). En el tall, aquest encavalcament entronca
amb el de Vallfogona. En aquest treball però, s'ha
considerat el mantell del Cadí com una gran unitat
constituïda per basament (antiforme del Freser) i
per cobertora (el sinclinal de Ripoll). Tot el conjunt
encavalca cap al sud per sobre de l'encavalcament
de Vallfogona que cabussa suaument cap al N.
Antiforme del Freser
L'estructura al N del sinclinal de Ripoll, per sota de
l'encavalcament de Serra Cavallera, està formada
per un conjunt de làmines tectòniques constituïdes
per roques paleozoiques amb una cobertora
discordant formada per roques de l'Estefano-Permià
i del Garumnià (Muñoz, 1985). Aquest conjunt de
làmines forma l'apilament antiforme del Freser que
38
queda tallat al nord per l'encavalcament de Ribes-
Camprodon, interpretat com un encavalcament fora
de seqüència (Muñoz, 1985).
L'emplaçament de les làmines de l'antiforme del
Freser plega els materials del sinclinal de Ripoll.
D'aquesta forma, l'elevat angle de tall de la sèrie de
l'Eocè inferior i mitjà que s'observa al flanc nord
del sinclinal de Ripoll pot explicar·se per una
rotació i verticalització d'aquests materials a la part
frontal de l'antiforme del Freser tal com s'observa a
la Fig. 15.
Fig. 15. Esquema interpretatiu sense escala del
bloc superior de l'encavalcament de Vallfogona on
l'angle de tall de les capes de l'Eocè inferior amb
l'encavalcament varia a causa de l'emplaçament de
les làmines de l'antiforme del Freser. La rotació de
les capes explica el pas d'un angle de tall amb
l'encavalcament petit en el tall restituït a un angle
proper als 90 º de la situació actual del tall J-1, tal
com s'observa a la Fig. 16.
Tall restituït J-1
Al tall restituït (Fig. 16) s'han utilitzat tres nivells
horitzontals, en el moment del seu dipòsit, com a
nivells de referència. Al sud, per a la conca
d'avantpaís de l'Ebre s'ha utilitzat la base de la Fm.
de Vidrà, pel mantell del Cadí el sostre dels guixos
de la Fm. de Vallfogona-Beuda, i per a l'antiforme
del Freser el sostre de les calcàries del Garumnià.
A la part meridional del tall, el conjunt de dipòsits
de l'Eocè mitjà i superior que rebleixen la conca
d'avantpaís mostra una geometria de tascó que
s'aprima suaument cap al sud. La part septentrional
del tall s'ha reconstruït de manera que representi el
mínim escurçament possible a partir de les dades
subministrades pel sondeig del Serrat-1 i el flanc
nord del sinclinal de Ripoll.
Les diferents formacions tenen una geometria
lenticular i han estat interpretades com a seqüències
deposicionals (Puigdefàbregas et al., 1986; i
Martínez et al., en premsa). Cada seqüència té el
depocentre situat al sud de l'anterior.
Al N, el contacte entre els dipòsits turbiditics de la

Fm. de Campdevànol i els guixos de la Fm. de
Beuda és una discordança angular (Martínez et al.,
en premsa; Muñoz et al., en premsa).
D'acord amb els models existents per a la conca de
Jaca on s'observen relacions similars
(Puigdefàbregas, 1975; Labaume et al., 1985; i
Barnoles i Teixell, 1992), el contacte de la
plataforma meridional amb els materials de la
seqüència d'Armàncies s'ha interpretat com un pas
lateral de fàcies (Puigdefàbregas et al., 1986),
mentre que per a les seqüències posteriors com un
onlap. De tota manera, els talls restituïts de la conca
de Jaca suggereixen angles de contacte entre la
plataforma calcària i les capes de turbidites de 5 º
(Labaume et al., 1985) i 6-7 º (Teixell, 1990), valors
més baixos que els que s'observen a la restitució
efectuada en el tall J-1.
Els materials detrítics de trànsit i continentals de les
Fms de Coubet i Bellmunt s'han restituït en una
posició pre-deformació tot i que tal com s'explica
més endavant constitueixen els dipòsits sintectònics
de l'emplaçament del mantell del Cadí. Aquests
s'han estacat en el flanc N del sinclinal de Ripoll
(punt B del tall restituït).
L'encavalcament de Vallfogona mostra una
inclinació uniforme de 15º a la part inferior (des del
Garumnià fins al sostre de la Fm. de Campdevànol)
i passa a ser subhoritzontal dins de la part superior
de les margues i guixos de la Fm. de Vallfogona-
Beuda, que utilitza com a nivell de lliscament
(Martínez et al., 1989). Tal com s'ha descrit
anteriorment, l'encavalcament és subvertical a prop
de la superfície topogràfica.
L'angle de les capes involucrades en la rampa de
bloc superior és un angle molt inferior al que
mostren en el tall deformat, tal com s'ha explicat
anteriorment (Fig. 15).
La reconstrucció de les diferents làmines de
basament de l'antiforme del Freser està feta a partir
de les dades subministrades per la cobertora i pel
basament. De S a N, el Garumnià augmenta de
potència, essent només detrític al S i detrític i
calcari al N. La làmina en contacte amb
l'encavalcament de Ribes-Camprodon conté una
potent sèrie de l'Estefano-Permià i un Cretaci
superior molt prim, situats en el bloc superior de
l'encavalcament de Serra Cavallera (Muñoz, 1985).
Discussió del tall restituït
En el tall restituït, la reconstrucció de la geometria
deposicional entre les calcàries de la plataforma de
l'Eocè inferior i mitjà i les seqüències d'Armàncies i
39
Campdevànol dóna un angle de 150 , molt alt per a
aquest tipus de relacions. La construcció del tall
restituït s'ha realitzat de manera que complís amb el
mínim escurçament. En aquest sentit, per obtenir
angles més baixos caldria una major llargada dels
cossos de les seqüències d'Armàncies i
Campdevànol.
Siqui quina sigui la magnitud de l'escurçament
considerat, la reconstrucció del marge comentat,
comporta una geometria flexionada de l'avantpaís
durant el dipòsit de les seqüències d'Armàncies,
Campdevànol i Beuda.
Escurçament
Pel càlcul de l'escurçament total s'ha col·locat el
punt d'estaca A a la part indeformada de l'avantpaís,
al sud de l'anticlinal de Bellmunt. El punt C o final
del tall, s'ha col·locat a les calcàries del Garumnià
que afloren just al bloc inferior de l'encavalcament
de Ribes-Camprodon.
L'escurçament corresponent a la diferència de
longitud entre els punts A i C en els talls deformat i
indeformat (54-23 km) és de 31 km. Aquest valor
d'escurçament pot dividir.se en 16 km per a
l'antiforme del Freser per sota de l'encavalcament
de Serra Cavallera, 11 km corresponents a la
translació dels punts de tall de la base de les
calcàries de la Fm. de Cadí per sobre de
l'encavalcament de Vallfogona i en 4 km
corresponents a l'escurçament que afecta els
materials de la conca d'avantpaís per sobre de
l'encavalcament inferior del sistema.
En aquest càlcul no s'ha tingut en compte ni
l'escurçament produït per les petites estructures ni
pel clivatge ben desenvolupat a les margues de
l'Eocè inferior (Fms de Sagnari i Armàncies) del
flanc nord del sinclinal de Ripoll i que afecta amb
menor importància a tota la sèrie paleogena de
l'avantpaís fins al flanc sud de l'anticlinal de
Bellmunt (Casas i Muñoz, 1987; Muñoz et al.,
1988). Així doncs, l'escurçament calculat
representa un valor mínim per a la transversal,
donat que tampoc s'ha tingut en compte
l'escurçament representat per l'encavalcament de
Ribes-Camprodon.
Tot i que en aquesta transversal l'extensió del
mantell del Cadí és petita, degut a la forta erosió del
flanc nord del sinclinal de Ripoll, en una
transversal més oriental, a la comarca de la
Garrotxa, s'ha calculat un escurçament de 9 km pels
materials de l'Eocè inferior i mitjà del mantell del
Cadí (Martínez et el., 1989).

El punt de tall entre l'encavalcament de Vallfogona
i les calcàries de l'Eocè inferior, en el tall restituït,
se situa a 23 km al nord de la traça actual de
l'encavalcament, en el tall compensat. Aquest valor
és important per a la construcció dels mapes
palinspàstics (vegeu Velocitat d'escurçament, pàg.
40).
Datació del sistema d'encavalcaments
L'inici del moviment del mantell del Cadí per sobre
de l'avantpaís queda enregistrat en les numeroses
dicordances angulars que mostren els sediments de
la Fm. de Bellmunt del sinclinal de Ripoll
(Martínez et al., 1988; Martínez et al., 1989; Muñoz
et al., en premsa). La formació de discordances en
ambdós flancs del sinclinal indica el desplaçament
del mantell del Cadí per la rampa de bloc inferior
de l'encavalcament de Vallfogona cap al sud
sincrònicament amb l'apilament de les làmines de
l'antiforme del Freser al nord.
L'inici del desplaçament coincideix amb el canvi de
condicions marines a continentals (Fm. de Coubet)
degut a l'aixecament de tot el mantell del Cadí, que
representa el bloc superior de l'encavalcament de
Vallfogona. Aquesta sedimentació continental en el
sinclinal de Ripoll és sincrònica amb la
sedimentació marina a la conca d'avantpaís
(Puigdefàbegras et al., 1986; Saula et al., en
premsa), que representa el bloc inferior de
l'encavalcament. Per tant, el primer
registre del moviment en el mantell del Cadí
s'associa als dipòsits de trànsit de la Fm. de Coubet,
amb una edat Lutecià mitjà. La datació
paleomagnètica de la base de la Fm. de Bellmunt a
la secció de Gombrén, al flanc N del sinclinal de
Ripoll (Burbank et al., 1992b), indica 43.5 Ma
(Vergés i Burbank, en premsa).
El sistema de plecs i encavalcaments que deformen
l'avantpaís mostren una migració de la deformació
cap al sud. L'anticlinal de Bellmunt que representa
l'estructura més meridional del sistema està
parcialment fossilitzat per la base dels
conglomerats de la Fm. de Berga. La base
d'aquests, a la zona d'Oliana s'ha datat com a
Priabonià inferior amb 36.5 Ma (Burbank et al.,
1992a; i Vergés i Burbank, en premsa).
Velocitat d’escurçament
Pel càlcul de la velocitat d'escurçament s'han
utilitzat els valors d'inici de 43.5 Ma (base de la
Fm. de Bellmunt) i final més moderna de 36.5 Ma
(base de la Fm. de Berga a Oliana).
El fet que els materials de la Fm. de Berga a
l'anticlinal de Bellmunt estiguin plegats indica que
40
l'escurçament continua amb posterioritat als 36.5
Ma, edat de la base de la formació. Tot i així,
l'escurçament total posterior als 36.5 Ma en aquest
tall és inferior a 1 km com s'observa pel suau
plegament d'aquestes capes (Fm. de Vidrà). A
causa del plegament d'aquests materials i a la
reactivació de l'encavalcament de Vallfogona (Mató
et al., en premsa) s'ha utilitzat l'edat 34.4 Ma per a
l'edat final de l'escurçament, igual que en el tall J-3
(vegeu Velocitat de l'escurçament del tall J-3, pàg.
46 i Mapa palinspàstic 47-34.4 Ma, pàg. 136).
La velocitat d'escurçament del sistema
d'encavalcaments en aquesta transversal és de (15
km/43.5-34.4 Ma) 1.6 mm/a, calculada només pels
materials paleogens del mantell del Cadí i
avantpaís de l'Ebre. La velocitat de migració del
punt de contorn corresponent és de (35 km/9.1 Ma)
3.8 mm/a.
Discussió de l'escurçament
A la restitució del tall J-1 s'observa que la vora sud
de les unitats que formen l'antiforme del Freser se
situa al nord del punt més septentrional de la
reconstrucció topogràfica dels materials paleogens
del mantell del Cadí. Per aquesta raó es pot utilitzar
la suma de l'escurçament calculat pels materials
paleogens del mantell del Cadí i l'escurçament
calculat per les diferents unitats de l'antiforme del
Freser (Muñoz, 1985 i Muñoz et al., 1986).
Si bé és relativament fàcil avaluar l'edat de
l'escurçament que afecta els materials paleogens del
mantell del Cadí, situats al sud del punt B, és més
difícil fer-ho per a les unitats de l'antiforme del
Freser, situades al nord d'aquest punt.
Per aquesta raó, s'ha calculat només la velocitat de
l'escurçament relacionat amb l'encavalcament de
Vallfogona i l'avantpaís des de la base de la Fm. de
Bellmunt fins per sobre de la base de la Fm. de
Solsona (15 km en 9.1 Ma).
Part de l'apilament de l'antiforme del Freser podria
dur·se a terme en el lapse de temps que hi ha entre
l'emplaçament del mantell inferior del Pedraforca
als 47 Ma i la base de la Fm. de Bellmunt als 43.5
Ma. L'altre part de l'escurçament, tal com s'ha
comentat fou sincrònic amb la formació del
sinclinal de Ripoll, amb posterioritat als 43.5 Ma.
La velocitat d'escurçament de 1.6 mm/a correspon a
la part bén datada del mantell del Cadí i avantpaís
deformat. Si afegim els 15 km d'escurçament de
l'antiforme del Freser i assumim una edat de 47 Ma
per a l'inici de la deformació a la vora nord d'aquest
(punt B), aleshores la velocitat d'escurçament (31
km/47-34.4 Ma) seria 2.46 mm/a.

41
Fig. 16. Tall geològic compensat i restituït J-1. El tall geològic està modificat a partir de Martínez et al. (1989), Muñoz et al. (en premsa), Saula et al. (en premsa) i Clavell
(1992). La part de l'antiforme del Freser és de Muñoz (1985) i Muñoz et al., (1986).
En el tall restituït, el punt d'estaca A està situat al flanc S de l'anticlinal de Bellmunt, a la part indeformada de l'avantpaís. El punt C correspon a l'aflorament més
septentrional del bloc superior de l'encavalcament de Serra Cavallera, just en el bloc inferior de l'encavalcament de Ribes-Camprodon. Les línies de referència horitzontals
corresponen a la base de la Fm. de Vidrà a l'avantpaís, i al sostre de la Fm. de Beuda a la part nord de l'avantpaís i mantell del Cadí. L'antiforme del Freser s'ha referit al
sostre del Garumnià. Els dipòsits de la Fm. de Bellmunt del sinclinal de Ripoll s'han estacat en el punt B, situat en el flanc nord del sinclinal de Ripoll. El sondeig El Serrat-1
(en tres parts) serveix de referència vertical. Aquest sondeig està projectat i la part superior del sondeig se situa 150 m per sota de la superfície topogràfica corresponent al
tall. Els talls compensat i restituït s'han representat a la mateixa escala vertical i horitzontal. (English figure caption page 168).

Tall compensat J-2 (Mantell inferior del Pedraforca a la transversal del
riu Llobregat)
Aquest tall s'ha dibuixat per conèixer l'escurçament
del mantell inferior del Pedraforca en una
transversal on aflora en tota la seva extensió. Els
sediments sintectònics situats al front del mantell
proporcionen l'edat del seu emplaçament.
El tall J-2, de direcció N-S, perpendicular a la
direcció de les principals estructures tectòniques
atravessa la part septentrional del mantell del Cadí i
la totalitat del mantell inferior del Pedraforca.
Aquest tall geològic permet conèixer les relacions
entre els mantells del Pedraforca i del Cadí, així
com fer un càlcul de l'escurçament ocorregut durant
l'Eocè inferior i mitjà a la part oriental del Pirineu.
El tall geològic J-2 està modificat de (Vergés et al.,
en premsa; i Mató et al., en premsa).
A continuació descriurem les diferents unitats
tectòniques del tall, de la superior (mantell inferior
del Pedraforca) a la inferior (mantell del Cadí).
Mantell inferior del Pedraforca
Les característiques generals del mantell del
Pedraforca en aquesta transversal són les de
recobrir el mantell infrajacent del Cadí, estar plegat
en sinclinal i mostrar una estructura interna
formada per un conjunt d'encavalcaments imbricats
(Fig. 17).
L'encavalcament inferior del mantell mostra una
geometria de replà pels materials del bloc superior
(mantell del Pedraforca) i una geometria de rampa
poc inclinada pels materials del bloc inferior
(mantell del Cadí). La base del mantell del
Pedraforca està constituïda per les argiles i guixos
del Keuper, que actuen com a nivell de
desenganxament del bloc superior. El sostre del
mantell del Cadí, en aquesta transversal està format
per les pelites i gresos de la Fm. de Campdevànol al
flanc nord i per la sèrie detrítica i evaporítica de la
Fm. de Beuda-Vallfogona en el flanc sud. L'angle
de tall de pocs graus entre l'encavalcament inferior
del Pedraforca i els materials del mantell del Cadí
s'observa en la cartografia geològica (Guerin-
Desjardins i Latreille, 1962 i Losantos et al., 1989).
L'estructura interna del mantell del Pedraforca està
formada per un sistema d'encavalcaments imbricats
que separen diferents sèries estratigràfiques,
constituïdes per Keuper, Juràssic, Cretaci superior i
Paleocè-Eocè inferior. Els materials mesozoics i
42
principalment els del Cretaci superior formen un
tascó de més de 2400 m de gruix a la làmina més
septentrional i gruixos inferiors als 500 m a les
làmines meridionals. Al mateix temps, la base del
Cretaci superior és progressivament més moderna
cap al sud (Solé Sugrañes, 1970; Vicens, 1992 i
Vergés et al., en premsa). Els materials eocens
estan constituïts únicament per afloraments poc
extensos de calcàries detrítiques amb alveolines a
les làmines meridionals i una sèrie completa, però
poc potent, i detrítica situada a la làmina més
meridional, a Santa Maria de Queralt (Fig. 17).
Aquesta sèrie comprèn des de les calcàries amb
alveolines de l'Ilerdià fins a les margues, gresos i
conglomerats equivalents a les turbidites de la Fm.
de Vallfogona d'edat Eocè mitjà (Solé Sugrañes i
Clavell, 1973). La poca potència que presenten els
materials, les discordances internes i la disposició
general en ventall (discordança progressiva)
indiquen un dipòsit sintectònic durant el transport
del mantell del Pedraforca cap al sud (Vergés et al.,
en premsa).
Com a norma general, la forma de tascó original de
la sèrie mesozoica del mantell inferior del
Pedraforca condiciona la geometria i posició de les
diferents làmines tectòniques, de clara vergència
sud. Les làmines septentrionals són extenses i
presenten una translació important sobre les
làmines infrajacents, mentre que les làmines més
meridionals són de poca extensió i presenten
translacions petites, fet que es posa de manifest per
la posició del anticlinals de bloc superior dels
encavalcaments.
L'extrem N del mantell del Pedraforca mostra
l'encavalcament del Collet, amb vergència nord
(Fig. 17). Lateralment s'observen altres estructures
amb aquesta vergència. Associada a
l'encavalcament del Collet hi ha una subtracció de
sèrie en alguns punts del mantell inferior del
Pedraforca. Aquests encavalcaments amb vergència
nord s'han interpretat com reactivacions
d'encavalcaments durant el plegament en sinclinal
del conjunt del mantell, com es discuteix més
endavant.
La manca de dipòsits sintectònics associats al
sistema imbricat en aquesta transversal, degut a
l'erosió, fa difícil la datació del sistema
d'encavalcaments. De totes formes, el sistema
imbricat pot datar.se a l'extrem oriental del mantell
del Pedraforca (Martínez et al., 1988). La datació

del conjunt d'estructures dirigides cap al nord és
més difícil. Tot i així es discuteix en el tall J-3
(vegeu Estructura del mantell inferior del
Pedraforca del tall J-3, pàg. 46). La disposició,
continuïtat cartogràfica i l'estratigrafia (Martínez et
al., 1991; Vicens, 1992; i Vergés et al., en premsa)
suggereixen que la làmina septentrional del mantell
inferior del Pedraforca és equivalent a la del
Montsec, mentre que el conjunt de làmines
meridionals són les equivalents de les unitats de les
Serres Marginals (Vergés et al., 1992).
Mantell del Cadí
El mantell del Cadí, aflora al nord i al sud del
mantell del Pedraforca. Està format, en el seu
extrem nord, per una sèrie potent de cobertora,
discordant per sobre de les roques paleozoiques. La
cobertora està constituïda per materials de
l'Estefano-Permià, Triàsic, Cretaci superior
discordant, Garumnià discordant i Eocè inferior i
mitjà (Vergés et al., en premsa). Aquesta sèrie, de
2400 m de potència mostra una estructura general
monoclinal cabussant 450 al S. Els materials
detrítics i volcànics de l'Estefano-Permià i del
Buntsandstein més a l'W, fossilitzen els
encavalcaments hercinians (Domingo et al., 1988).
L'encavalcament inferior del mantell del Pedraforca
es coloca per sobre de 250 m de turbidites de la Fm.
de Campdevànol en el flanc N i per sobre dels
guixos de la Fm. de Beuda en el seu flanc S.
L'estructura general del mantell del Cadí, no
dibuixada en el tall, és un sinclinal, continuació
occidental del sinclinal de Ripoll.
Tall restituït J-2
El tall restituït del mantell del Pedraforca és
relativament senzill. Els anticlinals de bloc superior
preservats permeten calcular el salt de cada
encavalcament. A l'encavalcament més
septentrional no es preserva l'anticlinal associat i en
aquest cas s'ha optat per la reconstrucció que
representa el mínim escurçament possible.
El sostre del Garumnià s'utilitza de nivell
horitzontal de referència per ambdós mantells,
l'inferior del Pedraforca i el del Cadí.
Una dificultat del tall és la reconstrucció de la
geometria de la rampa de bloc inferior de
l'encavalcament del mantell inferior del Pedraforca,
43
al N del seu aflorament. Donat que la rampa està
totalment erosionada partirem d'una sèrie de factors
geològics per tal d'anar acotant la geometria de la
forma més acurada possible, de manera que
representi al mateix temps el mínim escurçament.
Aquests condicionants són: 1) La cartografia
geològica indica un angle de tall de l'encavalcament
inferior del Pedraforca amb els materials del bloc
inferior molt suau. De W a E, l'encavalcament
inferior puja des dels guixos del Keuper fins a les
turbidites de la Fm. de Campdevànol amb un
pendent d'uns 30 (Vergés et al., en premsa; i
Losantos et al., 1989); 2) l'emplaçament del mantell
del Pedraforca es realitzà, almenys parcialment, per
sota de l'aigua, com ho demostren les faunes de
foraminífers incloses en la sèrie frontal de Santa
Maria de Queralt (Solé Sugrañes i Clavell, 1973);
3) l'emplaçament es realitzà bàsicament per mitjà
de translació tectònica per sobre del seu
encavalcament inferior. El sistema imbricat intern
representa una part petita del total de l'escurçament
i aquest es produí en part durant la translació i en
part durant la reactivació posterior del sistema, tal
com s'explica més endavant.
Tots aquests factors indiquen un emplaçament del
mantell inferior del Pedraforca per sobre d'una
rampa poc inclinada, tallant a la sèrie sintectònica
del bloc inferior. S'ha de considerar en favor
d'aquesta solució que una rampa d'angle elevat
produiria un efecte de paret en front de les làmines
primes de la part meridional del mantell del
Pedraforca. Així, una rampa de 200 com la
utilitzada en les reconstruccions anteriors (Vergés i
Martínez, 1988) sembla poc apropiada.
En la reconstrucció del tall s'ha optat per dibuixar
una rampa amb un angle pròxim al que presenta la
base del mantell del Pedraforca. Aquesta rampa,
amb un angle de 70 , permetria la translació del
mantell amb poca deformació interna i amb la part
frontal sota de l'aigua. Tot i així, l'angle escollit és
superior al doble de l'angle que s'observa en el
sentit E-W.
Els materials sintectònics de Santa Maria de
Queralt no s'ha dibuixat en el tall restituït però
representen dipòsits acumulats en el front del
mantell inferior del Pedraforca durant el transport
d'aquest cap al sud (Martínez i Vergés, en prep.).
Escurçament
L'escurçament total del mantell inferior del
Pedraforca és la diferència de les llargades A-C
entre el tall compensat i el tall restituït. El punt

d'estaca A s'ha situat a l'aflorament més
septentrional de les turbitides de la Fm. de
Campdevànol del mantell del Cadí just per sota de
l'encavalcament del Pedraforca. El punt C
correspon a l'extrem nord dels afloraments de la
làmina septentrional del mantell inferior del
Pedraforca. En el tall compensat, el punt C se
superposa al punt A. Per tant, l'escurçament total és
la diferència entre aquests dos punts en el tall
restituït, corresponent a 39.5 km.
El sistema imbricat intern d'encavalcaments dóna
9.5 km d'escurçament, calculat mesurant la
diferència de les llargades B-C entre els dos talls.
El punt B s'ha situat al front de la làmina
meridional del mantell inferior del Pedraforca. Dels
30 km (39.5-9.5 km) de translació del mantell
inferior del Pedraforca per sobre del seu
encavalcament inferior, 17 km corresponen al
desplaçament per sobre dels materials del mantell
infrajacent i 13 km corresponen a la reconstrucció,
en el tall restituït, de la rampa erosionada entre els
punts A i B.
De l'escurçament intern, 7.4 km corresponen a
estructures amb vergència sud i 2.1 km a
estructures amb vergència N.
Per tant, el front de les làmines meridionals del
mantell inferior del Pedraforca equivalents de les
de les Serres Marginals se situa 30 km al nord de la
seva posició en l'estat restituït.
Velocitats d’escurçament
L'inici, el desplaçament i la fossilització, així com
la reactivació de les estructures prèvies es controla
per mitjà dels dipòsits sintectònics situats a ambdós
blocs de l'encavalcament basal. Les calcàries
detrítiques de la Fm. del Cadí, al bloc superior de
l'encavalcament (Martínez, com. per., 1991) així
com a la part occidental del mantell del Cadí
(Ullastre i Masriera, 1989; i Flinch, 1991) indiquen
creació de relleu tectònic relacionat amb l'inici del
moviment del mantell (Vergés et al., en premsa).
Per fer el càlcul de la velocitat d'escurçament s'ha
utilitzat l'edat de la base de la Fm. de Cadí
corresponent a 55 Ma (Vergés i Burbank, en
premsa). Aquesta edat correspondria a l'inici de la
deformació en el sector septentrional del tall (en un
punt pròxim al punt C), no a l'inici de la translació
per sobre del mantell del Cadí. L'edat final del
44
moviment per sobre del pla d'encavalcament se
situa al sostre dels guixos de la Fm. de Beuda
(Martínez et al., 1988; i Vergés et al., en premsa)
amb una edat de 47 Ma (Burbank et al., 1992b;
Vergés i Burbank, en premsa).
La sèrie detrítica marina situada en el front de la
unitat, a Santa Maria de Queralt, es disposa en
discordança progressiva que afecta els dipòsits del
Cuisià i del Lutecià (Solé Sugrañes i Clavell, 1973),
d'acord amb les dades documentades pel bloc
inferior de l'encavalcament.
El bloqueig de l'encavalcament inferior del mantell
durant el Lutecià coincideix amb el
desenvolupament del sistema imbricat
d'encavalcaments fora de seqüència de la unitat
(Martínez et al., 1988) format durant el plegament
en sinclinal del mantell del Cadí i mantell del
Pedraforca (Vergés et al., en premsa). La
reactivació dels encavalcaments durant el
plegament s'efectuà de forma similar a la descrita
per Alonso (1989) a la cadena cantàbrica. L'edat i
duració d'aquest sistema imbricat i fora de
seqüència està bén controlat, almenys a la
terminació oriental del mantell del Pedraforca, entre
els dipòsits de la Fm. de Coubet i de Milany
(Martínez et al., 1988) amb una edat de 47 Ma i
36.5 Ma (Burbank et al., 1992b; Vergés i Burbank,
en premsa).
De totes formes, és difícil de separar la quantitat
d'escurçament intern ocorregut durant la translació
del mantell i durant la reactivació de l'estructura
(Martínez, com. per., 1991). En aquest tall, s'ha
optat per incloure la meitat d'aquest escurçament (5
km) durant la translació entre 55 Ma i 47 Ma, i
l'altra meitat (5 km) durant la reactivació
ocorreguda entre els 47 Ma i 36.5 Ma.
Per tant, l'escurçament entre els 55 Ma i 47 Ma és
de 35 km. Els 30 km corresponents al desplaçament
per sobre del mantell infrajacent més la meitat del
produït per la imbricació tardana.
La velocitat d'escurçament calculada des de la base
de la Fm. de Cadí fins al sostre dels guixos de la
Fm. de Beuda és de (35 km/8 Ma) 4.4 mm/a.
Aquesta velocitat és més elevada que la de 3.3
mm/a, calculada en treballs anteriors (Vergés i
Martínez, 1988), donada la diferent construcció de
la rampa com ja s'ha indicat anteriorment.

45
Fig. 17. Tall compensat i restituït J-2, modificat de (Vergés et al., en premsa; i Mató et al., en premsa). La inexistència de materials sintectònics en aquesta
transversal permet de fer una restitució molt acurada del mantell inferior del Pedraforca. La reconstrucció de la rampa de bloc inferior de l'encavalcament del
Pedraforca s'ha dibuixat amb un angle de 7º, similar a l'angle basal del mantell inferior del Pedraforca en el seu estat restituït. En el tall restituït s'ha representat la
topografia actual del mantell del Cadí i de la làmina septentrional del mantell inferior del Pedraforca. Els talls compensat i restituït s'han representat a la mateixa
escala vertical i horitzontal. (English figure caption page 169).

46
Fig. 17. Tall compensat i restituït J-2, modificat de (Vergés et al., en premsa; i Mató et al., en premsa). La inexistència de materials sintectònics en aquesta transversal
permet de fer una restitució molt acurada del mantell inferior del Pedraforca. La reconstrucció de la rampa de bloc inferior de l'encavalcament del Pedraforca s'ha dibuixat
amb un angle de 7º, similar a l'angle basal del mantell inferior del Pedraforca en el seu estat restituït. En el tall restituït s'ha representat la topografia actual del mantell del
Cadí i de la làmina septentrional del mantell inferior del Pedraforca. Els talls compensat i restituït s'han representat a la mateixa escala vertical i horitzontal. (English figure
caption page 169).

Tall compensat J-3 (Massís del Pedraforca-Montserrat)
El tall J-3 s'ha dibuixat perquè en la transversal del
tall hi ha un bon registre de totes les unitats
tectòniques del Pirineu oriental, de l'avantpaís
deformat i del marge meridional d'aquest. El tall es
recolza amb informació profunda de sísmica i
sondeigs. A més a més, els sediments sintectònics
proporcionen les edats d'emplaçament d'un bon
nombre d'estructures. Aquest tall és un dels
principals de la xarxa.
El tall J-3, de direcció mitjana N-S, atravessa els
mantells del Pedraforca i del Cadí, l'avantpaís
deformat i l'avantpaís indeformat de l'Ebre fins al
marge SE d'aquest, a la transversal de Montserrat, i
Cadena Costanera Catalana.
El tall presenta un bon control sísmic amb les línies
S-1 al sud i S-19 al nord (op.: Union Texas España,
1983). L'avantpaís presenta a més a més gran
nombre de sondeigs per a l'exploració
d'hidrocarburs i potasses, com es comentarà més
endavant.
Avantpaís indeformat
L'avantpaís indeformat consisteix en una banda de
terreny d'uns 20 km, des de l'anticlinal d'Oló-Callús
al nord, considerat l'estructura més meridional del
sistema d'encavalcaments del sud del Pirineu, i el
marge de la Cadena Costanera Catalana.
La Cadena Costanera Catalana està formada per un
conjunt de làmines encavalcants, constituïdes per
roques del basament i en alguns casos una
cobertora triàsica, que poden tenir 10 km de salt
(mapes 391-392 i Anadón et al., 1979).
A la conca de l'Ebre, en contacte amb la Cadena
Costanera Catalana, la sèrie eocena és discordant
sobre les roques triàsiques i està formada per
materials detrítics amb més de 1500 m de potència
(Anadón et al., 1979), que constitueixen el fandelta
de Montserrat a la part superior (Anadón et
al., 1985a; Marzo i Anadón, 1988). Aquests
materials detrítics passen a sediments marins cap al
nord i prograden en el mateix sentit per sobre de les
calcàries de l'Eocè inferior i per sobre de les
calcàries de la Fm. de Collbàs (Fig. 27).
Estudis paleomagnètics en curs suggereixen que la
part més alta dels conglomerats de Montserrat se
situen per sobre del nivell de sals de la Fm. de
Cardona (Burbank, com. per., 1992), i per tant
correlacionats amb els dipòsits de la Fm. de
46
Solsona, tal com s'ha dibuixat en el tall J-3 (Fig.
27).
Les margues situades per sota de les sals de la Fm.
de Cardona, amb una edat anterior als 37 Ma
(Vergés i Burbank, en premsa) disminueixen de
potència cap al centre de la conca on només tenen
750 m de gruix. Les sèries detrítiques i
evaporítiques de Barbastro, Súria i Cardona són
d'edat Eocè superior i Oligocè inferior (Riba, 1967;
i Sáez, 1987).
Regionalment, tot el conjunt descrit cabussa cap al
nord. Aquesta inclinació està més marcada des del
sondeig de Castellfullit-1 cap al sud, on està proxim
de la superfície en contacte amb l'encavalcament
frontal de la Cadena Costanera Catalana. Si tracem
cap al sud un marcador seguint la inclinació del
sostre del basament que veiem al nord del sondeig
de Castellfullit s'observa que aquest està aixecat
més de 1500 m respecte al marcador a prop del
contacte amb la Cadena Costanera Catalana. Aquest
aixecament és comprovable per l'alçada topogràfica
dels sediments marins més alts de Montserrat,
situats a 1200 m.
L'aixecament d'aquesta part de la conca de l'Ebre és
posterior a la sedimentació marina de Montserrat i
podria estar lligat al bloc inferior del sistema de
falles extensionals del Vallès-Penedès (Morgan i
Fernández, 1990; i Bartrina et al., 1992), i més si
tenim en compte que en aquesta transversal la falla
nord del sistema extensional està situada molt a
prop del marge sud de l'avantpaís.
L’anticlinal d’Oló-Callús
L'anticlinal d'Oló-Callús és l'estructura més
meridional de l'avantpaís deformat i s'ha interpretat
com un plec desenganxat per sobre d'un
encavalcament cec dirigit cap al NW (Vergés et al.,
1992). Aquest encavalcament aflora a la localitat de
Santa Maria d'Oló (Riba, 1967). En aquesta
localitat, la vergència de l'encavalcament és NW i
presenta un bloc inferior indeformat i
subhoritzontal. A la base del bloc superior afloren
guixos i margues guixoses de la Fm. de Barbastro
Pueyo, com. per., 1991).

L'anticlinal de Súria
L'anticlinal de Súria és un plec de desenganxament
per sobre de les sals de la Fm. de Cardona. En una
transversal situada a l'est, l'anticlinal de Súria està
format per un parell d'anticlinals separats per
l'encavalcament de Súria, de vergència NNW, que
posa en contacte les sals de la Fm. de Cardona i els
guixos de la Fm. de Barbastro amb els dipòsits
detrítics de la Fm. de Súria tal com s'observa al
dibuix de línies de la línia sísmica cedida per
SúriaK, S i situada 5 km a l'est (Fig. 27).
Els guixos de la Fm. de Barbastro, situats en el bloc
inferior de l'encavalcament de Súria presenten un
clivatge local important de pla axial. L'anticlinal
septentrional, anomenat de Mig Món presenta, en
superfície, una lleugera vergència al SSE i un
clivatge de plà axial associat. Els dos anticlinals de
Súria amb diferent vergència assenyalen el punt de
canvi de vergència tectònica en la transversal del
tall J-3.
El dibuix de línies de la línia mostra dos conjunts
de reflectors clarament diferenciats. Els reflectors
inferiors són paral·lels, indeformats i suaument
inclinats al N, i els superiors estan deformats per
sobre del nivell superior dels reflectors inferiors. El
conjunt de reflectors inferiors s'interpreta de base a
sostre, com les calcàries de l'Eocè inferior i mitjà,
amb uns 450-500 m de potència (1), les margues de
les Fms. de Banyoles o equivalent i d'Igualada amb
una potència en conjunt de 750 m (2), i els
reflectors més superiors com el sostre d'aquestes
últimes i les sals de la Fm. de Cardona (3). Els
reflectors interns de les margues mostren una
disposició oblíqua respecte a d'altres reflectors (en
el sector N de la línia) i s'interpreten com una
disposició en downlap, tal com s'ha dibuixat en el
tall geològic (Fig. 27).
L'encavalcament meridional és emergent i amb
vergència N tal com s'observa en superfície, i
l'anticlinal N està format per sobre d'un altre
encavalcament cec amb vergència S que afecta la
part inferior de la sèrie situada per sobre de les sals
de la Fm. de Cardona. Aquests encavalcaments no
afecten el sostre de les margues d'Igualada i per tant
s'entronquen amb el nivell principal de
desenganxament localitzat a les sals de la Fm. de
Cardona, per sota de les quals no hi ha deformació.
Es interessant notar que el bloc inferior de
l'encavalcament septentrional mostra una
deformació simètrica a la del bloc superior
corresponent (vegeu el dibuix de línies inclós a la
Fig. 27).
47
L’anticlinal de Cardona
L'anticlinal de Cardona és paral·lel al de Súria, amb
vergència SSE i presenta el nucli constituït per les
sals de la Fm. de Cardona, que a la localitat de
Cardona trenquen l'anticlinal i afloren a la
Muntanya de sal (Fig. 18).
Ambdós anticlinals, el de Súria i el de Cardona
presenten una activitat halocinètica recent
enregistrada per la deformació de terraces del
Quaternari.
Fig. 18. Detall del nucli de l'anticlinal de Cardona
que aflora diapíricament a la Muntanya de sal,
amb la disposició de les capes de potasses
(modificat de Wagner et al., 1971 i Ramírez i Riba,
1975).
Anticlinal de Puig-reig
Al N del sinclinal de Solsona, els materials
continentals més alts de la Fm. de Solsona formen
l'anticlinal suau i de gran àmplitud de Puig-reig.
Per a l'estudi en profunditat d'aquest anticlinal,
parcialment fossilitzat pels conglomerats més alts
de les Fms. de Berga i Solsona, s'han utilitzat les
línies sísmiques S-1, S-3, S-11 i S-12 (op.: UERT,
S, 1977), que atravessen l'anticlinal en direcció N-
S. La línia sísmica S-1 (Fig. 27) mostra uns
reflectors molt continus i inclinats suaument cap al
N, localitzats entre 1.5 i 1.6 s al S i menys visibles
al voltant dels 2 s al N. Aquests reflectors s'han
interpretat com les calcàries de l'Eocè inferior i
mitjà. Aquests reflectors descriuen una forta
inflexió sota de la xarnera de l'anticlinal, en la part
central de la línia. La base d'aquests reflectors
correspon al límit basament-cobertora i se situa a
uns 3400 m sota del nivell del mar al sud de la línia
i a uns 4000 m al nord.
Un segon conjunt de reflectors subhoritzontals i
subparal·lels als primers se situen per sobre dels
anteriors al sector meridional de la línia a 1.5s. Han
estat interpretats com la part superior de les
margues de la Fm. d'Igualada i les sals de la Fm. de
Cardona.

Els reflectors superiors, situats per sobre dels
reflectors subhoritzontals, formen el sinclinal de
Solsona al S i el doble anticlinal de Puig-reig al N.
Per sota, formant els nuclis anticlinals, hi ha un
conjunt de reflectors poc continus que presenten
nombrosos punts de tall entre ells (p.ex. el punt A),
interpretats com les margues de les Fms. de
Banyoles i d'Igualada, a partir de les dades
subministrades pel sondeig de Puig-reig i de
l'anàlisi gravimètrica (Rivero, 1991). En la part
frontal de l'anticlinal s'observen nombrosos
reflectors cabussant al S que queden tallats contra
el reflector horitzontal (en el punt B)
Una reconstrucció geomètrica a partir dels
cabussaments visibles a la línia i els punts de tall
entre reflectors permet una interpretació de
l'anticlinal de Puig-reig com el resultat d'un doble
encavalcament en profunditat. Els anticlinals de
bloc superior corresponents formen l'estructura
anticlinal poc visible en superfície, a causa del
recobriment discordant dels conglomerats i gresos
de la part alta de la Fm. de Solsona.
En aquesta reconstrucció, les margues involucrades
en les diferents làmines augmenten de potència de
sud a nord, des de 700 m al S (autòcton) a 1400 m a
la làmina inferior i a uns 1800 m a la làmina
superior. Aquest augment de potència s'observa en
el sondeig de Puig-reig, foradat a la xarnera
anticlinal, 25 km al ESE del tall (Fig. 27) on
atravessa més de 1600 m de margues i sorres per
sobre dels guixos de la Fm. de Beuda (Lanaja,
1987).
La formació de l'estructura de Puig-reig s'interpreta
com la conseqüència del salt de l'encavalcament
basal del sistema pirinenc des del nivell de
desenganxament de les evaporites i margues de la
Fm. de Beuda al nivell de sals de la Fm. de Cardona
(Vergés et al., 1992).
Entre l'anticlinal de Puig-reig i l'encavalcament de
Vallfogona aflora una potent sèrie estratigràfica
plegada pel sinclinal de Busa. Aquesta sèrie s'inicia
a la vall del Cardener on l'encavalcament de
Vallfogona descriu una àmplia entrada i permet
l'aflorament de més de 1000 m de margues grises
fortament invertides i amb clivatge, per sota dels
sediments marins detrítics, sediments de trànsit i
una potent sèrie continental de 2500 m amb
nombroses discordances internes (Riba, 1973)
(vegeu la columna de Sant Llorenç de Morunys;
Fig. 27). La part superior de la sèrie de margues
amb nivells de foraminífers datats del Bartonià
superior i Priabonià inferior ha estat correlacionada
amb les Fms. de Vilada i d'Igualada (Solé Sugrañes,
1971; Caus, 1976). En aquest treball, la potent sèrie
de margues aflorant a la vall del Cardener, s'ha
48
considerat equivalent a les Fms. de Banyoles i
d'Igualada (almenys en temps). El sostre del nivell
de trànsit marí-continental (Riba, 1973) s'ha
considerat com el nivell equivalent del sostre de les
sals de la Fm. de Cardona.
Per sobre dels materials de trànsit, en posició
subvertical, afloren 2500 m de conglomerats que
mostren magnífiques geometries sintectòniques
relacionades amb el front d'encavalcaments
sudpirinenc (Fig. 19).
Aquests conglomerats plegats pel sinclinal de Busa
foren descrits per Birot (1934) i foren cartografiats
i utilitzats per construir el model de les
discordances progressives per Riba (1973).
Més cap al sud, les potències observades, els
cabussaments i la línia sísmica descrita
anteriorment indiquen una geometria de tascó
aquest cop amb l'àpex al S degut a l'aprimament
que experimenten les capes a la xarnera de
l'anticlinal de Puig-reig. Aquesta doble geometria
en tascó dels conglomerats indica un
desenvolupament sincrònic de l'estructura frontal
situada al N d'aquests dipòsits i de l'anticlinal de
Puig-reig, situat al S. Els conglomerats més alts
aflorants estan plegats suaument per l'anticlinal i el
fossilitzen parcialment (Fig. 19).
Fig. 19. Esquema basat en les dades de camp i de
sísmica on s'observa el doble tascó que formen els
dipòsits de la Fm. de Berga i Solsona. Al N formen
una discordança progressiva relacionada amb
l'emplaçament de l'ESP emergent. L'aprimament de
les capes al S respon a la formació de l'anticlinal
de Puig-reig degut a l'emplaçament de les làmines
tectòniques en profunditat.
Interpretació de l’estructura de l’avantpaís
deformat
La característica predominant dels plecs anticlinals
de l'avantpaís és la seva gran continuïtat lateral, per

sobre de 50 km en el cas de l'anticlinal de Puig-reig
(Ramírez i Riba, 1975). En general i al sud de
l'anticlinal de Puig-reig, els anticlinals són apretats i
tenen el nucli constituït per sals de la Fm. de
Cardona. Els sinclinals situats entre ells presenten
una estructura de caixa amb el fons pla i paral·lel al
nivell de desenganxament.
Els sondeigs d'exploració de potasses Victoria-3 i
S-6 que foraden respectivament els sinclinals de
Saló i Callús presenten una absència quasi total de
sals de la Fm. de Cardona. Aquesta absència de sals
en el fons dels sinclinals s'interpreta degut a la
migració de les sals cap als anticlinals durant
l'escurçament.
La geometria observada en tall geològic i en mapa
de la part deformada de l'avantpaís de l'Ebre és
típica de regions deformades per sobre d'un nivell
de desenganxament (per ex. Davis i Engelder,
1985), que en aquest cas són les sals de la Fm. de
Cardona, com es comenta extensament a Vergés et
al. (1992).
Mantell del Cadí
Els materials eocens del mantell del Cadí presenten
una estructura sinclinal, continuació del sinclinal de
Ripoll més a l'est, tal com s'ha descrit en el tall J-1
(vegeu Mantell del Cadí, pàg. 49) i presenten
sèries estratigràfiques diferents a cada flanc.
La sèrie i l'estructura del flanc sud del mantell del
Cadí són les menys conegudes del sector SE del
Pirineu i és comenta amb més detall a continuació.
La sèrie estratigràfica del bloc superior de
l'encavalcament de Vallfogona aflora en continuïtat
a la vall d'Aigua de Vall. Es constituïda per una
potent successió amb cabussament i polaritat
sedimentària al N, que es pot dividir en dos trams
bén diferenciats. El tram inferior és constituït per
margues sense fauna, amb llenties de guixos
intercalades, equivalents a les Fms de Vallfogona i
Banyoles. A la part superior d'aquest tram inferior
afloren calcàries de miliòlids (Guerin Desjardins i
Latreille, 1962; Solé Sugrañes, 1971).
El tram superior de la sèrie està format per una
succesió de sediments continentals, amb més de
1500 m de potència. Aquesta important acumulació
detrítica es disposa discordantment a sobre de les
làmines tectòniques del mantell del Pedraforca
inferior i la seva geometria indica una sedimentació
sintectònica respecte d'ambdós mantells: el de Cadí
49
i les diferents làmines del mantell del Pedraforca
(Fig. 20). La disposició general d'aquest tram
consisteix en un gran ventall de capes que passen
de posició vertical i aparentment concordant per
sobre del tram inferior, a la part inferior de la sèrie,
a suaument inclinat al nord, a la part superior per
sota de l'encavalcament de la Serra del Verd, tal
com indiquen els esquemes de les Figs 20 i 21.
Fig. 20. Esquema de la disposició geomètrica dels
materials detrítics situats al bloc superior de
l'encavalcament de Vallfogona a la vall d'Aigua de
Vall. La sedimentació d'aquests materials és
sincrònica amb l'emplaçament de les diferents
làmines tectòniques del mantell inferior del
Pedraforca que formen una seqüència
d'encavalcaments de bloc superior, tot i que la
geometria general en tascó amb l'àpex situat al S
està generada pel desplaçament dels materials del
mantell del Cadí per la rampa de bloc inferior a
sobre de l'autòcton, coetània amb la seqüència
d'encavalcaments del mantell inferior del
Pedraforca.
Aquesta disposició en tascó s'interpreta com una
discordança progressiva amb l'àpex al S,
relacionada amb l'emplaçament del mantell del
Cadí. Al mateix temps aquests conglomerats són
encavalcats i fossilitzen diferents làmines
tectòniques del mantell del Pedrafroca segons una
seqüència d'encavalcaments de bloc superior.

50
Fig. 21. Mapa esquemàtic del sector S del mantell del Pedraforca entre la riera d'Aigua de Vall i el riu
Cardener on s'han separat 3 unitats de conglomerats d'acord amb les relacions que tenen amb les diferents
làmines encavalcants. La comparació amb l'extrem E del mantell del Pedraforca on aquests dipòsits han
estat datats, indica una edat per a les unitats de Bellmunt-1, 2 i 3 de 44-38 Ma
La datació d'aquest conjunt de conglomerats es
basa en dos punts. Per una banda, a l'E de la
transversal, la base del primer conjunt de
conglomerats, anomenat Bellmunt-1 (Fig. 21),
passa lateralment a margues amb fauna marina que
indica una edad Lutecià (Martínez, 1993; Samsó i
Tosquella, com. per., 1991).
Per altra banda, en el mapa esquemàtic de la Fig.
21, s'observa la continuïtat cartogràfica existent
entre els conglomerats inferiors del tall J-3
(Bellmunt-1) i els conglomerats de la Fm. de
Bellmunt aflorant a la vall del Cardener, on també
estan involucrats en una seqüència
d'encavalcaments de bloc superior (Vergés i
Martínez, 1989).
La segona unitat de conglomerats, anomenada
Bellmunt-2 (Fig. 21), fossilitza a l'anticlinal invertit
de bloc superior de l'encavalcament inferior del
mantell inferior del Pedraforca.
La projecció de les relacions geomètriques entre les
diferents làmines tectòniques i les unitats de
conglomerats permet dibuixar l'estructura d'aquest
sector de la Vall d'Aigua de Vall en el tall J-3.
Finalment, els conglomerats superior, anomenats
Bellmunt-3, estan encavalcats per l'encavalcament
de la Serra del Verd (Fig. 21).
Les relacions sedimentació-tectònica que mostren
aquests conglomerats (Bellmunt-1, 2 i 3) són
equivalents a les de l'extrem oriental del mantell del
Pedraforca (Martínez et al., 1988). A la zona de
Sant Jaume de Frontanyà, les datacions
magnètiques indiquen que aquests materials
pertanyen a les Fms de Bellmunt i de Milany
(Burbank et al., 1992b) amb una edat 44-38 Ma
(Vergés i Burbank, en premsa).
El flanc N del mantell del Cadí està format per una
sèrie on aflora el Garumnià, l'Eocè inferior i mitjà
calcari de les Fms del Cadí i equivalents calcaris a
la d'Armàncies (Vergés i Martínez, 1985; Betzler,
1989).
El Garumnià és discordant a sobre d'una sèrie postherciniana
composta per Cretaci superior,

Buntsandstein i Estefano-Permià, que a la vegada
fossilitza les estructures hercinianes (Hartevelt,
1970 i Domingo et al., 1988). A la base de la serra
del Cadí s'observa un encavalcament que puja de
sèrie des del paleozoic fins a les pelites del
Garumnià. El salt d'aquest encavalcament és
inferior als 2 km i indica l'existència d'un nivell de
desenganxament al Garumnià (Martínez i
Domingo, 1993).
La disposició i potència de les capes a ambdós
flancs del mantell del Cadí suggereixen una
geometria similar a la del tall J-1 (Fig. 16) on els
materials de l'Eocè inferior i mitjà queden tallats en
profunditat per l'encavalcament de Vallfogona amb
un angle de tall elevat.
Estructura profunda del mantell del Cadí
El límit meridional del mantell del Cadí és
l'encavalcament de Vallfogona. Aquest té un
cabussament nord i pròxim a la vertical en
superfície, on és subparal·lel al cabussament de les
capes de les sèries d'ambdós blocs, el superior i
l'inferior.
La interpretació de l'estructura frontal de les unitats
al·lòctones s'ha fet a partir de les dades de
superfície i de les de subsòl mitjançant l'estudi de la
línia sísmica S-19 (op., Union Texas España,
1983), que presenta poca resolució (Fig. 27). Igual
que a les línies descrites anteriorment, els reflectors
inferiors suaument inclinats al nord, entre 1.7 i 2 s
al nord de la línia, corresponen a les calcàries de
l'Eocè inferior i mitjà i a les margues supra-jacents.
El reflector inferior del conjunt pot seguir.se al
llarg de tota la línia i representa el límit basamentcobertora.
Al sector S de la línia i per sobre
d'aquests reflectors només s'observen petits
reflectors discontinus i en posició subhoritzontal.
Una de les característiques més important de la
línia és el conjunt de reflectors paral·lels i amb
cabussament N que pugen de N a S, des del centre
de la línia, a 1.5 s, cap a l'esquerra d'aquesta, a 0.55
s. Aquests reflectors s'han interpretat com a
pertanyents al mantell del Cadí, corresponent el
reflector inferior a l'encavalcament de Vallfogona.
A partir d'aquestes dades s'ha dibuixat el sector
corresponent del tall geològic J-3.
L'encavalcament de Vallfogona puja per la rampa
de bloc inferior amb un angle relativament constant
de 170 . Tot i així, des de l'últim punt observat a la
línia fins al punt on emergeix l'encavalcament,
situat 800 m al S del límit S de la línia, augmenta el
51
pendent d'aquest, tal com s'ha comentat
anteriorment a partir de les dades de superfície. El
bloc inferior de l'encavalcament de Vallfogona s'ha
dibuixat sub-horitzontal i constituït per un potent
conjunt de margues. La natura i disposició del bloc
inferior s'ha interpretat a partir de les dades
subministrades per les línies sísmiques. Tot i que
s'ha dibuixat un bloc inferior indeformat podria
estar-ho, tal com s'observa en transversals més
orientals pel sistema de plecs i encavalcaments
desenganxats per sobre del nivell de
desenganxament basal del sistema pirinenc (per ex.
vegeu el Tall geològic J-1; Fig. 16).
Seguint aquesta interpretació la sèrie vertical i
invertida aflorant a la vall del Cardener i en el bloc
inferior de l'encavalcament de Vallfogona s'ha
dibuixat al·lòctona respecte del bloc inferior subhoritzontal
descrit (Fig. 27). Aquesta sèrie està
formada per les margues de l'Eocè mitjà i superior
que passen sèrie amunt cap al nivell de trànsit
(equivalent a les sals de la Fm. de Cardona) i als
conglomerat de l'Eocè superior i l'Oligocè del
sinclinal de Busa (Riba, 1973). Aquesta sèrie en
posició subvertical s'ha interpretat formant part
d'una làmina tectònica limitada per l'encavalcament
de Vallfogona i per l'encavalcament cec de Busa.
Aquesta làmina tectònica podria ser l'avantflanc de
l'anticlinal de bloc superior (plec de propagació de
falla) de l'encavalcament de Vallfogona, que ha
estat transportat per l'encavalcament cec de Busa.
El transport fou sincrònic al dipòsit dels
conglomerats de l'Eocè superior i l'Oligocè inferior
com ho demostren les nombroses discordances de
la part superior de la sèrie (Riba, 1973).
S'ha de resaltar que degut a la monotonia,
verticalitat i absència de fòssils característics a les
sèries d'ambdós blocs de l'encavalcament de
Vallfogona junt amb la proximitat d'aquest a
l'encavalcament inferior del mantell inferior del
Pedraforca portà als diferents autors que van
treballar en aquesta zona a no reconèixer
l'existència del citat encavalcament de Vallfogona i
a interpretar l'estructura frontal del Pirineu com un
anticlinal més o menys complex.
Séguret (1972) la interpreta com un anticlinal
simple i acaba el mantell del Pedraforca en el flanc
N de l'anticlinal. Solé Sugrañes (1973) la interpreta
com un anticlinal amb petits encavalcaments que
afecten la xarnera, trencant el mantell del
Pedraforca que continua en el flanc S de l'anticlinal.

Fig. 22. Comparació de les diferents
interpretacions del front pirinenc amb la
presentada en el tall J-3. En aquestes no es
considerà l'existència del mantell del Cadí i per
tant les sèries amb polaritat N i S es consideren
equivalents i plegades per un anticlinal
desenganxat a nivell del Keuper, interpretat com a
nivell de desenganxament general de les unitats
pirinenques. Aquests models mostren l'existència
de mesozoic en tota la transversal del tall, essent la
principal diferència amb la interpretació del tall J-
3. Per altra banda, apart de la consideració del
mantell del Cadí com una unitat al·lòctona, les
dades estructurals i estratigràfiques suggereixen
l'existència d'un encavalcament cec que separa el
conjunt de materials verticals o invertits que
afloren al bloc inferior de l'encavalcament de
Vallfogona de l'autòcton subhoritzontal.
52
Garrido-Megías i Posadas (1981) dibuixen un
encavalcament major que posa en contacte dues
sèries diferenciades. La correlació entre dos nivells
de calcàries diferents (calcàries de miliòlids i
calcàries oolítiques) junt amb la disposició en
ventall de les capes del bloc superior de
l'encavalcament, els fan interpretar aquesta
estructura com un gran anticlinal tumbat.
Masriera i Ullastre (1985) interpreten una sèrie
continua des dels guixos, situats en el bloc nord de
l'encavalcament de Vallfogona fins als
conglomerats de Bastets, situats en el bloc sud
d'aquest.
El fet de no considerar l'existència del mantell del
Cadí va portar a alguns d'aquests autors a
considerar els conglomerats de l'Eocè superior i
l'Oligocè de Busa els que fossilitzaven al mantell
del Pedraforca.
Estructura del mantell inferior del Pedraforca
El mantell inferior del Pedraforca, situat en tota la
seva extensió per sobre del mantell del Cadí està
plegat en sinclinal i mostra una estructura interna
constituïda per diferents làmines tectòniques així
com en els talls J-2 i J-4 (Figs 17 i 29), tot i que a la
transversal del tall els conglomerats sintectònics
recobreixen la totalitat del sector meridional del
mantell.
La Serra del Verd està limitada per una parella
d'encavalcaments amb vergències oposades que
configuren una geometria de pop-up (Martínez,
1993). L'encavalcament sud d'aquesta estructura,
amb vergència sud, se situa per sobre dels
conglomerats més alts dels materials sintectònics
del tram superior, que corresponen a les Fms de
Bellmunt-3 i/o Milany, tal com s'ha descrit
anteriorment.
L'encavalcament inferior del Pedraforca puja
suaument en la sèrie eocena del mantell del Cadí.
La sèrie del flanc N del mantell del Pedraforca no
presenta una disposició paral·lela a l'encavalcament
inferior com correspondria a una zona de replà,
sinó que és tallat pel contacte entre els mantells del
Cadí i del inferior del Pedraforca sense que n'aflori
la part inferior de la sèrie mesozoica (Keuper-
Santonià). Aquesta geometria s'ha interpretat
mitjançant una reactivació tectònica de tot el flanc
N del mantell (vegeu Tall Geològic J-4, Fig. 29).
Aquesta reactivació de l'encavalcament inferior del
mantell del Pedraforca es pot observar al Coll del
Collell on encavalca conglomerats grollers,
discordants i en posició subhoritzontal.

Fig. 23. Mapa de la zona del coll del Collell on
s'observa la situació d'aquest conglomerats per
sobre dels materials mesozoics del mantell inferior
del Pedraforca i de les margues de la Fm.
d'Armàncies del mantell del Cadí. En el mapa
s'observa la localització del tall J-3 (Fig. 27).
Fig. 24. Vista de la pista que porta del refugi de
Lluís Estasen a Josa del Cadí (costat E del Collell).
Els conglomerats discordants a sobre de les
margues de la Fm. d'Armàncies (Eocè mitjà) són
tallats pel moviment en sentit N de l'encavalcament
inferior del mantell de Pedraforca. El contacte
discordant està polit i amb estries a causa del seu
foncionament com a falla. Land-Rover d'en Jesus
per escala. (Dibuix de C. Losantos).
Els conglomerats del coll del Collell (Fig. 23) són
poc organitzats amb còdols del basament paleozoic
i cobertora mesozoica i terciària. Presenten la base
discordant per sobre dels materials mesozoics del
mantell inferior del Pedraforca i per sobre de les
margues de la Fm. d'Armàncies del mantell del
Cadí (Fig. 24).
El contacte entre els conglomerats i aquestes
margues està polit i estriat ja que ha actuat com a
falla menor en ser encavalcat.
53
L'edat d'aquests conglomerats és important per tal
de conèixer l'edat del sistema de retroencavalcaments
que limiten pel nord el mantell
inferior del Pedraforca (vegeu Mantell inferior del
Pedrafroca del tall J-2, pàg. 42).
L'edat dels conglomerats és incerta tot i que
Durand-Delga et al., (1989) els atribueix una edat
Miocè superior, per mitjà de flores fòssils. Tot i que
les flores estudiades no permeten assignar una edat
determinada als conglomerats, assumeixen que no
poden ser anteriors al Miocè superior per l'absència
de determinades flores en les mostres estudiades
que semblen ser característiques de totes les
associacions florístiques de l'Eocè, Oligocè i Miocè
inferior.
Aquesta edat no té sentit geològic ja que és
posterior a la formació de la conca de la Cerdanya,
inmediatament al nord de la serra del Cadí. Aquesta
conca extensional té una edat Miocè mitjà i alt -
Vallesià- (Bergerat, 1982; Cabrera et al., 1988), i
amb la Cerdanya formada no és possible explicar la
presència de conglomerats amb còdols paleozoics
procedents necessàriament de la zona axial, amb
una edat Miocè superior.
Estructura del mantell superior del Pedraforca
El mantell superior del Pedraforca (Vergés i
Martínez, 1988) és constituït per roques del
Keuper, Juràssic i Cretaci, bàsicament Cretaci
inferior tal com s'observa en el tall geològic de la
Fig. 25. La seva disposició per sobre del mantell
inferior del Pedraforca i la seva sèrie estratigràfica
el fan equivalent del mantell de Bóixols de la
transversal del riu Segre (vegeu tall geològic J-7,
Fig. 49).
L'encavalcament inferior del mantell està plegat
suaument en sinclinal, mostra una lleugera
inclinació general sud i se situa per sobre de
l'extrem nord del mantell inferior del Pedraforca.
L'encavalcament mostra una geometria de rampa
respecte als dos blocs. L'angle de tall amb els
materials del Cretaci superior del bloc inferior
(mantell inferior del Pedraforca) és petit. La
geometria de les capes del bloc inferior canvia cap
a la part frontal i sud de l'encavalcament on les
margues i carbons de la part inferior del Garumnià
estan plegades per un anticlinal invertit (Fig. 25).
En aquesta part frontal s'observa una làmina
tectònica per sota de l'encavalcament inferior del
mantell constituïda per materials del Cretaci i del
Garumnià del bloc inferior (Martínez, 1993), (Fig.
25).

Els dipòsits de conglomerats del coll de la Trapa,
corresponents a la part alta del Garumnià, es
disposen discordants per sobre del tram inferior i
fossilitzen parcialment l'encavalcament inferior del
mantell superior del Pedraforca (Vergés i Martínez,
1988).
L'estructura del mantell superior del Pedraforca pot
dividir-se en dues parts separades per
l'encavalcament del coll del Verdet (Fig. 25). Al
sud de l'encavalcament del coll del Verdet la potent
sèrie de dolomies, margues i calcàries del Juràssic i
encavalcament
La geometria general dels materials del mantell
superior del Pedraforca s'interpreta com una
inversió tectònica del que fou el marge meridional
54
Cretaci inferior cabussa fortament cap al sud, a la
part alta del massís del Pedraforca (pics del Pollegó
superior i inferior) i perd cabussament cap a la part
baixa en la proximitat de l'encavalcament inferior
del mantell. Localment, les seqüències inferiors del
Cretaci inferior (seqüències de Prada i Roca
Narieda) es disposen en onlap per sobre dels
materials juràssics (Fig. 25).
Al nord del coll del Verdet, les calcàries del
Juràssic i del Cretaci inferior estan plegades en
sinclinal. L'encavalcament del coll del Verdet
mostra una geometria de falla normal respecte als
materials triàsics i juràssics i s'ha interpretat com
una falla extensional mesozoica reactivada com a
de la conca durant el Cretaci inferior. La fallaencavalcament
del Verdet seria la falla mestra
extensional de la conca i l'encavalcament inferior
del mantell superior del Pedraforca podria
representar una estructura menor.
Fig. 25. Tall geològic del mantell superior del Pedraforca. Basat en Vergés i Martínez (1988) i Martínez et
al. (1991). El tall mostra les relacions geomètriques entre els mantells del Cadí, l'inferior i el superior del
Pedraforca. Sota de l'encavalcament inferior del mantell inferior del Pedraforca s'observen dues làmines
tectòniques. La làmina septentrional està formada per roques del Cretaci superior i la làmina meridional
està formada per roques del Cretaci més alt i Garumnià.
Sota de l'encavalcament inferior del mantell aflora
una planxa de calcàries atribuïdes al Cretaci
superior i limitades per encavalcaments (Fig. 25).
Aquesta làmina s'incorporà sota de l'encavalcament
inferior del mantell durant el seu desplaçament cap
al sud, tal com s'observa en el tall restituït J-3 (Fig.
27).
D'altres làmines, constituïdes per Cretaci superior i
situades a sota de l'encavalcament inferior del

mantell superior del Pedraforca s'observen en
transversals més occidentals (vegeu el Tall geològic
J-6, Fig. 34).
Discussió de l'estructura del mantell superior del
Pedraforca
La disposició de l'encavalcament inferior del
mantell superior del Pedraforca cabussant suaument
cap al sud és completament diferent de la de les
transversals més occidentals on aquest cabussa cap
al nord. Aquesta disposició de l'encavalcament
inferior és conseqüència de l'evolució estructural
posterior a l'emplaçament dels mantells superior del
Pedraforca i el seu equivalent occidental de
Bóixols. En el Pirineu oriental, la posició del front
del tascó de les làmines de basament se situa en una
posició relativa més meridional respecte al mantell
superior del Pedraforca que als talls més
occidentals. Aquest avanç relatiu del front de les
unitats del basament per sota del mantell del
Pedraforca és el responsable que el conjunt del
mantell estigui situat en una posició topogràfica tan
alta. A causa de l'aflorament excepcional del
Massís del Pedraforca, la geometria interna
observada en el mantell superior del Pedraforca en
aquesta transversal ha servit de model per a la part
frontal de Bóixols, especialment als talls J-6 i J-7
(Figs. 34 i 49 respectivament).
Tall restituït J-3
El tall restituït s'ha estacat al sondeig de
Castellfullit-1, situat en la part indeformada de
l'avantpaís. S'han utilitzat diferents nivells de
referència que s'ha considerat que eren horitzontals
durant el seu dipòsit. A la part S del tall i fins a
l'anticlinal de Puig-reig s'ha utilitzat el sostre de les
sals de la Fm. de Cardona. Al N d'aquest punt i fins
a l'encavalcament de Vallfogona s'ha fet servir el
nivell de trànsit (Riba, 1973) més o menys
equivalent a les sals de la Fm. de Cardona. De
l'encavalcament de Vallfogona cap al N, s'ha
utilitzat el sostre de les evaporites de la Fm. de
Beuda. Per lligar els materials del mantell del Cadí i
del Pedraforca inferior s'ha utilitzat el sostre del
Garumnià. El mantell superior del Pedraforca s'ha
lligat amb les calcàries del Cenomanià (seqüència
de Santa Fe en el tall de la Fig. 25).
El tall s'ha restituït pel mètode de la conservació de
la longitud de les capes. Les sals de la Fm. de
Cardona, molt bén acotades mitjançant els sondeigs
d'exploració i explotació de les potasses s'han
55
restituït àrealment, resultant-ne una potència
mitjana de 300 m (Vergés et al., 1992) del mateix
ordre que les mesures de potència realitzades en
zones sense deformació (Pueyo, 1975).
Els conglomerats de la part superior de la Fm. de
Solsona s'han estacat a l'avantpaís (al sondeig de
Castellfullit-1) i donen la posició de
l'encavalcament frontal en el moment del dipòsit
d'aquests conglomerats. La restitució d'aquests
materials, que no afloren a les xarneres anticlinals,
s'ha realitzat unint les capes més altes que afloren
en els sinclinals, seguint trajectòries més planes que
les de les capes inferiors, ja que representen
materials pràcticament postectònics en estar només
lleugerament afectades pels plecs i encavalcaments
(vegeu la reconstrucció de l'anticlinal de l'anticlinal
de Puig-reig del tall geològic J-3, Fig. 27).
La restitució de l'anticlinal de Puig-reig (línia S-1) i
la posició de la rampa de bloc inferior de
l'encavalcament (línia S-19) permeten avaluar la
llargada de les margues involucrades en aquestes
estructures i al mateix temps conèixer la llargada
mínima dels materials no deformats situats per sota
del nivell de desenganxament general. La rampa de
bloc superior de l'encavalcament de Vallfogona,
actualment a l'aire s'ha restituït mitjançant l'opció
que representa el mínim escurçament.
La restitució del bloc superior de l'encavalcament
s'ha realitzat assumint que no hi ha
desenganxament important capa a capa en el
mantell del Cadí i per tant la posició dels punts de
tall del bloc superior ens donen la situació i
inclinació de la rampa. Els conglomerats que
recobreixen les làmines frontals del mantell inferior
del Pedraforca, atribuïts a les Fms de Coubet,
Bellmunt i Milany(?), s'han restituït estacats al bloc
superior de l'encavalcament inferior del mantell del
Pedraforca (punt C). Els conglomerats enregistren
l'emplaçament de les làmines del mantell inferior
del Pedraforca. Els conglomerats més inferiors es
van dipositar 7-8 Km al N de la seva situació
actual, sincrònicament amb el desplaçament de la
làmina frontal del mantell del Pedraforca.
Límits de les roques mesozoiques
L'extensió cap al N, per sota de la conca de l'Ebre,
de les roques mesozoiques que afloren a l'extrem
meridional del tall (Columna de Montserrat, Fig.
27) s'ha interpretat sobrepassant el punt de la
projecció del sondeig de Castellfullit-1 (projectat
des de 12 km al SW) on es talla la sèrie completa
del Triàsic, però menys potent que a Montserrat.

A partir del punt del sondeig, el Mesozoic s'ha anat
aprimant uniformement fins a atasconar·lo uns 20
km al N de la citada projecció, de manera semblant
al tall geològic J-7 (Fig. 49) on el control de subsòl
és major.
L'extensió restituïda dels materials mesozoics
incorporats als mantells de corriment suppirinencs
s'ànalitza des dels mapes geològics on s'observa el
pinch-out dels materials triàsics i cretacis en el
mantell del Cadí.
Per altra banda, en el tall restituït J-3 (Fig. 27) s'han
situat els pinch-outs meridionals dels materials
triàsics i cretacis aproximadament a 10 i 15 km
respectivament al sud del front restituït del mantell
inferior del Pedraforca. La unió d'aquest límit
meridional amb els punts de pinch-out observables
en el mantell del Cadí, tots ells restituïts a la seva
posició durant l'Eocè inferior, indica un bon lligam
amb la continuació oriental de la conca mesozoica
de la Unitat Sud-pirinenca Central. Aquesta
informació s'ha utilitzat per reconstruir la conca
mesozoica en els mapes palinspàstics (vegeu el
Mapa palinspàstic durant 55-51 Ma, Fig. 72).
Escurçament
L'escurçament total entre els punts d'estacament
situat a l'avantapaís indeformat (punt A) i el punt B,
situat a l'aflorament més septentrional del mantell
superior del Pedraforca entre els talls compensat i
restituït (128 -58.8 km) és 69.2 km.
D'aquests, 11 km corresponen a l'escurçament
calculat pel mantell superior del Pedraforca.
L'escurçament total representat pel mantell inferior
del Pedraforca és de 36.2 km. Aquest valor es pot
descompondre en 27.4 km de translació del mantell
per mitjà del seu encavalcament inferior, per sobre
del mantell infrajacent, i 8.8 km de deformació
interna representada pel sistema de plecs i
encavalcaments. L'estructura de doble
encavalcament de la serra del Verd, on aflora la
totalitat de la sèrie mesozoica implica un
escurçament important, tal com es pot veure en el
tall restituït.
L'escurçament total del mantell del Cadí i de la
làmina tectònica situada per sobre de
l'encavalcament cec al bloc inferior de
l'encavalcament de Vallfogona suma 16.4 km
repartits en 8.4 i 8 km respectivament.
Tot i que l'escurçament total de l'avantpaís és 5.6
km, els conglomerats més alts de la Fm. de Solsona
a l'avantpaís només enregistren aproximadament el
56
darrer quilòmetre (1 km) de l'escurçament del
Pirineu oriental, ja que estan poc deformats i
fossilitzen parcialment totes les estructures frontals
i de l'avantpaís.
Velocitat de l'escurçament
Les edats calculades a la transversal del tall J-2 pel
mantell inferior del Pedraforca (vegeu Velocitat
d'escurçament del tall J-2, pàg. 44) poden aplicar-se
en aquesta transversal, ja que el mantell inferior del
Pedraforca es considera que es va desplaçar com a
una unitat homogènia. Els principals arguments que
sostenen aquesta consideració són: a) les diferents
làmines tectòniques amb sèries estratigràfiques
diferenciades se segueixen en tota l'extensió del
mantell i amb una direcció aproximadament
perpendicular a la direcció del transport tectònic; b)
l'absència de grans falles en direcció afectant al
mantell recolza un desplaçament unitari d'aquest; c)
l'encavalcament inferior del mantell se situa per
sobre de les evaporites de la Fm. de Beuda en tota
la seva part frontal on queda fossilitzat (Martínez et
al., 1988); d) els primers materials de fossilització
del front del mantell corresponen a la part més
superior dels dipòsits de la Fm. de Vallfogona i la
part basal dels de la Fm. de Coubet.
Per tant, es considera que l'escurçament en el
mantell s'inicia durant la sedimentació de la Fm. de
Cadí (55 Ma). En aquest sentit Puigdefàbregas et al.
(1986) i Burbank et al. (1992b) situen l'inici de
l'emplaçament del mantell inferior del Pedraforca
durant el dipòsit dels materials de la Fm. de
Corones. Aquestes dues solucions són compatibles
doncs l'edat 55 Ma representa l'inici de la
deformació en el segment septentrional del mantell.
La Fm. de Corones podria enregistrar l'inici del
transport del mantell per sobre dels sediments del
mantell del Cadí infrajacent. L'emplaçament final
s'efectuà per sobre dels guixos de la Fm. de Beuda
(47 Ma).
La velocitat de l'escurçament calculada utilitzant el
valor de la translació per sobre de l'encavalcament
inferior i la meitat del valor de la deformació
interna (vegeu Velocitat de l'escurçament del tall J-
2; pàg. 44) és de (27.4 Km + 4.4 Km/8 Ma) 3.97
mm/a. En tot cas, el valor de la velocitat
d'escurçament ha d'ésser inferior a (36.2 Km/8 Ma)
4.25 mm/a, calculada a partir de la suma de la
translació i l'escurçament intern del mantell inferior
del Pedraforca.
El càlcul de la velocitat de l'escurçament separat pel
mantell del Cadí, làmina encavalcant de Busa i
avantpaís és més difícil de calcular a causa del

menor control de les edats de fossilització de les
diferents estructures. El mantell del Cadí i la làmina
encavalcant de Busa es deplacen posteriorment al
dipòsit dels guixos de la Fm. de Beuda (47 Ma pel
sostre dels guixos de la Fm. de Beuda) enregistrat
pels materials de la Fm. de Bellmunt (43.5 Ma per
la base d'aquesta), i les últimes estructures
formades al front dels mantells pirinencs i a
l'avantpaís estan parcialment fossilitzades pels
conglomerats més alts de la Fm. de Solsona en
aquesta transversal. Aquests corresponen
aproximadament als conglomerats de la unitat 4 de
la zona d'Oliana on tenen una edat més moderna als
34.4 Ma i calculada en 28.9 Ma (vegeu
Sedimentació fluvial sintectònica del tall J-7; pàg.
87).
D'aquesta manera l'escurçament que ha tingut lloc
durant aquest període de temps és la suma de
l'escurçament del mantell del Cadí (8.4 Km), de la
làmina encavalcant situada en el bloc inferior de
l'encavalcament de Vallfogona (8 Km), i de la
deformació a l'avantpaís (5.6 Km) menys 1 Km,
que correspon a l'escurçament dels conglomerats
més alts de l'avantpaís. Així, la velocitat de
l'escurçament es càlcula màxima entre 43.5 Ma (la
base de la Fm. de Bellmunt) i la base de la unitat-4
a Oliana (34.4 Ma). Aquesta és (21 Km/9.1 Ma) 2.3
mm/a. Calculada en total i fins a l'edat més alta dels
conglomerats de la Fm. de Solsona és (22 km/43.5-
28.9 Ma) 1.5 mm/a.
Si assumim que l'encavalcament de Vallfogona es
desplaça des de la base de la Fm. de Bellumnt fins a
les evaporites de la Fm. de Cardona, la velocitat de
l'escurçament és (8.4 km/43.5-37.2 Ma) 1.33 mm/a.
La velocitat de l'escurçament posterior a les
evaporites de la Fm. de Solsona seria (8+5.6
km/37.2-28.9 Ma) 1.63 mm/a, ambdós valors
d'acord amb la velocitat mitja del conjunt (1.5
mm/a). Per aquesta raó, els valors 1.3 mm/a i 1.6
mm/a s'ha utilitzat a la taula de velocitats
d'escurçament del Pirineu (vegeu Taula de
velocitats d'escurçament, Fig. 79).
El punt de tall entre l'encavalcament de Vallfogona
i les turbidites de la Fm. de Campdevànol, en el tall
restituït, se situa 23 km al nord de la traça actual
d'aquest encavalcament en el tall compensat (Fig.
27). El front del mantell inferior del Pedraforca se
situa a 52 km al nord de la traça de l'encavalcament
de Vallfogona i té una llargada restituïda de 30 km.
Aquests valors junt amb els 27.4 km de la
translació sud del mantell inferior del Pedraforca
s'utilitzen en els mapes palinspàstics.
57
Lligam amb les unitats del basament:
L'estructura profunda i l'escurçament
A la Fig. 26 s'ha representat de forma esquemàtica
el sistema d'encavalcaments pirinenc. El tall
geològic de superfície a través de l'apilament
antiforme axial és de Cirés et al. (1990). El tall
d'aquests autors enllaça directament amb el tall J-4,
situat 8 km a l'oest però s'ha enllaçat amb el tall J-3
perqué proporciona una visió més completa del
sistema d'encavalcaments. Per simplificar l'esquema
s'han dibuixat només tres grans unitats de basament
amb els mateixos noms que els utilitzats per Muñoz
(1992) (Fig. 4): Nogueres per la més superior, Orri
per l'intermitja i Rialp per la inferior, aflorant a la
finestra tectònica de Rialp a la Noguera Pallaresa.
La interpretació presentada és atractiva pel fet de
lligar l'emplaçament de cada mantell de la cobertora
amb l'emplaçament d'una unitat del basament que
formen una gran unitat de basament-cobertora.
Aquest lligam es donà durant l'emplaçament de la
unitat i no vol dir que les roques del basament
emplaçades fossin part del substrat de la unitat de la
cobertora associada. Aquest fet, ja suggerit per
Muñoz (1992) s'observa al tall restituït J-3 (Fig.
27), (vegeu també Tall geològic cortical ECORS,
Fig. 4). Segons aquest esquema l'encavalcament
inferior de cada gran unitat té una geometria
general de rampa dins de les roques del basament i
una geometria general de rampa-replà dins de la
cobertora. Aquesta geometria de l'encavalcament
condiciona que la part cabdal de la unitat estigui
formada per la potent unitat de roques del basament
i la part frontal ho estigui per les roques de la
cobertora. Aquestes estaven originàriament
situades, en part, per sobre de les roques del
basament de la futura unitat infrajacent.
Els diferents nivells de desenganxament interns
permeten moviments relatius entre diferents nivells
estructurals de la unitat. Aquests moviments
relatius poden efectuar-se durant l'emplaçament de
la unitat o amb posterioritat, quan fou plegada per
l'emplaçament d'unitats inferiors (vegeu els nivells
de desenganxament del Mantell del Cadí, del tall J-
3, pàg. 49 i Discussió del Montsec de Tost del tall
J-5, pàg. 69).
Els mantells inferior i superior del Pedraforca s'han
interpretat lligats a la unitat de les Nogueres, tal
com es descriu al tall J-5 (vegeu Discussió del
Montsec de Tost del tall J-5, pàg. 69). La unitat de
les Nogueres encavalca les calcàries de l'Eocè
inferior del mantell del Cadí, tal com s'observa a la
transversal del tall J-5 (Fig. 33). L'escurçament
mínim de la unitat de les Nogueres ha de ser
equivalent a la suma de l'escurçament dels mantells

inferior i superior del Pedraforca, calculat pel tall J-
3 que és 47.2 km.
El mantell del Cadí s'ha lligat a la unitat de l'Orri.
La sèrie estratigràfica del flanc nord del mantell
s'inicia a l'Estefanià discordant a sobre de les
roques i estructures hercinianes de la unitat de
l'Orri. El desenganxament situat a les pelites del
Garumnià en el tall J-3 té un salt màxim de 2 km
(Martínez i Domingo, 1993) i a la transversal del
tall J-5 és molt petit essent més important el
desenganxament situat a les evaporites del Keuper
(Flinch, 1991) (vegeu el Tall geològic J-5, Fig. 33).
Els 8 km d'escurçament del mantell del Cadí s'han
utilitzat com a marcador per situar calcàries de
l'Eocè inferior sota del dom de l'Orri.
L'encavalcament cec situat sota del sinclinal de
Busa, anomenat en aquest treball com
l'encavalcament cec de Busa (Fig. 27), i el sistema
de plecs i encavalcaments de l'avantpaís s'han lligat
a la unitat de Rialp. La suma de l'escurçament
d'aquestes dues unitats (8.4 + 5.6 km) permet situar
les calcàries de l'Eocè inferior sota de la unitat
encavalcant de Rialp durant 14 km. Aquesta
geometria de l'avantpaís sota de l'antiforme axial
està d'acord amb l'existència de reflectors suaument
inclinats al nord sota d'aquest visibles en el perfil
de sísmica ECORS (Choukroune et al., 1989).
58
Seguint aquesta interpretació, el conjunt
d'encavalcaments ha de formar un sistema entroncat
en connectar l'encavalcament basal del sistema amb
l'encavalcament inferior de la unitat del Cadí-Orri
(encavalcament de Vallfogona). Aquest últim està
plegat per l'emplaçament de la unitat de l'Orri.
La part frontal de la unitat de les Nogueres s'ha
d'arrelar uns 47 km al nord de la seva posició
actual, d'acord amb el que suggereixen Cirés et al.
(1990), Poblet (1991) i Muñoz (1992). Aquests
autors assenyalen l'encavalcament de Soldeu-
Lanou, situat al sud de l'encavalcament de Mérens,
com l'estructura on s'ha d'arrelar la unitat de les
Nogueres. L'encavalcament de Soldeu-Lanou és la
continuació oriental de l'encavalcament de
Gavarnie (Poblet, 1991), (vegeu el Esquema
estructural del Pirineu, Fig. 3).
En la transversal del tall J-3, l'encavalcament de
Soldeu-Lanou se situa uns 45 km al nord de la traça
de l'encavalcament inferior dels mantells del
Pedraforca-Nogueres.
Aquesta restitució del mantell de les Nogueres està
d'acord amb els resultats del tall geològic al llarg
del perfil ECORS proposats per Muñoz (1992). Les
implicacions geològiques d'aquesta restitució es
discuteixen més endavant (vegeu Mapa palinspàstic
51-47 Ma, pàg. 136).
Fig. 26. Sistema d'encavalcament pirinenc a la transversal del tall J-3. La part nord del tall ha estat
simplificat deCirés et al. (1990). El lligam entre les unitats de la cobertora i del basament durant
l'emplaçament d'aquestes s'ha realitzat a partir de les dades subministrades per altres transversals tal com
s'explica en el text. Els mantells del Pedraforca-Nogueres se situen per sobre de l'encavalcament inferior del
Pedraforca (en traços discontinus separats), els mantells del Cadí-Orri se situen per sobre de
l'encavalcament del Vallfogona (en traços discontinus), i finalment l'encavalcament cec de Busa, el conjunt
desenganxat de l'avantpaís i la unitat de basament de Rialp se situen per sobre de l'encavalcament basal del
sistema d'encavalcaments pirinenc. El segment de l'encavalcament cec de Busa entronca amb
l'encavalcament de Vallfogona. (English figure caption page 169).

59
Fig. 27. Tall geològic compensat J-3, des del Pirineu a la Cadena Costanera Catalana, a través dels anticlinals de Puig-reig, Cardona i Súria de l'avantpaís desenganxat. De
S a N, les columnes estratigràfiques corresponen a: la columna de Montserrat (Anadón et al., 1985a), el sondeig de Castellfullit-1 (Lanaja, 1987), la columna del flanc N de
l'anticlinal de Súria (Sáez, 1987), i el sondeig de Puig-reig (Lanaja, 1987). La columna de Sant Llorenç de Morunys es basa en Reille (1971); Solé Sugrañes (1971) i Riba
(1973). La sèrie utilitzada al sector d' Aigua de Vall es basa en Solé Sugrañes (1971), Garrido-Megías i Posadas (1981), i Masriera i Ullastre (1985). Per la part meridional
del tall s'ha utilitzat informació dels mapes geològics dels fulls de Cardona (Ramírez et al., 1975), Calaf (Ramírez et al., 1982), Manresa (Peón et al., 1975) i Sabadell
(Rosell et al., 1975).
A la línia sísmica, de direcció N-S, que atravessa l'anticlinal de Puig-reig s'observen els reflectors més inferiors que descriuen una lleugera flexió sota de l'anticlinal de Puigreig.
La línia sísmica S-19 mostra per una banda els reflectors de la base de l'Eocè, situats a 1.9 s en el costat sud de la línia suaument inclinats al N. Aquests es poden
seguir clarament uns 9 km cap al nord on perden resolució a 2.1 s. Per altra banda, els reflectors inclinats al N, situats al mig de la línia, s'interpreten com l'encavalcament
de Vallfogona.
En el tall restituït J-3, els nivells de referència corresponen de S a N a les sals de la Fm. de Cardona, a les evaporites de la Fm. de Beuda, al sostre de la Fm. de Tremp i al
Cenomanià (seqüència de Santa Fe) per a la unitat tectònica del Pedraforca superior. Les sals de la Fm. de Cardona s'han restituït àrealment presentant 300 m de gruix en el
centre de la conca. El tall geològic detallat del mantell superior del Pedraforca s'observa a la Fig. 25. Els talls compensat i restituït s'han representat a la mateixa escala
vertical i horitzontal. (English figure caption page 170).

60
Tall compensat J-4 (Can Pubill-Cloterons)
El tall geològic J-4 s'ha dibuixat, de pont entre els
talls J-3 i J-5, per conèixer les relacions
d'entroncament entre els mantells superior i inferior
del Pedraforca. A més mostra els canvis de gruix de
les sèries situades per sota del Triàsic del mantell
del Cadí.
El tall J-4, amb una direccio N-S, atravessa els
mantells inferior i superior del Pedraforca, el
mantell del Cadí i les falles extensionals de la
Cerdanya que repeteixen els materials mesozoics i
cenozoics similars als del mantell del Cadí. Altres
estructures interessants són els encavalcaments cap
al N de les serres del Verd i el Cadinell. La part N
del tall es basa en Hartevelt (1970).
Mantell superior del Pedraforca
Les roques del mantell superior del Pedraforca
constitueixen la serra de Cloterons. L'estructura
general és la d'un anticlinal, interpretat de rampa de
bloc superior. L'encavalcament inferior dibuixa una
suau geometria sinclinal. La disposició de
l'encavalcament inferior i la geometria interna del
mantell és similar a la descrita en el tall J-3 (vegeu
Mantell superior del Pedraforca del tall; pàg. 53).
Aquest puja cap al nord en la sèrie del bloc inferior,
corresponent al mantell inferior del Pedraforca, des
del Keuper (nivell de desenganxament) fins al
Garumnià.
Mantell inferior del Pedraforca
L'estructura general del mantell inferior del
Pedraforca es la d'un sinclinal des dels materials
subhoritzontals de la serra del Verd fins als
materials que formen el monoclinal cabussant al S
de la serra del Cadinell. El contacte N de la Serra
del Verd es un encavalcament dirigit al N que posa
en contacte les calcàries del Cretaci superior per
sobre del Garumnià.
La similaritud dels materials amb els del mantell
inferior del Pedraforca i el fet que l'encavalcament
inferior puja cap al sud en la sèrie del mantell del
Cadí permeten interpretar la làmina tectònica de la
serra del Cadinell, com part del mantell inferior del
Pedraforca. Segons aquesta interpretació,
l'encavalcament inferior del mantell superior del
Pedraforca, entroncat en profunditat amb
l'encavalcament del Pedraforca, encavalca cap al
nord a la làmina tectònica de la serra del Cadinell.
L'estructura anticlinal dibuixada per les calcàries
del Juràssic de la làmina de la serra del Cadinell
indica que l'encavalcament inferior d'aquesta,
inicialment part de l'encavalcament del Pedraforca
també ha actuat com un retro-encavalcament. Així
s'observa que el límit nord dels mantells del
Pedraforca són retro-encavalcaments, tal com s'ha
descrit als talls J-2 i J-3 (pàgs 42 i 46,
respectivament).
Mapa de línies d`entroncament
La Fig. 28 representa el mapa de la línia
d'entroncament entre els encavalcaments superior i
inferior del Pedraforca, a l'est del Port del Comte, i
entre els de Bóixols i del Montsec a l'oest, entre les
transversals dels talls J-3 a l'E i el J-7 a l'W.
A l'est del punt A, la línia d'entroncament se situa
en l'aire, erosionada, tal com s'observa en el tall J-3
(Fig. 27). Entre els punts A i B, la línia
d'entroncament està soterrada, com s'observa en el
tall J-4 (Fig. 29). Entre els punts B i C, per sobre de
la unitat del Port del Comte, la línia està en l'aire un
altre cop. Finalment, des del punt C a l'oest, la línia
torna a estar soterrada sota del mantell de Bóixols,
tal com s'observa als talls situats a l'oest del J-5. El
punt C se situa al sud del punt B degut a un
moviment tardà, tal com s'explica al tall J-15
(vegeu Discussió del mantell del Port del Comte,
pàg. 137).

61
Fig. 28. Mapa de la línia d'entroncament entre els encavalcaments superior i inferior del Pedraforca, a l'est
del Port del Comte, i entre els de Bóixols i del Montsec a l'oest. A l'E del punt d'entroncament A, la línia se
situa en l'aire. Entre els punts A i B està soterrada. De B a C se situa novament en l'aire, per sobre del
mantell del Port de Comte. Del punt C a l'W se situa soterrada sota del mantell de Bóixols
Mantell del Cadí
Els materials dels mantell del Cadí presenten una
inclinació monoclinal S característica de la serra del
Cadí, igual que en el tall J-3 (Fig. 27). La sèrie
estratigràfica és molt potent i s'inicia en el Estefanià
discordant per sobre del basament de roques
paleozoiques i Permià (Gisbert, 1980), Triàsic,
Cretaci superior, Garumnià i Eocè inferior i mitjà
fins als materials calcaris equivalents dels de la Fm.
d'Armàncies.
L'estructura del Triàsic mitjà i superior està
formada per un gran nombre d'encavalcaments
dirigits cap al nord i cap al sud (Flinch, 1991) i
representa un nivell de desenganxamentencavalcament,
la continuació de l'encavalcament
de Serra Cavallera. Aquest salta fins a les pelites
del Garumnià cap a l'est (vegeu Tall geològic J-3,
Fig. 27).
Turó de Can Pubill
Els materials mesozoics i paleogens del turó de can
Pubill afloren en el bloc superior d'una falla
extensional amb cabussament NW. Aquesta forma
part del sistema de falles extensionals de la
Cerdanya, actiu entre el Miocè mitjà-alt (Bergerat,
1982; i Cabrera et al., 1988) i el Miocè terminal
(Calvet, 1985).
La sèrie que hi aflora mostra característiques i
potències similars a la sèrie de la serra del Cadí
(Hartevelt, 1970). Aquesta comprèn des del Keuper
fins a l'Eocè inferior. Per sota del Keuper afloren
els materials detrítics del Buntsandstein discordants
per sobre de la sèrie de l'Estefano-Permià, que
desapareix per erosió en els afloraments més
septentrionals del turó de can Pubill. Al N d'aquest
punt, a les rodalies del poble de Sercs (2.5 Km al
SE de la Seu d'Urgell) afloren materials del
Butsandstein discordants per sobre de roques del
basament (Poblet, 1991).
Les potències i geometria de les diferents
discordances que afecten els materials de
l'Estefanià, Permià i Buntsandstein indiquen una
disposició d'aquests materials en tascó obert cap al

S. Tot i que no s'observa en cap de les transversals
estudiades, el limit meridional de les conques
descrites podria correspondre a una falla
extensional, d'acord amb la compartimentació
d'aquestes conques indicada per Gisbert (1980). En
aquest sentit, en una transversal més oriental
s'observa un canvi brusc de la potència dels
sediments de l'Estefanià i Permià on s'ha situat un
dels encavalcaments importants que afecten al
basament (Muñoz, 1985), (vegeu el Tall geològic J-
1, Fig. 16).
En el tall geològic s'ha interpretat l'acabament
meridional de les conques descrites per falla normal
reactivada com a encavalcament assumint una
geometria molt simple. A la unitat de les Nogueres,
alguns dels encavalcaments que separen les
diferents làmines tectòniques corresponen a falles
extensionals d'edat Estefanià i Permià, reactivades
durant la compressió (Muñoz, 1988).
62
Discussió de l'escurçament
L'extrem N de l'aflorament de materials mesozoics i
paleogens del turó de can Pubill indiquen l'extensió
mínima d'aquests materials cap al N. L'extensió
calculada es mínima donada l'existència
d'encavalcaments que dupliquen aquesta sèrie a la
zona de Querforadat (Muñoz, com. per., 1991).
De totes formes, el límit N dels afloraments del turó
de can Pubill situat a 5 Km al N de l'aflorament N
de la serra del Cadí, s'utilitza com a límit mínim N
dels afloraments de roques mesozoiques i
paleògenes, en aquesta transversal. Per tant,
qualsevol restitució dels mantells del Pedraforca
s'ha de fer al N dels afloraments paleogens del turó
de can Pubill. Aquesta distància és 5 km i està
d'acord amb les restitucions efectuades en els talls
J-2 i J-3 on l'encavalcament frontal del mantell
inferior del Pedraforca s'ha restituït 13 km al N dels
afloraments N de la serra del Cadí (vegeu Tall J-2
restituït; Fig. 17).

63
Fig. 29. Tall geològic J-4 de direcció N-S. La part nord del tall està redibuixada de Hartevelt (1970), on s'observa l'estructura de l'aflorament del turó de can Pubill a
l'W de Querforadat. Aquest aflorament permet acotar la distància mínima a la qual s'ha de restituïr la unitat del Pedraforca. El Trias forma el nivell de
desenganxament de l'encavalcament i per tant el límit N d'aquest indica el punt mínim de restitució, que és 5 km al nord dels afloraments paleogens de la serra de
Cadí. El tall geològic s'ha representat a la mateixa escala vertical i horitzontal. (English figure caption page 171).

Tall geològic J-5 (Acabament occidental del mantell del Cadí)
El tall geològic J-5 atravessa el mantell del Port del
Comte al sud i l'acabament occidental del mantell
del Cadí al nord. entre ambdues zones, els mantells
de les Serres Marginals, del Montsec i de Bóixols
mostren unes relacions de tall complexes. A
l'extrem nord del tall, la unitat del Montsec de Tost
encavalca a les calcàries eocenes del mantell del
Cadí. El tall es recolza, a la part sud, amb la línia
sísmica S-12 que presenta una bona resolució per
l'anticlinal de Puig-reig i Oliana, i per la
continuació de l'avantpaís sota del mantell del Port
del Comte. La correcta interpretació de l'estructura
del mantell del Port del Comte és molt important
per conèixer l'evolució del límit entre el Pirineu
oriental i central.
La descripció de l'estructura es realitza de S a N des
de l'avantpaís, el mantell del Port de Comte, el
mantell del Cadí, els mantells de les Serres
Marginals i de Bóixols, i finalment la unitat del
Montsec de Tost.
Avantpaís
L'única estructura de l'avantpaís representada en el
tall J-5 és l'anticlinal de Puig-reig. La geometria de
l'anticlinal s'ha dibuixat a partir de les dades de
camp i de la interpretació de la línia sísmica S-12
(op. UERT, S, 1977).
La línia sísmica mostra la geometria de tascó de la
part frontal de l'anticlinal de Puig-reig. Aquest és
suau i penetra sota de la sèrie post-sals de la Fm. de
Cardona (o equivalent). Aquesta geometria de tascó
s'observa a les altres línies sísmiques que
atravessen l'anticlinal de Puig-reig a l'est (vegeu la
línia sísmica S-1 del tall J-3, Fig. 27), o el d'Oliana
a l'oest (vegeu la línia sísmica TR-65 del tall J-8,
Fig. 50). L'estructura de l'anticlinal de Puig-reig es
pot traçar seguint el conjunt de reflectors situats al
voltant de 0.4 s a la cresta de l'anticlinal. En
superfície, les capes de la Fm. de Solsona descriuen
un anticlinal de flancs suaus i atenuats pel fet que
les capes superiors fossilitzen en part a l'anticlinal
(número 4 al tall J-5, Fig. 33).
Les relacions de tall entre els diferents reflectors
permet el dibuix de dues petites làmines
tectòniques, constituïdes per margues eocenes per
sobre dels guixos de la Fm. de Beuda. La làmina
superior, de majors dimensions, recobreix les dues
64
petites situades per sota d'aquesta. Les línies de
capa de la làmina superior dibuixen un doble
anticlinal producte de l'emplaçament de les làmines
inferiors.
A la banda nord de la línia sísmica s'observa un
paquet potent de reflectors, en posició
subhoritzontal entre 0.8 i 2.0 s. Aquest es
correlaciona amb la sèrie eocena completa formada
per les calcàries amb alveolines a la base i les
margues de l'Eocè mitjà (equivalents de les de la
Fm. de Banyoles) i les margues de l'Eocè mitjàsuperior
de la Fm. d'Igualada.
Per tal de dibuixar l'estructura profunda del tall
geològic s'ha projectat la llargada de les margues
eocenes sota dels mantells de corriment des del tall
J-3. Així, aquestes s'han continuat fins 12-14 km al
nord de la traça actual de l'encavalcament del Port
del Comte. Els conglomerats de la Fm. de Solsona,
situats a sobre de les margues eocenes descrites
s'han continuat fins 6 km al nord del mateix
encavalcament, d'acord amb la projecció d'aquests
des del sinclinal de Busa a l'est del tall i des del
sinclinal situat al nord de l'anticlinal d'Oliana a
l'oest (vegeu mapa geològic de Catalunya, Losantos
et al., 1989). La traça del sinclinal s'ha dibuixat
paral·lela a la traça corbada de l'anticlinal de Puigreig
i d'Oliana.
Mantell del Port de Comte
La sèrie estratigràfica del mantell del Port del
Comte està formada per materials mesozoics i
cenozoics d'uns 1000 m de potència (Guerin
Desjardins i Latreille, 1962; Solé Sugrañes, 1973,
Vicens, 1992). Els dipòsits de l'Eocè inferior i mitjà
mostren canvis de potència i fàcies coincidint amb
la posició dels anticlinals i sinclinals. Aquest fet
fou interpretat corresponent a un dipòsit dels
manterials sincrònic al creixement dels plecs
(Betzler, 1989).
El mantell del Port del Comte té una geometria
triangular característica i presenta relacions de tall
complexes per tots els costats. A l'est, encavalca a
les roques que formen part del mantell del Cadí, per
mitjà de l'encavalcament del Cardener. Al NE i NW
està encavalcat per les làmines tectòniques de les
Serres Marginals.

65
Fig. 30. Esquema estructural del mantell del Port del Comte. Els plecs i encavalcaments que constitueixen
l'estructura interna tenen una direcció NE-SW i cabussen cap al NE a l'extrem oriental del mantell. El
mantell del Port del Comte està encavalcat pel mantell de les Serres Marginals al NE i NW i pel mantell del
Montsec a l'W (encavalcament de l'Alzina). El mantell encavalca als materials del mantell del Cadí per mitjà
de l'encavalcament del Cardener a l'est i als materials de l'avantpaís al sud. La línia que uneix els punts K i
K', amb una direcció NNE-SSW representa la línia de tall entre els materials de l'actual mantell del Cadí al
nord i del mantell del Port del Comte al sud i el marge oriental de la Unitat Sudpirinenca Central (vegeu
Mapa palinspàstic anterior als 55 Ma, Fig. 71).
A l'oest està encavalcat pel mantell del Montsec,
per mitjà de l'encavalcament de l'Alzina, i al sud
encavalca als materials conglomeràtics més
moderns de l'avantpaís, per mitjà de
l'encavalcament del Port del Comte. L'estructura
interna està formada per un conjunt de plecs i
encavalcaments desenganxats per sobre del Triàsic.
Aquests plecs tenen una direcció constant NE-SW,
paral·lela al límit NW del mantell (Guerin-
Desjardins i Latreille, 1962, i Solé Sugrañes, 1973),
(Fig. 30).
Els flancs dels anticlinals, tal com s'observen avui
en dia, tenen un cabussament important, subvertical
en alguns casos. Al marge est del mantell, els eixos
dels plecs cabussen cap el NE i queden tallats per
l'encavalcament del Cardener amb un angle pròxim
als 900 . L'anticlinal d'Odèn és clarament vergent al
SE (Fig. 31). Aquest anticlinal sembla l'anticlinal
de rampa de bloc superior de l'encavalcament del
Port del Comte però està tallat per aquest amb una
direcció E-W oblíqua a la de l'anticlinal.
L'anticlinal de Roc de la Pena constitueix
l'estructura NW del mantell del Port del Comte.
Aquest està encavalcat a la part nord per les
làmines tectòniques del mantell de les Serres
Marginals (a la transversal del tall), i a la part sud
pel mantell del Montsec. L'anticlinal del Roc de la
Pena presenta la particularitat de tenir roques del
Juràssic en el seu nucli, fet que és únic en el
mantell del Port del Comte.
La disposició de les calcàries de l'Eocè del flanc
nord del mantell cabussen cap al nord sota de les
làmines tectòniques del mantell de les Serres
Marginals. Aquest fet permet enllaçar-les amb les
que afloren a les finestres tectòniques de Lavansa i
amb les del mantell del Cadí (Fig. 33 i vegeu el
Mapa dels Montsec de Tost, Fig. 32). Per tant, el
mantell del Port del Comte representa el flanc sud
del mantell del Cadí.

Fig. 31. Vista de l'anticlinal d'Odèn al vessant oest
del Puig Sobirà (1924 m) des del castell d'Odèn.
Les calcàries de la Fm. del Cadí formen una
estructura sinclinal i anticlinal desenganxada per
sobre les pelites de la Fm. de Tremp (Garumnià).
Els guixos del Keuper i les calcàries làminades del
Muschelkalk formen el nucli de l'anticlinal.
L'encavalcament del Port del Comte talla a
l'anticlinal d'Odèn al bloc superior i als
conglomertas de la Fm. de Solsona al bloc inferior.
(Dibuix de C. Losantos).
Mantell del Cadí
El mantell del Cadí està constituït en aquesta
transversal per una sèrie mesozoica poc potent i
similar a la del mantell del Port de Comte (Vicens,
1992) i calcàries de l'Eocè inferior (Masriera i
Ullastre, 1985; Flinch, 1991).
L'anticlinal i el sinclinal de Banyeres formen
l'estructura interna del mantell del Cadí. El sinclinal
es vergent al sud i presenta, a l'igual que el d'Odèn,
un desenganxament a nivell del Garumnià que, en
aquest cas, produeix una vergència sud més
acusada al nivell de les calcàries del Garumnià que
al de les calcàries de l'Eocè, que formen un plec
suau.
A l'E del plec de Banyeres, els materials mesozoics
i eocens del mantell del Cadí formen una estructura
anticlinal amb una direcció NE-SW que queda
tallada al S per l'encavalcament inferior de la Unitat
Sudpirinenca Central. Aquest anticlinal constitueix
l'estructura més oriental del mantell del Cadí. A
partir d'aquest, l'estructura del mantell és la d'un
monoclinal que cabussa cap al sud, tal com
s'observa als talls J-3 i J-4 (Figs 27 i 29,
respectivament).
Les calcàries de la Fm. del Cadí tornen a aflorar en
dues petites finestres tectòniques situades a les
rodalies de Sorribes de Lavansa i al NW de la
66
Barceloneta, ambdues situades a la vall de Lavansa,
per sota del Keuper del bloc superior de
l'encavalcament de Bóixols (Solé Sugrañes i
Santanach, 1970) (Fig. 32).
La sèrie del Muschelkalk i Keuper que aflora a
l'extrem N del mantell del Cadí presenta una
estructura interna constituïda per nombrosos
encavalcaments amb dobles vergències, N i S, i és
un nivell principal de desenganxament entre la
cobertora i el basament (Flinch, 1990).
Les sèries del Permià (unitat roja superior de
Gisbert, 1980) i del Buntsandstein discordant sobre
l'anterior tenen una potència superior als 1600 m
(Hartevelt, 1970; Gisbert, 1980) i es disposen
discordantment sobre les roques paleozoiques del
basament.
Al mapa de la Fig. 30 s'han unit els dos punts de
tall coneguts de la sèrie mesozoica i eocena del
mantell del Cadí. Aquests són el punt K, situat a
l'acabament occidental del mantell del Cadí, i el
punt K', situat al flanc nord de l'anticlinal del Roc
de la Pena al mantell del Port del Comte. La línia
de tall amb una direcció NNE-SSW representa el
marge oriental inicial de la Unitat Sudpirinenca
Central (vegeu la reconstrucció efectuada en el
Mapa palinspàstic anterior als 55 Ma, Fig. 71).
Mantell de les Serres Marginals
La sèrie que aflora a les unitats de les Serres
Marginals està formada per Keuper, Juràssic,
dipòsits de bauxites discordants, Cretaci superior
discordant, Fm. de Tremp (Garumnià) i Eocè
inferior. Tot el conjunt forma una sèrie amb una
potència total inferior als 900 m. En la transversal
del tall J-5 el mantell de les Serres Marginals està
format per 3 làmines tectòniques que repeteixen
una sèrie molt similar.
Mantell de Bóixols
El mantell de Bóixols encavalca directament les
làmines tectòniques del mantell de les Serres
Marginals per mitjà d'un encavalcament de direcció
NE-SW fortament cabussant al NW, anomenat
encavalcament de l'Alzina (Fig. 30).
Mantell del Montsec de Tost
La unitat de Montsec de Tost estudiada des d'antic

(Fallot in: Jacob et al., 1926; Dalloni, 1930), està
formada per roques del basament juntament amb la
seva cobertora mesozoica i està emplaçada per
sobre dels materials secundaris i eocens del mantell
del Cadí.
Les dues petites klippen de roques del basament
situades al N del poble de Tost també formen part
de la unitat tectònica del Montsec de Tost (Fig.
32).
67
El basament està format per roques del Silurià (que
constitueix el nivell basal de desenganxament de la
unitat), Devonià i Carbonífer, amb una estructura
interna complexa formada per encavalcaments i
plecs amb clivatge de pla axial, d'edat herciniana
(Solé Sugrañes i Santanach, 1970). Sobreposada a
aquesta estructura herciniana els materials del
basament presenten una estructura de dúplex alpina
que involucra el Bundsandstein. L'encavalcament
de sostre se situa a la base del Keuper.
Fig. 32. Mapa estructural de la zona d'unió entre els mantells del Cadí, Montsec de Tost i Pedraforca-
Bóixols. Basat en Solé Sugrañes i Santanach (1970); Flinch (1990) i cartografies pròpies. La línia continua
representa l'encavalcament inferior de la Unitat Sudpirinenca Central constituïda per roques del basament
(unitat del Montsec de Tost) i de la cobertora (unitats del Pedraforca i Bóixols). Les línies discontinues
representen els principals nivells de desenganxament-encavalcament dins dels mantells del Cadí i Unitat
Sudpirinenca Central.Ratllat oblic) Basament; cercles) Buntsandstein; Keuper; J+C) Juràssic i Cretaci
inferior; C) Cretaci superior; G) Garumnià; E) Eocèinferior.
L'encavalcament inferior de la unitat és
subhoritzontal tal com es pot deduir de la seva
forma cartogràfica. Puja en la sèrie de bloc inferior
des dels materials del Muschelkalk i Keuper a
l'extrem N i W fins a l'Eocè inferior de la zona de
Banyeres (Fig. 32). Al SE limita amb el Juràssic i
amb el Cretaci inferior corresponents al mantell de
Bóixols.
El contacte entre la base de la sèrie mesozoica del
mantell de Bóixols, formada per nivells
incompetents (Trias) i el paquet massiu de roques
calcàries que constitueixen el Juràssic i el Cretaci
inferior correspon a un encavalcament amb fort

cabussament cap el S (Solé Sugrañes i Santanach,
1970; Flinch, 1991). En el bloc superior de
l'encavalcament, les calcàries del Juràssic i Cretaci
inferior dibuixen un anticlinal vergent al N, entre
els pobles de Castellar i Colldarnat (Solé Sugrañes i
Santanach, 1970), (Fig. 32). L'encavalcament talla
roques del basament a la zona de Castellar i puja en
la sèrie del bloc inferior cap al SE. Així talla roques
del Buntsandstein a Colldarnat i del Triàsic a la
Barceloneta. Aquest retro-encavalcament forma
part del conjunt d'estructures vergents al N que van
deformar el límit N de les unitats del Pedraforca i
Bóixols. L'edat d'aquestes estructures amb
vergència N es discuteix en els talls J-3 (vegeu
Mantell inferior del Pedraforca del tall J-3; pàg. 52)
i J-12, paral·lel al perfil Ecors (vegeu
L'encavalcament de Morreres del tall J-12; pàg.
110).
Discussió de la unitat del Montsec de Tost
En aquest apartat es discuteix el punt d'unió triple
entre els mantells de Bóixols, Montsec de Tost i
Cadí, que pot observar-se en el mapa estructural de
la Fig. 32. En el tall s'ha reproduït el tall geològic J-
5 resaltant els encavalcaments i nivell de
desenganxament importants per a comprendre
l'estructura. Tal com s'observa a la cartografia,
l'encavalcament inferior del mantell superior del
Pedraforca i Bóixols tenen continuïtat amb
l'encavalcament inferior del Montsec de Tost i se
situen per sobre dels materials eocens del mantell
del Cadí.
D'aquesta manera la unitat del Montsec de Tost
constitueix el basament de les unitats de la
cobertora mesozoica de Bóixols, del Montsec i de
les Serres Marginals durant l'emplaçament. L'edat
de l'emplacament correspon, per tant, a la de
l'emplaçament de la Unitat Sudpirinenca Central
per sobre dels materials del Cadí durant l'Eocè
inferior i mitjà (vegeu Mapes palinspàstics 55-51
Ma i 47 Ma, Figs 72 i 73, respectivament).
68
L'estructura interna del Montsec de Tost afecta als
materials paleozoics i als materials detrítics del
Buntsandstein. El fet de no afectar a materials
superiors indica l'existència d'un nivell de
desenganxament situat en el Muschelkalk-Keuper
(Flinch, 1990). Aquest nivell de desenganxament
pot seguir-se en el mantell del Cadí on el
Muschelkalk i el Keuper presenten una complexa
geometria interna amb encavalcaments de
vergència N i S (Flinch, 1990). Aquesta doble
vergència pot interpretar-se com un doble
funcionament alternatiu del nivell de
desenganxament. Vergència S d'acord amb el sentit
general del transport tectònic i vergència N durant
l'emplacament de les làmines de roques
paleozoiques per sota del pla de desenganxament.
Durant aquests períodes, el pla d'encavalcament
actua com un nivell de desenganxament passiu.
La unitat del Montsec de Tost presenta
característiques similars a les diferents a les unitats
tectòniques de basament anomenades de les
Nogueres (Séguret, 1972). Aquestes se situen per
sobre de materials triàssics, l'encavalcament
inferior que les límita és subhoritzontal i presenta
un contacte complexe amb l'extrem N de les
calcàries del mantell de Bóixols (vegeu els mapes
de "Tetes Plongeantes des Nogueras"; Séguret,
1972). Aquest i Garrido-Megías (1973) interpreten,
en els seus talls, les unitats de les Nogueres lligades
al mantell de Bóixols.
Escurçament i restitució
L'anticlinal de Puig-reig representa uns 7 km
d'escurçament. Per tant, el límit septentrional de les
margues i calcàries de l'Eocè se situen a 25 km al
nord de la traça de l'encavalcament del Port del
Comte. Aquest fet està d'acord amb els resultats del
tall geològic J-3 on se situen 28 km al nord de la
traça de l'encavalcament de Vallfogona

69
Fig. 33. Tall J-5, de direcció N-S. La geologia profunda de l'anticlinal de Puig-reig s'ha dibuixat d'acord a la interpretació de la línia sísmica S-12. El mantell del
Port del Comte forma la continuació meridional del mantell del Cadí. Per sobre d'aquest, la Unitat Sudpirinenca Central està lligada a la unitat de basament del
Montsec de Tost. El desenganxament situat al Triàsic presenta estructures de doble vergència nord i sud. El Juràssic que aflora a l'anticlinal del Roc de la Pena s'ha
atasconat cap al nord i cap al sud ja que no hi ha afloraments d'aquests materials en aquestes direccions. El tall geològic s'ha representat a la mateixa escala vertical
i horitzontal. (English figure caption page 171).

Tall geològic J-6 (Extrem occidental del mantell del Port del Comte)
El tall geològic J-6, de direcció N-S, s'ha dibuixat
paral·lel a la línia sísmica L-3, que mostra una bona
resolució de l'anticlinal d'Oliana i dels conglomerat
que el recobreixen. A més atravessa l'extrem
occidental del mantell del Port del Comte. La part
corresponent al mantell de Bóixols ha estat
dibuixada conjuntament amb en J. García-Senz.
Avantpaís (anticlinal d’Oliana)
La línia sísmica L-3 (U.E.R.T., 1961) és de direcció
NNE-SSW (Fig. 34). La seva característica
principal és la de presentar una visió en profunditat
del flanc sud de l'anticlinal d'Oliana. En ser oblíqua
a la traça axial de l'anticlinal ressalta la geometria
dels dipòsits de conglomerats sintectònics, que no
s'observen a la línia sísmica TR-68, perpendicular a
l'anticlinal (vegeu Tall geològic J-8, Fig. 50).
Els numerosos reflectors plans situats per sobre de
1.6 s a la banda esquerra de la línia, representen la
base del Paleogen, en contacte discordant sobre del
basament. El conjunt d'aquests reflectors paral·lels
inferiors entre 1.55 i 1.7 s, d'uns 500 m de potència,
representa les calcàries de l'Eocè inferior i mitjà.
Els reflectors paral·lels situats a 1.2 s s'interpreten
com els nivells de sals de Cardona, situats al sostre
de la Fm. de margues d'Igualada, aquesta última
amb una potència aproximada de 650 m. Per sobre
d'aquests, des de 1.1 s fins a la superfície
corresponen als diferents nivells de conglomerats
de la Fm. de Solsona. La correlació pot efectuar-se
amb el sondeig de Bassella, situat a 8 km al SW de
l'extrem SW de la línia.
La sèrie autòctona formada pel conjunt de calcàries
a la base, les margues de la Fm. d'Igualada al mig i
les sals de la Fm. de Cardona al sostre mostren una
geometria plana no deformada i amb un
cabussament molt lleuger cap al nord. Per sobre
d'aquests reflectors subhoritzontals, l'anticlinal
d'Oliana està format per una duplicació de les
margues d'Igualada que utilitzen les sals de
Cardona com a nivell de desenganxament (vegeu el
tall J-7; Fig. 49). Les margues de la làmina
encavalcant presenten una major potència que a
l'autòcton (vegeu la interpretació de l'anticlinal de
Puig-reig del tall J-3; pàg. 47).
Els reflectors corresponents als conglomerats
mostren una disposició en tascó, que s'aprima
70
suaument cap a la cresta de l'anticlinal, fet que
indica una sedimentació sincrònica amb el
creixement de l'anticlinal. Els conglomerats passen
de 1400 m de potència a l'extrem NNE, afectats pel
flanc SE de l'anticlinal a 2500 m de potència a
l'extrem SSW, no afectats pel creixement de
l'anticlinal. Aquesta última potència està d'acord
amb les dades del sondeig de Bassella que talla
2500 m de materials continentals per sobre de les
sals de la Fm. de Cardona (Fig. 34). La capa més
superior dels conglomerats, amb una inclinació
molt suau cap al S, és pràcticament paral·lela a la
superfície topogràfica (número 4 de la Fig. 34),
(Vergés, 1992).
Es important assenyalar que la geometria de les
capes mostra un aprimament però no onlap, ni
truncacions importants. Per tant, aquesta geometria
suggereix un equilibri entre el creixement de
l'anticlinal i la taxa d'acumulació dels 2500 m de
sediments sintectònics.
L'encavalcament del Port de Comte talla els
conglomerats de la Fm. de Solsona, tal com es veu
a la carretera de Cambrils del Pirineu a Solsona. En
aquest punt, els conglomerats més alts (4)
fossilitzen l'encavalcament. Els conglomerats de la
Fm. de Solsona es poden continuar cap al nord, sota
de l'encavalcament del Port del Comte, i són tallats
per l'encavalcament del Montsec. L'estructura
sinclinal que plega als conglomerats just al bloc
inferior de l'encavalcament del Montsec és la
continuació del sinclinal de Busa i del que s'observa
al nord de l'anticlinal d'Oliana (vegeu Mapa
estructural del Pirineu oriental, Fig. 14 i tall
geològic J-15, Fig. 70).
Mantell del Port de Comte
L'estructura de l'extremitat W del mantell del Port
de Comte consisteix en un anticlinal frontal tancat
(visible al S del poble de Cambrils del Pirineu) i un
sinclinal. El flanc N del sinclinal està tallat per un
encavalcament que situa les pelites i guixos del
Keuper per sobre de les calcàries d'alveolines de la
Fm. del Cadí a la zona de Llinars.
Mantell del Montsec
L'estructura del mantell del Montsec s'ha dibuixat

projectada des de 2 km a l'E (barranc de l'Ossa) on
aflora. S'hi observa un gran plec anticlinal a la zona
frontal amb el nucli de Keuper. L'estructura general
del mantell del Montsec és la d'un monoclinal amb
un cabussament cap al nord, general superior als
400 , modificat per un sinclinal-anticlinal que aflora
al sud del riu Perles.
Es interessant notar que l'encavalcament del
Montsec situa calcàries juràssiques i del Cretaci
superior sobre del Keuper del bloc inferior.
Aquesta disposició anòmala (subtractiva) continua
cap a l'W fins a la transversal del tall J-7 (Fig. 49 i
vegeu Mantell del Montsec del tall J-7; pàg. 79). El
fort cabussament de l'encavalcament del montsec i
de la sèrie del seu bloc superior indica l'existència
d'una rampa de bloc inferior. Aquesta, tal com s'ha
comentat, talla als conglomerat de la Fm. de
Solsona. El segment de l'encavalcament del
Montsec que aflora a la transversal del tall se situa
entre els que s'han anomenat encavalcaments de
l'Alzina al nord i del Segre al sud. L'encavalcament
de l'Alzina té un component del desplaçament
paral·lel a la direcció que permet situar les roques
del mantell del Montsec directament en contacte
amb les del mantell del Port del Comte, que estan
normalment separades per les del mantell de les
Serres Marginals (vegeu una explicació àmplia i la
interpretació del mantell del Port del Comte del tall
J-15, pàg. 126). Cap al sud, un conjunt de falles
normals s'entronquen amb els encavalcaments del
Montsec i del Segre (vegeu Mantell del Montsec
del tall J-7, pàg. 79).
Del que s'ha dit, la disposició de l'encavalcament
del Montsec està afectada pel moviment de
l'encavalcament de l'Alzina al nord i pel conjunt de
falles extensionals, amb cabussament nord,
entroncades a l'encavalcament al sud.
71
Mantell de Bóixols
L'estructura del mantell de Bóixols queda separada
en dues parts per l'encavalcament de Figols. Al sud
de l'encavalcament, els materials juràssics i del
Cretaci inferior formen un plec sinclinal tancat i
asimètric amb desenvolupament de clivatge de pla
axial cabussant N 340º/70º. La asimetria del
sinclinal està controlada per la disposició original
de les calcàries i margues que onlapen sobre les
calcàries juràssiques i la paret formada per la falla
extensional que límitava la conca del Cretaci
inferior pel sud. En el flanc sud del sinclinal, la
seqüència de Font Bordonera (Aptià superior)
descansa directament sobre les calcàries del
Juràssic.
L'estructura del mantell al N de l'encavalcament de
Fígols és un sinclinal obert constituït per una potent
sèrie de calcàries i margues del Juràssic i Cretaci
inferior (Berástegui et al., 1990). El flanc nord del
sinclinal es disposa subhoritzontalment en el sector
més septentrional, en el Turó de la ciutat (Fig. 34).
L'encavalcament inferior del mantell de Bóixols
encavalca una làmina tectònica constituïda per
Cretaci superior (Santonià), de forma similar al
mantell superior del Pedraforca a la transversal del
tall J-3 (Figs 25 i 27). Aquesta s'ha interpretat com
un boci de l'avantflanc de l'anticlinal de propagació
de l'encavalcament Bóixols.
El contacte nord del mantell de Bóixols és un retroencavalcament,
amb guixos del Keuper en el bloc
superior. L'encavalcament baixa en la sèrie del
Buntsandstein del bloc inferior cap al nord (vegeu
Mantell de Bóixols del tall J-7, pàg. 80 per a una
discussió d'aquest contacte).

72
Fig. 34. Tall geològic J-6. La potència de la sèrie estratigràfica del mantell del Montsec (a la serra del Turp) s'ha dibuixat d'acord a Rodés (1983), Ullastre i
Masriera (1989) i Vicens (1992). El tall s'ha dibuixat en la seva part S paral·lel a la línia sísmica L-3. La línia permet l'observació de la geometria profunda de
l'anticlinal i la disposició en tascó dels conglomerats, aprimant·se cap a la cresta anticlinal, fet que indica un dipòsit sincrònic amb el creixement de l'anticlinal. La
part del tall corresponent al mantell de Bóixols s'ha dibuixat conjuntament amb J. García-Senz. El tall geològic s'ha representat a la mateixa escala vertical i
horitzontal. (English figure caption page 171).

73
Tall compensat J-7 (anticlinal d'Oliana)
El tall J-7 s'ha dibuixat perquè se situa a la zona
intermitja entre els talls del Pirineu oriental i els del
Pirineu central. El tall aprofita gran quantitat de
dades de subsòl i mostra un registre molt bó de
l'evolució estructural de les unitats aflorants durant
l'Eocè superior i l'Oligocè. Aquest tall és clau per a
la interpretació del Pirineu central meridional.
El tall geològic J-7 s'orienta N-S i atravessa de S a
N l'avantpaís indeformat, l'avantpaís deformat,
l'anticlinal d'Oliana i l'extrem oriental de la Unitat
Sudpirinenca Central, contituïda per diferents
làmines tectòniques que de S i més externes a N i
més internes són les de les Serres Marginals, la del
Montsec i la de Bóixols.
El tall s'ha compensat tot i passar a través d'una
zona de rampes oblíqües (vegeu Talls geològics
compensats en zones de rampes oblíqües; pàg. 34).
El tall ofereix un bon control de subsòl (dades de
sísmica i sondeigs) i a més hi ha una bona datació
dels materials continentals que enregistren la última
part de l'emplaçament dels mantells de corriment
(datacions per mitjà de paleomagnetisme i faunes i
flores fòssils).
L’avantpaís indeformat
Els materials paleogens que formen la part
indeformada de l'avantpaís presenten una geometria
de tascó que s'engruixeix cap al N. Els nivells
estratigràfics inferiors presenten una lleugera
inclinació al N i els nivells superiors que els
recobreixen són subhoritzontals.
La geologia de subsòl està controlada a partir dels
sondeigs. Així, en el sondeig de Senant-1 (op.,
Esso, 1962) es tallen pocs metres de Buntsandstein,
Muschelkalk 1, 2 i 3 i Keuper, que es poden
correlacionar amb els que afloren a les sèries de
Pontons i Cabra del Camp (Marzo i Calvet, 1985)
situades en el marge S de la conca d'avantpaís, a
uns 30 km de la transversal del tall, en direcció SE.
El sondeig de Guissona-1 (op., Esso, 1962) talla el
Buntsandstein, més potent que a Senant-1,
Muschelkalk i Keuper. El sondeig de Sanaüja-1
(op., Ciepsa, 1963), situat 10 Km al N de l'anterior
talla Buntsandstein, sense arribar a la base, i
Muschelkalk. El Paleocè (Fm. de Tremp,
Garumnià) es disposa sobre de les calcàries del
Muschelkalk i en el sondeig de Bassella (op.,
Ciepsa, 1961-62), el Paleocè està situat a sobre de
roques atribuïdes al Cretaci/Paleozoic, que en
aquest treball s'ha optat per atribuir-les al basament.
D'aquesta forma, el Triàsic s'atasconaria entre els
sondeigs de Sanaüja i Bassella.
Anàlogament a les sèries del marge de la Cadena
Costanera Catalana (Anadón et al., 1979), s'ha
atribuït a les calcàries margoses i margues del
sondeig de Senant-1 una edat de Paleocè fins a
Bartonià i Priabonià inferior, des de 1000 m a 1423
m (Lutecià i Bartonià segons Lanaja, 1987).
D'aquesta manera, les calcàries margoses es
correlacionen amb la totalitat de la sèrie marina més
septentrional formada per calcàries a la base,
equivalents de les Fms de Cadí i de Penya, i les
margues equivalents de les Fms de Banyoles a la
part inferior i d'Igualada a la part superior. De S a
N s'observa un canvi de fàcies de pelites a calcàries
margoses marines entre els sondeigs de Senant-1 i
Guissona-1. Les calcàries margoses passen a
margues entre els sondeigs de Guissona-1 i el de
Sanaüja-1. S'ha de tenir en compte que en el tall
compensat J-7 (Fig. 49) les calcàries margoses
s'han dibuixat amb símbol de calcàries i s'han
correlacionat a les de les formacions d'Orpí i de
Tavertet per la seva, a grans trets, equivalència
litològica i d'edat. Les sèries superiors, continentals
seràn tractades més endavant, seguint Anadón et
al., (1989).
L’avantpaís deformat
L'avantapaís deformat en aquesta transversal està
representat per un conjunt de plecs i
encavalcaments desenganxats per sobre de les sals
eocenes de la Fm. de Cardona (Ramírez i Riba,
1975; i Vergés et al., 1992).
La característica principal del conjunt de plecs és la
de tenir anticlinals relativament apretats i sinclinals
amb la base ampla i plana, paral·lela al nivell de
desenganxament.
L'estructura més meridional és l'anticlinal i
encavalcament de Sanaüja. Aquest, amb una
direcció NW-SE, és quasi perpendicular a la traça
dels plecs que formen el conjunt d'estructures
desenganxades per sobre del nivell de sals de la
Fm. de Cardona característic de la regió central de
l'avantpaís deformat (Vergés et al., 1992). El flanc
SW de l'anticlinal s'ha interpretat com un retroencavalcament
associat a d'altres de menor
importància (Fig. 35), que s'observen principalment
a l'acabament SE de l'anticlinal.

El retro-encavalcament de Sanaüja, de vergència
NE representa una estructura transpressiva amb una
component dextre. Aquesta es dedueix del sentit del
plegament de les traces dels plecs que s'entronquen
amb l'anticlinal de Sanaüja (per una descripció més
detallada vegeu Vergés et al., 1992).
74
La formació i localització de l'anticlinal i
encavalcament de Sanaüja s'han interpretat
condicionades per l'acabament SW de la conca
salina de Cardona (Vergés et al., 1992) tal com
s'observa en els esquemes de la Fig. 36.
Fig. 35. Mapa estructural de l'anticlinal i encavalcament de Sanaüja (Vergés et al., 1992). Els plecs de la
zona central de l'avantpaís deformat s'entronquen amb l'anticlinal. Aquests es troben plegats en la
proximitat del punt d'entroncament. El sentit del plegament indica una component dextre per a
l'encavalcament de Sanaüja. Al mateix temps, el conjunt d'encavalcaments de l'extrem SE de l'anticlinal
talla clarament als plecs del sector central. El sector del mapa situat al S del poble de Ponts està modificat
deMartínez-Peña i Pocoví (1988).
Fig. 36. Esquema de la distribució de les fàcies i potències de la conca evaporítica de Cardona, basat en
(Busquets et al., 1985) i publicat a (Vergés et al., 1992).Model tectònic pel marge S de la conca evaporítica
de Cardona. La desaparició del Membre inferior de Sals incrementa la fricció basal del nivell de
desenganxament i com a conseqüència aquest es bloqueja i es desenvolupa un retro-encavalcament des del
punt de bloqueig (Vergés et al., 1992).

Al nord de l'anticlinal de Sanaüja aflora un conjunt
d'anticlinals i sinclinals. L'anticlinal de Vilanova se
situa entre els sinclinals de Climent i de Ponts.
El dibuix de línies de la línia sísmica que atravessa
l'anticlinal de Vilanova (cedida per l'empresa
SúriaK, S) mostra clarament la geometria del plec
amb característiques comunes dels altres anticlinals
de la regió. La línia atravessa l'anticlinal a la
mateixa transversal que el tall J-7 però amb una
direcció perpendicular a la traça de plec (Fig. 37).
Els reflectors indeformats situats per sota de
l'anticlinal formen l'autòcton. Aquest està format
per dos conjunts de reflectors. Els reflectors
inferiors s'interpreten com les calcàries de l'Eocè
inferior i els reflectors superiors com a la part alta
de la Fm. d'Igualada i sals de la Fm. de Cardona. Es
interessant observar la total migració de les sals des
dels sinclinals al nucli dels anticlinals, tal com
també es comprova als sondeigs d'investigació de
potasses.
Els sinclinals de Ponts i Bassella estan separats per
un anticlinal poc important en la transversal del tall
que és la continuació NE de l'estructura de Cubells.
Aquesta té una major importància cap a l'oest (per
75
ex. vegeu el tall geològic J-11, Fig. 60).
Fig. 37. Dibuix de línies d'una línia sísmica que
atravessa perpendicularment l'anticlinal de
Vilanova a la mateixa transversal que el tall J-7.
Anticlinal d'Oliana
L'anticlinal d'Oliana representa l'estructura més
septentrional del conjunt de plecs desenganxats de
l'avantpaís. Tot i que mostra una direcció paral·lela
als altres plecs, les seves característiques el fan ser
totalment diferent.
Fig. 38. Tall geològic de detall on s'observen les relacions geomètriques existents entre els sediments
sintectònics i el flanc sud de l'anticlinal d'Oliana i les diferents làmines tectòniques que formen el front de la
Unitat Sudpirinenca Central. Aquestes es deformaren segons una seqüència d'encavalcaments de bloc
superior (descrit amb detall a Burbank i Vergés, en revisió).

L'anticlinal d'Oliana té una llargada cartogràfica de
14 km. La traça de l'anticlinal és de direcció NE-
SW i la cresta és doblement inclinada, el que li
dóna la forma característica en superfície (Fig. 39).
El flanc NW de l'anticlinal està encavalcat per
l'encavalcament inferior de la Unitat Sudpirinenca
Central (mantell de les Serres Marginals).
76
El conjunt de dades de subsòl existent, les
interpretacions estructurals (Vergés i Muñoz, 1990
i Vergés, 1992), i l'excel·lent aflorament que
permet l'estudi de nombroses relacions
sintectòniques entre els dipòsits fluvials, datats com
a Eocè superior i Oligocè (Burbank et al., 1992a),
permet la reconstrucció acurada de la cinemàtica de
l'anticlinal.
Fig. 39. Mapa geològic de l'anticlinal d'Oliana i part externa de la Unitat Sudpirinenca Central (amb les
làmines tectòniques de Serres Marginals i Montsec), a la zona de rampes oblíqües del Segre. Les relacions
geomètriques de tall entre les diferents unitats de conglomerats i els diferents encavalcaments i plecs permet
la deducció d'una seqüència d'encavalcaments de bloc superior (Vergés i Muñoz, 1990). La datació dels
conglomerats permet conèixer la durada del moviment de cada encavalcament (Burbank et al., 1992a). En
línia continua s'ha dibuixat la traça dels talls geològics a través de l'anticlinal d'Oliana i en traç gruixut la
localització de les columnes magnetostratigràfiques (Burbank et al., 1992a).

Referent a l'estratigrafia, el nucli de l'anticlinal està
format per margues de la Fm. d'Igualada que passen
a ser més detrítiques i fossilíferes cap al sostre
(Caus, 1973). En el flanc SE de l'anticlinal afloren
els guixos equivalents a les sals de la Fm. de
Cardona, però en fàcies marginals de conca (Pueyo,
com. per., 1990). Aquests se situen intercal·lats
dins d'una sèrie de margues anòxiques (Taberner,
com. per., 1990). En el flanc N de l'anticlinal, la
sèrie marina està constituïda per conglomerats que
corresponen a fàcies de fan-delta (Vergés i
Burbank, 1991).
Per sobre d'aquests sediments marins, aflora una
potent sèrie de conglomerats, gresos i pelites
continentals atribuïda a la Fm. de Solsona, tant per
l'edat (Burbank et al., 1992a) com per les fàcies
(Sáez i Riba, 1986). Intercal·lats a la part baixa de
la sèrie afloren nivells de guixos lacustres atribuïts
a la Fm. de Barbastro (Vergés, 1992).
A la zona d'Oliana s'han separat 4 diferents unitats
de conglomerats basat en les relacions tectonoestratigràfiques
(Fig. 39). El contacte inferior de
cada unitat és discordant per sobre de l'anterior i
per sobre de les làmines tectòniques de la Unitat
Sudpirinenca Central, en contacte amb el flanc NW
de l'anticlinal, tal com s'observa a la Fig. 38. La
continuació de les unitats cap al sud s'ha seguit en
el camp i en la fotografia aèria (vegeu
Sedimentació fluvial sintectònica, pàg. 87).
L'estructura interna de l'anticlinal d'Oliana resulta
de l'apilament de dues làmines (dúplex d'Oliana)
constituïdes per margues de l'Eocè mitjà-superior
encavalcades per sobre del nivell de sals de la Fm.
de Cardona. Aquesta geometria es dedueix a partir
de la informació dels sondeigs de Bassella-1, situat
al sud de l'anticlinal, d'Oliana-1, situat a la cresta de
l'anticlinal i de Comiols-1, situat 20 km al SW al
bloc superior de l'encavalcament del Montsec i
projectat paral·lelament a aquest. El fet que els
sondeigs de Bassella-1 i Comiols-1 tallin la mateixa
sèrie de margues i sals a l'autòcton permet
interpretar l'anticlinal encavalcant per sobre de les
sals de la Fm. de Cardona autòctones(vegeu una
descripció més àmplia de l'extructura profunda a
Vergés i Muñoz, 1990). A la part alta de cada
làmina hi ha guixos corresponents a les fàcies
marginals de la conca evaporítica de Cardona.
La interpretació profunda presentada de l'anticlinal
és una solució geomètrica restituible(Vergés i
Muñoz, 1990; i Burbank et al., 1992a) i està d'acord
amb les dades profundes disponibles (sondeigs i
línies sísmiques). Les línies sísmiques L-3 (op.,
UERT, S, 1977), TR-65 (op., Eniepsa, 1982) i TR-
69 (op. Eniepsa, 1983) han ajudat a dibuixar el
conjunt de talls geològics (J-6, J-8 i J-9
77
respectivament) que atravessen l'anticlinal d'Oliana
(Fig. 39) en sentit transversal i longitudinal. Tots
aquests talls recolzen el tall J-7.
Tot i que l'anticlinal d'Oliana té una longitud
cartogràfica de 14 km, aquest continua en
profunditat per sota dels conglomerats discordants
que el recobreixen, tant cap el SW com cap el NE.
Cap al NE, l'anticlinal d'Oliana gira i continua cap
el ESE enllaçant amb l'anticlinal de Puig-reig.
Aquest fet està recolzat per les dades magnètiques
recollides a ambdós flancs de l'anticlinal d'Oliana
que indiquen una rotació d'aquest de 35º en sentit
antihorari/senestre (Burbank et al., 1992a; i Dinarès
et al., 1992), (vegeu L'anticlinal d'Oliana i Puigreig
del tall J-15, pàg. 124 per a una discussió més
àmplia i el Mapa palinspàstic 34.4-28.7 Ma, pàg.
142 per a la cinemàtica d'ambdós anticlinals).
Unitat Sudpirinenca Central
La Unitat Sudpirinenca Central forma una gran
unitat al·lòctona constituïda pels mantells de les
Serres Marginals, els del Montsec i el de Bóixols.
L'encavalcament Sudpirinenc limita la unitat.
Aquest coincideix en superfície amb
l'encavalcament inferior del mantell de les Serres
Marginals.
Serres Marginals
Les làmines tectòniques de la unitat de les Serres
Marginals a la zona de rampes oblíqües del Segre
(zona de Peramola), són constituïdes per Juràssic,
descrit per primer cop per Carez (1881) i Cretaci
superior discordant. Entre ambdós nivells
s'intercalen dipòsits de bauxites, explotades
antigament en alguns indrets com a Sant Marc
(Closas-Miralles, 1952), atribuïdes en general al
Cretaci inferior i part basal del Cretaci superior
(Combes, 1990). La sèrie del Cretaci superior és
molt similar a la descrita a Llinars de Cambrils per
Rodés (1983).
Es de notar que les làmines més externes tenen una
extensió molt reduïda i només estan constituïdes
pels termes més baixos de la successió mesozoica
(Vergés, 1992). Aquest fet sembla suggerir que han
estat sotmeses a una forta erosió prèviament al
dipòsit dels conglomerats de l'Eocè superior.
La làmina més septentrional, amb una sèrie més
completa i potent i situada en el bloc inferior de
l'encavalcament del Montsec, presenta pelites i
calcàries del Garumnià i els trams basals d'una

successió de margues i calcàries amb alveolina de
l'Eocè inferior, fet ja observat per Ríos (1951) i
estudiat per Maestro-Maideu et al., (1991).
El conjunt de les làmines tectòniques del mantell de
les Serres Marginals mostra una reactivació dels
encavalcaments d'acord a una seqüència
d'encavalcaments de bloc superior (Vergés i
Muñoz, 1990). A més els encavalcaments es troben
cabussant cap al nord amb un angle elevat (45-50 º ).
Tant la seqüència dels encavalcaments com l'elevat
angle d'aquests es produí durant el creixement
sincrònic de l'anticlinal d'Oliana inmediatament al
sud. El basculament general al nord del flanc nord
de l'anticlinal i de les làmines tectòniques redreçà
els encavalcaments actius fins bloqueijar-los i
desenvolupant una nova reactivació en el bloc
superior de l'antic encavalcament actiu.
Mantell del Montsec
La sèrie del mantell del Montsec està constituïda
per una potent successió mesozoica de més de 2500
m (Garrido-Megías, 1973; Arbués, 1991; Vicens,
1992) que mostra una disposició general
monoclinal amb cabussament N. A la Serra
d'Aubens, el Santonià es recolza directament sobre
del Juràssic (Souquet, 1967). Més a l'W, al sondeig
d'Isona (vegeu una columna del sondeig al tall J-10;
Fig. 53), el Cretaci inferior ha estat reconegut i
també a l'E del riu Segre, a la serra de Turp (vegeu
el tall J-6, Fig. 34), on aflora una sèrie molt reduïda
de Cretaci inferior (Peybernès, 1976; Ullastre i
Masriera, 1989). En el tall geològic s'ha dibuixat un
nivell prim de Cretaci inferior, que no arriba a
aflorar en superfície.
El bloc superior de l'encavalcament del Montsec
està deformat per un plec anticlinal tancat, que
afecta els materials poc potents del Juràssic, situats
en el nucli. Els materials margo-calcaris i calcaris
del Cretaci superior mostren una petita flexió per
sobre del plec anticlinal donant idea d'una
geometria disharmònica que podria estar produïda
per la geometria sedimentària prèvia.
78
Fig. 40. Límit entre els mantells del Montsec i de
les Serres Marginals a la carretera de Lleida a
Andorra. El Keuper està en contacte amb les
pelites de la Fm. de Tremp (Garumnià), a
l'esquerra de la figura. El contacte dins del bloc
superior entre el Cretaci superior (Santonià) i el
Keuper s'efectua mitjançant una falla, amb estries
que marquen un salt en direcció. La Lurdes
d'escala. (Dibuix de C. Losantos).
A la carretera de Lleida a la Seu d'Urgell,
l'encavalcament frontal del mantell del Montsec
posa en contacte els guixos del Keuper per sobre de
les pelites vermelles de la Fm. de Tremp
(Garumnià). El contacte entre els guixos del Keuper
i les calcàries del Cretaci superior (Santonià;
Vicens, 1992), ambdós en el bloc superior de
l'encavalcament del Montsec, és una falla
subvertical amb indicadors de moviment que
marquen un salt en direcció (Fig. 40). El mateix
tipus de relació s'observa a la continuacio cap a l'E
de l'encavalcament del Montsec. En el marge E de
l'embassament d'Oliana, les calcàries del Juràssic i
Cretaci superior estan en contacte amb el Keuper
mitjancant una falla subvertical amb cabussament
N (Fig. 41). Es una falla amb característiques de
falla inversa (anticlinal de bloc superior)
substractiva (Juràssic sobre de Keuper).
Els canvis de potència d'ambdós blocs de
l'encavalcament del Montsec, la geometria anòmala
dels materials del seu bloc superior junt amb el fet
que l'encavalcament sembla indicar que ha actuat
com a falla normal en algun moment de la seva
evolució podria interpretar-se com que el contacte
inferior del mantell del Montsec representa una
reactivació d'una estructura anterior extensional.

Fig. 41. Contacte Juràssic-Keuper a la riba
oriental de l'embassament d'Oliana corresponent a
un període de baix nivell d'aigua del novembre de
1991). La posició dels materials d'ambdós blocs de
la falla assenyalen que és una falla normal, però la
geometria interna de les calcàries juràssiques està
d'acord amb un encavalcament. (Dibuix de C.
Losantos).
Una altra solució, qué no és incompatible amb
l'anterior seria que el contacte actual del Montsec
formi part del conjunt de falles extensional que
afecta al bloc superior de l'encavalcament (mantell
del Montsec), amb una direcció NW-SE i que
entronquen amb l'encavalcament del Montsec (Fig.
39), (vegeu una discussió d'aquestes falles al tall J-
10, pàg. 97).
Els materials de la seqüència d'Areny mostren una
geometria de tascó obert cap al N, com s'observa al
flanc N de la serra d'Aubens (Arbués, 1991).
Aquest tascó és sincrònic amb l'emplaçament del
mantell de Bóixols (Simó i Puigdefàbregas, 1985; i
Arbués, 1991).
Els materials de la Fm. de Tremp (Garumnià) estan
deformats en el sinclinal de Nargó. La direccio E-
W de la traça sinclinal es paral·lela a la traça de
l'encavalcament de Bóixols tot i que a la zona de
Coll de Nargó aquest està afectat per un conjunt de
falles en direcció oblíqües a la traça (Fig. 42),
(Plaziat, 1972). Es important el fet de que el
contacte entre els conglomerats i les bretxes
d'aquesta formació i les calcàries de Santa Fe
(Cenomanià superior) del mantell de Bóixols es
discordant.
La geometria profunda del mantell del Montsec, per
sota del mantell de Bóixols s'ha interpretat a partir
de la relació de tall entre els materials del mantell
del Montsec i l'encavalcament de Bóixols a partir
del tall J-6 (Fig. 34) on s'observen les relacions
geomètriques entre els dos mantells, a la vall del
riu Perles (Vergés, 1992).
79
Fig. 42. Vista del sinclinal de Coll de Nargó des de
la riba E del riu Segre. El nucli del sinclinal és
vergent al S i està format per pelites i gresos amb
canals de conglomerats intercalats, de la part
superior de la Fm. de Tremp. El contacte entre els
conglomerats i bretxes d'aquesta formació i les
calcàries de Santa Fe (Cenomanià superior) del
mantell de Bóixols és discordant. En la zona de
Coll de Nargó hi ha gran nombre de falles en
direcció, com la que s'observa a la figura, que en
alguns sectors reactiven la superfície de contacte
com a falla. (Dibuix de C. Losantos).
Mantell de Bóixols
L'estratigrafia i estructura del mantell de Bóixols es
basen en gran part en els treballs de Garcia-Senz
(1990 i 1991) i Berástegui et al. (1990),
modificades a partir de les observacions pròpies de
camp. El treball conjunt amb en Jesús Garcia-Senz
ha beneficiat la interpretació presentada.
L'estructura del mantell de Bóixols consisteix en
el sinclinal de Santa Fe, altament dissimètric al
nord i en l'anticlinal de Sant Corneli, nom que
prové de les transversls més occidentals, al sud. El
mantell de Bóixols està limitat per l'encavalcament
de Bóixols.
L'anticlinal de Sant Corneli està afectat per un
conjunt d'encavalcaments amb vergència sud que
separen estratigrafies lleugerament diferents. En
general, les sequencies més modernes se situen en
discordança angular sobre les roques del Juràssic
cap al S. El Cretaci superior, discordant aflora
subvertical i invertit al front del mantell, en
contacte amb l'encavalcament.
El sinclinal de Santa Fe està format per les calcàries
del Juràssic i del Cretaci inferior (seqüència de
Prada) i per les margues de les seqüències de Roca
Narieda, Senyús, Font Bordonera i Lluçà, amb una
potència total pròxima als 5000 m. El flanc S del
sinclinal mostra una sèrie de calcàries de
plataforma associades a les seqüències superiors
(Roca Narieda a Lluçà), discordant sobre les roques
juràssiques, amb una potència d'uns 1000 m

(Berástegui et al., 1990). El nucli del sinclinal de
Santa Fe està format per les seqüències basals del
Cretaci superior discordants per sobre de les del
Cretaci inferior.
L'encavalcament de Bóixols amb una direcció
general E-W constitueix el limit S del mantell.
L'existencia de dipòsits sin- i pot-tectònics
pertanyents a la Fm. de Tremp, dificulta en algunes
localitats l'observació de l'encavalcament. El
contacte és en general subvertical i afectat per
falles. Tot i així, en nombrosos punts s'observa el
seu caracter discordant sobre de les calcàries del
mantell de Bóixols. En algunes localitats, fins i tot
s'observa que rebleixen un paleokarst, com en el
vessant S del Pic de Culles (Ullastre et al., 1987).
Per la dificultat d'observació del contacte inferior
dels conglomerats discordants, alguns autors com
Garrido-Megías i Ríos (1972), Plaziat (1972) i
Ullastre et al., (1987) han marcat els conglomerats
del Garumnià discordants, mentre que d'altres com
Rosell (1965), Souquet (1967) i Willems (1985)
han dibuixat l'encavalcament tot al llarg del
contacte.
Els conglomerats més alts de la Fm. de Tremp,
situats al sinclinal de Nargó, s'han correlacionat
amb un paquet de 60 m de bretxes, conglomerats i
pelites vermelloses (Willems, 1985) que afloren per
sobre del sinclinal de Santa Fe (Dalloni, 1930;
Ríos, 1951; Souquet, 1967; Plaziat, 1972; Garrido-
Megías, 1973).
Com a resum, l'emplaçament del mantell de Bóixols
queda enregistrat per la disposició dels materials de
les Fms d'Areny i de Tremp com mostra la
discordança progressiva que dibuixen a la zona de
Sallent (Fig. 43), (Garrido-Megias i Ríos, 1972;
Ullastre et al., 1990; Arbués, 1991).
La posició subvertical dels dipòsits que fossilitzen
l'encavalcament de Bóixols indica, però, una
posterior deformació de l'anticlinal de Sant Corneli,
després del bloqueig de l'encavalcament de
Bóixols. L'apretament de les estructures s'efectua
durant el transport de la Unitat Sudpirinenca
Central cap al S. A la transversal del tall J-12, els
conglomerats de Collegats deformats forneixen una
edat més precisa d'aquesta deformació (Muñoz et
al., en premsa), (vegeu Conglomerats de Collegats;
pàg. 110).
El límit nord del mantell de Bóixols se situa a la
base dels guixos del Keuper, encavalcant per sobre
de les pelites i gresos del Buntsandstein, 3 km al
sud del Pla de Sant Tirs, a la vall del riu Segre.
L'encavalcament té un cabussament poc inclinat
cap al sud i talla lleugerament als materials detrítics
80
del bloc inferior baixant en la sèrie estratigràfica
cap al nord (Fig. 44).
Fig. 43. Vista E de la zona de Sallent. Els dipòsits
del Cretaci superior i Paleocè (Garumnià) formen
una discordança progressiva general.
L'encavalcament inferior de Bóixols queda
fossilitzat pels conglomerats més alts del
Garumnià, sota del pic de Culles. (Dibuix de C.
Losantos).
L'estructura interna dels guixos del Keuper del bloc
superior de l'encavalcament consisteix en un
conjunt de plecs d'escala mètrica i vergència sud.
Aquest contacte se segueix durant quasi un
centenar de quilòmetres sota de la unitat de roques
del basament de les Nogueres. Depenent de la
transversal, el bloc superior pot estar format pels
guixos del Keuper o per roques paleozoiques
corresponents a les Nogueres. Per tant, la
interpretació correcte d'aquest contacte resoldria un
dels problemes importants plantejats al Pirineu; el
de la continuïtat cartogràfica dels materials del bloc
inferior de l'encavalcament inferior de la Unitat
Sudpirinenca Central, des del Pirineu oriental al
central (vegeu el mapa geològic de Catalunya,
Losantos et al., 1989). De moment, a partir de les
dades de camp es pot dir que a la transversal del tall
J-7 el límit nord del mantell de Bóixols és un
contacte substractiu i l'estructura interna del bloc
superior mostra una vergència sud. La interpretació
regional d'aquest contacte es descriu al tall restituït
J-7 (pàg. 82).
Tal com s'ha comentat, en el bloc inferior de
l'encavalcament de Bóixols afloren el Permià
(unitat roja superior; Gisbert, 1980) i el
Buntsandstein (Calvet et al., 1988), ambdós
discordants i formant una successió de 1000 m de
potència amb un cabussament de 45 º al S.

Fig. 44. El límit nord del mantell de Bóixols
s'observa 3 km al sud del poble de Pla de Sant Tirs,
a la vall del riu Segre. L'encavalcament de Bóixols
baixa en la sèrie estratigràfica del bloc inferior cap
al nord. Els plecs dins del Keuper mostren
vergència sud. El Fiat Uno d'escala. (Dibuix de C.
Losantos).
Discussió de l’estructura profunda del mantell
de Bóixols
La interpretació de l'estructura profunda del mantell
de Bóixols presentada aquí mostra diferències
respecte a les anteriors interpretacions (Berástegui
et al., 1990).
La diferència més important és la colocació dels
punts de tall de les sèries pre-rift respecte a les
estructures extensionals. Berástegui i coautors
dibuixen els materials pre-rift (Keuper i Juràssic
inferior-mitjà) en forma de sinclinal i continus al
llarg de tot el mantell per sobre d'un nivell de
desenganxament situat als guixos del Keuper.
Aquests autors situen la falla mestra del sistema
extensional al sud del mantell de Bóixols, a
l'encavalcament del Montsec. El fet que a la base
del mantell del Montsec aflori una sèrie continua,
des del Keuper fins al Cretaci superior, junt amb la
geometria observada al mantell superior del
Pedraforca que indica que l'encavalcament inferior
del Pedraforca és el resultat de la inversió tectònica
d'un marge mesozoic (vegeu el mantell superior del
Pedraforca del tall J-3, pàg. 53), permet interpretar
el mantell de Bóixols tal com s'ha dibuixat al tall
compensat (Fig. 49).
En aquest, el conjunt d'encavalcaments que afloren
a ambdós flancs de l'anticlinal de Sant Corneli així
com l'encavalcament de Bóixols s'han interpretat
com falles extensional del sistema de rift (Jurassic
superior i Cretaci inferior) reactivades com
encavalcaments durant el transport del mantell de
Bóixols cap al sud.
La disposició general de les seqüències
deposicionals del Cretaci inferior sembla indicar
que l'encavalcament de Bóixols no fou la falla
mestra del sistema extensional. Aquesta es trobaria
81
soterrada i seria anàloga a la falla del Verdet (vegeu
Tall J-3, Fig. 27). Segons aquesta interpretació, la
part situada a l'anticlinal de Sant Corneli on afloren
les seqüències de plataforma carbonàtica estaria
desenganxada per sobre de falles amb geometria de
replà i el sinclinal de Santa Fe on se situen les
margues de conca estaria situat al nord de la falla
mestra i amb una geometria de rampa (Fig. 49). Les
geometries de replà i rampa són anàlogues a les del
model de Berástegui et al. (1990).
Discussió de l'estructura profunda del tall J-7
El tall compensat J-7 tal com es veu a la Fig. 49 és
el resultat de successives aproximacions entre
aquest i el tall restituït i està d'acord amb els
diferents mapes palinspàstics. La interpretació
d'aquest tall permet conèixer l'estructura i l'evolució
del Pirineu central i comparar-les amb les del
Pirineu oriental. Per tal de comprendre els passos
que s'han anat fent i el perqué d'aquests es comença
la discussió de l'estructura profunda del tall a partir
de les dades comprovables del tall geològic. La
primera versió del tall s'anirà comparant i
modificant d'acord amb la resta de la informació
disponible.
Tall restituït i escurçament: aproximacions
successives
El tall geològic J-7 s'ha restituït a partir del sondeig
de Guissona-1 (punt d'estaca A) situat a l'avantpaís
indeformat, al S de l'anticlinal de Sanaüja. El punt I
(punt final de la restitució, se situa a l'aflorament de
roques del Keuper més septentrional del mantell de
Bóixols (al nord de Noves del Segre).
Per desplegar el tall s'han utilitzat 3 nivells de
referència diferents, que s'han dibuixat horizontals
(dipòsit subhoritzontal), cada cop més antics cap al
N. A la part de l'avantpaís, s'ha emprat el sostre de
les sals i guixos marginals de la Fm. de Cardona
(Priabonià inferior). Pels mantells de les Serres
Marginals i del Montsec s'ha emprat el sostre de la
Fm. de Tremp (Paleocè) i per a la unitat de Bóixols
s'ha utilitzat la base de la seqüència de Santa Fe
(Cenomanià superior).
El tall s'ha restituït segons el mètode de la
conservació de la llargada de les capes. Les
evaporites de l'avantpaís s'han restituït seguint el

mètode de conservació de les àrees, sempre dins de
la direcció del tall geològic (i en aquest cas,
transport tectònic). La unitat de Bóixols s'ha
restituït d'acord amb la posició geomètrica prèvia al
dipòsit de la seqüència de Santa Fe, és a dir, prèvia
a la compressió tectònica.
En el tall restituït s'ha representat la topografia
actual. Els segments de tall sense topografia
representen àrees soterrades.
A Burbank et al. (1992a) es publicà la primera
versió dels talls compensat i restituït a través de
l'anticlinal d'Oliana. A partir de l'anàlisi estructural
(Vergés i Muñoz, 1990) i de les dades
subministrades per les diferents unitats de
conglomerats sintectòniques es dibuixà una
reconstrucció de l'anticlinal i del sistema imbricat
de les Serres Marginals posteriorment al dipòsit de
les sals de la Fm. de Cardona (Fig. 45).
Aquesta interpretació donava 20.5 km
d'escurçament del sistema desenganxat de
l'avantpaís. D'aquests, 17.5 km corresponien a
l'anticlinal d'Oliana, calculats entre els punts A i E,
i 3 km al plecs de Vilanova i Sanaüja. Seguint
aquesta interpretació, l'encavalcament inferior de la
Unitat Sudpirinenca Central encavalcava almenys
3.75 km a les margues eocenes, calculat entre els
punts H i D (Fig. 45). Finalment l'escurçament
intern del sistema imbricat del mantell de les Serres
Marginals (situat al front de la Unitat Sudpirinenca
Central) sumava menys d'1 km. Aquest valor tant
petit només indicava l'escurçament ocorregut
durant i després del dipòsit de les unitats 2, 3 i 4 de
conglomerats. Per tant, l'escurçament total posterior
al dipòsit de les sals de la Fm. de Cardona és
almenys 21.5 km. L'escurçament del mantell del
Montsec contava amb 3.15 km i el del mantell de
Bóixols ho feia amb 7.2 km més. Per tant
l'escurçament total de tot el tall i des de l'inici de la
deformació sumava (21.5 + 3.75 + 3.15 + 7.2) 35.6
km.
Aquest valor d'escurçament és petit comparat amb
els resultats del Pirineu oriental. A més cal tenir en
compte que almenys 21.5 km d'aquest total
representa l'escurçament ocorregut durant l'Eocè
més alt i l'Oligocè. Per tant, les dades comprovables
enregistren només un escurçament d'uns 3.75 km
corresponent a l'encavalcament inferior de la Unitat
Sudpirinenca Central per sobre de les margues
eocenes (rampa E-F), entre l'emplaçament del
mantell del Montsec (aproximadament als 53 Ma) i
la base de la unitat 2 de conglomerats a Oliana
(36.5 Ma). La pregunta que ens podem fer és: ¿Hi
ha escurçament durant aquests 16.5 Ma al Pirineu
central?. S'ha de tenir en compte que el Pirineu
oriental va tenir un escurçament superior als 30 km
82
durant aquest període. La següent pregunta és: Si hi
ha escurçament, ¿com el podem calcular?
Els resultats d'aquesta primera anàlisi indiquen una
reconstrucció de la Unitat Sudpirinenca Central
sobreposada al futur mantell del Port del Comte, fet
que invalida la restitució. La continuïtat
cartogràfica dels diferents mantells de corriment
des del Pirineu oriental al central fa pensar que els
mantells del Pedraforca tingueren una evolució
similar als de la Unitat Sudpirinenca Central i per
tant un escurçament similar, tal com fou utilitzat
per Séguret (1972) i Garrido-Megías (1973).
El mapa palinspàstic corresponent al període 55-51
Ma està dibuixat afegint 30 km d'escurçament a la
Unitat Sudpirinenca Central (vegeu Mapa
palinspàstic del període 55-51 Ma, Fig. 72).
El següent pas consisteix en comprovar els resultats
obtinguts col·locant-los en el tall restituït (Fig. 46).
Els 30 km d'escurçament afegits s'han col·locat
entre el punt inferior de la rampa F-E i el punt
frontal del mantell de les Serres Marginals (el punt
H, reconstruït a partir de la seva extensió actual).
L'adició d'aquests 30 km en el segment on s'han
col·locat situa els diferents mantells del Pirineu
central aproximadament alineats amb els del
Pirineu oriental per una banda. Per altra banda
l'escurçament en aquest segment tindria una edat
situada entre la deformació al mantell del Montsec i
l'emplaçament final de la làmina tectònica
meridional del mantell de les Serres Marginals.
El següent pas és preguntar-se ¿quines dades
utilitzarem per ajustar i comprovar els 30 km
d'escurçament addicionals? Per una banda sabem
que entre 15 i 20 km podrien correspondre a la
continuació meridional de la conca mesozoica (Fig.
71). Per altra banda la posició actual del punt I, en
el mantell de Bóixols, se situa en el tall compensat
(Fig. 49) per sobre dels materials pre-triàsics (els
que quedaren en el bloc inferior de l'encavalcament
inferior de la Unitat Sudpirinenca Central), i per
tant al sud de la posició de la rampa frontal inicial
de la Unitat Sudpirinenca Central (punt G). El punt
G s'ha de col·locar com a mínim a una distància del
punt D (posició actual del front de la Unitat
Sudpirinenca Central) igual a la llargada de la
Unitat Sudpirinenca Central mesurada a la seva
base des d'aquest punt D. Com que la base de
l'actual Unitat Sudpirinenca Central té 27.5 km, el
punt G se situa a 28 km del punt D seguint la
geometria restituïda de l'encavalcament inferior de
la unitat.
S'ha de tenir en compte que aquesta situació
representa exactament el mínim escurçament. Per
tant, la distància G-H representa la llargada de

conca mesozoica encavalcada al front de la Unitat
Sudpirinenca Central i actualment erosionada (16.5
km).
S'ha de tenir en compte també, en aquest cas, que
aquest valor es consistent amb una major erosió a
l'est del punt inferior de la rampa oriental de la
Unitat Sudpirinenca Central i que el gruix de la
sèrie mesozoica i paleogena d'aquestes unitats és
molt reduïda i comparable amb la sèrie de les
làmines tectòniques meridionals aflorant a la zona
frontal de la Unitat Sudpirinenca Central (vegeu per
ex. el tall geològic J-12, Fig. 61).
Fins ara aquesta segona interpretació del tall
restituït J-7 presenta un millor lligam dins de la
reconstrucció regional. Però encara queda un
problema per resoldre i és el de l'estructura i
estratigrafia del segment entre els punts G i F. La
geometria de la rampa F-D de la primera
interpretació (Fig. 45) mostrava un segment inferior
(F-E) amb 300 de pendent i un segment superior (E-
D) amb 50 de pendent.
L'emplaçament del front de la Unitat Sudpirinenca
Central a sobre del flanc nord de l'anticlinal
d'Oliana es realitzà sincrònicament al dipòsit de les
margues de la Fm. d'Igualada com ho determinen
els deltes situats al sostre de la formació contenint
gran quantitat de blocs de margues eocenes
arrancats al front del mantell (Vergés i Burbank,
1991). L'emplaçament de làmines tectòniques amb
sèrie molt prima per sobre d'una rampa de 300 sembla poc apropiat, tal com s'ha discutit en el cas
similar del mantell inferior del Pedraforca en el tall
J-2 (Vergeu Tall restiruït J-2, pàg. 47).
Per resoldre aquest problema i per completar el
segment E-G del tall restituït s'ha enllaçat el
segment de rampa superior (D-E) amb el punt G
(punt inicial de la rampa de l'encavalcament inferior
de la Unitat Sudpirinenca Central). Aquesta nova
rampa tindria 8 º d'angle i se tallaria a tota la sèrie
del bloc inferior des de les calcàries de l'Eocè
inferior (Fm. del Cadí) fins a les margues de l'Eocè
mitjà i superior.
Per comprovar aquesta darrera interpretació del tall
restituït s'han d'introduir tots aquests canvis en el
tall compensat. Les modificacions s'han de fer
d'acord amb una sèrie de punts: 1) no es pot
modificar la posició del sostre del basament ni la
disposició i estratigrafia de l'autòcton, 2) no es pot
83
modificar la geologia de superfície, i 3) no es poden
modificar les potències de les sèries estratigràfiques
utilitzades per construir la geometria profunda del
tall geològic. El tall geològic compensat de la Fig.
49 compleix totes aquestes premises i incorpora tots
els elements estructurals resolts en el tall restituït.
De fet l'únic element nou és el triangle E-F-G
format per margues eocenes i la única modificació
important és la de la continuïtat de la làmina
tectònica superior del dúplex d'Oliana (que forma
l'anticlinal en superfície) i que desplaça a la rampa
de bloc inferior del sistema d'encavalcaments
pirinencs (la rampa de l'autòcton) 3.6 km cap al
sud. La continució nord de la làmina tectònica
superior del dúplex no presenta cap problema. Sota
del mantell del Montsec les margues eocenes tenen
menys de 400 m de gruix i s'ha dibuixat prenent el
lloc als guixos del Keuper (dibuixats amb gran
potència en les versions anterior per tal de reblir
l'espai disponible) i sota del mantell de Bóixols on
tenen entre 200 i 0 m de potència que s'han dibuixat
reduint el gruix del Cretaci inferior.
Per tant el tall restituït i compensat tal com es
dibuixen a la Fig. 49 és la versió final de tot aquest
procés d'aproximacions successives.
El fet que la rampa inferior del sistema
d'encavalcaments pirinenc, que talla a les margues
eocenes de l'autòcton estigui situada 3.6 km al sud
de les anteriors versions ajuda a solucionar un altre
problema plantejat en el tall J-7. El de la gran
distància existent entre l'aflorament septentrional
dels sediments sintectònics de l'avantpaís (punt B) i
el punt superior de la rampa de la làmina tectònica
superior de l'anticlinal d'Oliana (punt C'), que es
discuteix més endavant.
Escurçament
L'escurçament total del tall J-7 és la diferència entre
el punt d'estaca A, situat a l'avantpaís indeformat, i
el punt I, situat a l'aflorament nord del mantell de
Bóixols, dels talls compensat (54.4 km) i restituït
(122.4 km). Aquest escurçament total de 68 km és
pot dividir en 16.9 km per l'avantpaís deformat,
entre el punt A i el punt E situat en el flanc nord de
l'anticlinal d'Oliana. Aquests 16.9 km són els 20.5
km de la versió anterior menys els 3.6 km del
desplaçament de la rampa inferior (punt C).

84
Fig. 45. Esquema a escala de la restitució utilitzada a Burbank et al., (1992a) per calcular l'escurçament posterior al dipòsit de les sals de la Fm. de Cardona. Les
lletres de referència s'han clavat en els mateixos punts que al tall restituït J-7 de la Fig. 49.
Fig. 46. Esquema a escala de la restitució incorporant els valors d'escurçament d'acord amb els resultats de les reconstruccions palinspàstiques, tal com s'explica en
el text. Els punts de referència se situen en els mateixos llocs que a les altres figures i que al tall restituït J-7 de la Fig. 49.

Es interessant notar que l'escurçament calculat pel
conjunt de plecs desenganxats per sobre de les sals
de Cardona representa només 3 km del total de 16.9
km. Els altres 13.9 km corresponen a la formació
del dúplex d'Oliana. Aquest valor també es pot
calcular mesurant la diferència entre els punt C i E
dels talls compensat i restituït.
La restitució de les margues de l'Eocè mitjàsuperior
involucrades en el dúplex d'Oliana indica
la longitud mínima de les calcàries de l'Eocè
inferior-mitjà que no estan involucrades en
l'estructura i que han de situar-se a l'autòcton.
Aquesta longitud mínima és de 68 km al nord del
punt A (23 km al nord de l'eix de l'anticlinal
d'Oliana marcat amb el sondeig d'Oliana).
L'encavalcament de la Unitat Sudpirinenca Central
encavalca per sobre de les margues eocenes i
conglomerats continentals d'Oliana (unitat 1)
almenys 22 km (entre els punts D i G).
L'escurçament intern calculat pel sistema imbricat
d'encavalcaments és de 1 km. Aquest escurçament
és difícil de calcular degut a l'erosió important que
ha afectat a les làmines tectòniques exteriors de la
Unitat Sudpirinenca Central en aquesta transversal.
Aquest càlcul representa un valor mínim ja que s'ha
calculat només l'escurçament a partir dels punts de
tall amb els conglomerats sintectònics. El mantell
del Montsec té un escurçament de 3.4 km,
representat pricipalment per l'estructura frontal
(encavalcament i plec). Finalment l'escurçament del
mantell de Bóixols, representat per l'anticlinal de
Nargó i per l'encavalcament inferior del mantell, és
de 7.2 km.
El front d'encavalcament pirinenc relació amb
els sediments sintectònics
El front d'encavalcament pirinenc a l'Eocè superior
i Oligocè, des de l'acabament est de l'anticlinal de
Puig-reig fins a l'acabament oriental de la Unitat
Sudpirinenca Central presentava una doble
estructura. Per una banda l'encavalcament de
Vallfogona a l'est (vegeu Tall J-3, Fig. 27) i
l'encavalcament Sudpirinenc a l'oest (vegeu Tall J-
7, Fig. 49) eren emergents. Per altra banda,
l'anticlinal de Puig-reig i el d'Oliana formaven un
tascó tectònic per mitjà d'un encavalcament cec. La
geometria d'aquest tascó s'observa molt bé a la línia
sísmica S-12 del tall J-3 (Fig. 27). La competitivitat
entre l'estructura emergent i la cega a cada
transversal varià depenent entre d'altres factors de
la localització dels nivells de desenganxament
(Vergés et al., 1992). A la transversal del tall J-7, el
duplex d'Oliana representa 13.9 km d'escurçament
85
(corresponent al període de creixement de
l'anticlinal) mentre que l'encavalcament
Sudpirinenc només en té 2 km.
La transversal del tall J-7 mostra un bon exemple
de front muntanyós cec, àmpliament descrits a
Banks i Warburton (1986) i a Vann et al., (1986).
El tall restituït J-7 (Fig. 49) mostra que la llargada
de les capes dels materials de la Fm. de Solsona,
clavades al punt A, és molt més curta que la de les
capes de les margues de la Fm. d'Igualada. Durant
el creixement de l'anticlinal d'Oliana les margues de
la Fm. d'Igualada es consideren pre-tectòniques i
els conglomerats de la Fm. de Solsona sintectònics.
La diferència és de 9 km mesurats entre
els punts B i B', ambdós situats als sediments
sintectònics (Fig. 47, A). El mig cercle blanc situat
dins de les margues de la Fm. d'Igualada, per sota
del punt B' en el tall A se situa sota del punt B en el
tall deformat B. Per tant, el desenvolupament de
l'anticlinal d'Oliana cap al sud implica la formació
sincrònica d'un retro-encavalcament en el flanc sud
de l'anticlinal. Aquest se situa en el nivell de guixos
de la Fm. de Cardona. Aquesta estructura és difícil
d'observar a la transversal del tall J-7 on només
s'observen plecs d'escala mètrica afectant al bloc
superior de l'encavalcament. En canvi a l'acabament
SW de l'anticlinal ha estat cartografiada tal com
s'observa en el mapa esquemàtic de la Fig. 39,
(Vergés, 1992), (vegeu una descripció més àmplia a
L'anticlinal d'Oliana del tall J-8, pàg. 91).
Aquests retro-encavalcaments formats als fronts
cecs de les muntanyes s'anomenen passive-roof
thrust (Banks i Warburton, 1986) ja que es formen
passivament al sostre del tascó cec durant la
propagació d'aquest cap a l'avantpaís. Aquestes
estructures envien tota la sèrie desenganxada cap a
l'aire. A la Fig. 47, B, s'ha reconstruït el bloc
superior de l'encavalcament passiu del sostre de
l'anticlinal d'Oliana. La llargada reconstruïda és de
9 km, igual que la diferència entre els punts B i B'.
El bloc superior s'ha reconstruït tenint en compte
que els sediments de les diferents unitats de
conglomerats són sincròniques a l'encavalcament i
són discordants entre elles (vegeu el mapa de
l'anticlinal d'Oliana, Fig. 39). La unitat 4 de
conglomerats s'ha dibuixat discordant per sobre de
l'anticlinal, doncs està només lleugerament plegada.
Es interessant observar que tot i que
l'encavalcament passiu té 9 km de llargada, la
reconstrucció del seu bloc superior no representa un
volum de roques considerable. A més, les taxes
d'erosió dels sediments sintectònics en els fronts de
les muntanyes acostuma a ser molt elevat (Burbanki
Beck, 1991; Hogan et al., en revisió).

86
Fig. 47. Talls restituïts a escala on es mostra la diferent llargada de les capes pre- i sin-formació de
l'anticlinal d'Oliana. El tall superior correspon al temps del dipòsit de la unitat 1 de conglomerats i el tall
inferior correspon al temps del dipòsit de la unitat 4. El retro-encavalcament situat en el flanc sud de
l'anticlinal d'Oliana ha de compensar 9 km d'escurçament. La reconstrucció del bloc superior mostra una
àrea petita a causa del caràcter sintectònic de les unitats. La unitat 4 fossilitza, en part, a l'anticlinal.
Un altre fet interessant és que els sediments aflorant
a la base de la sèrie del flanc sud de l'anticlinal
d'Oliana, corresponents a la unitat 2, foren
dipositats 9 km al sud del front muntanyós (Fig. 47,
A) mentre que els de la unitat 4 del mateix flanc
recobreixen parcialment al front muntanyós (Fig.
47, B). Així, a la secció del flanc sud de l'anticlinal
d'Oliana aflora una seqüència creixent del tamany
de gra i dels estrats cap a dalt que representa a una
distància de 9 km de conca, des d'una zona distal a
una de proximal.
Totes aquestes reconstruccions s'han dibuixat
assumint que tot l'escurçament de l'avantpaís es
produeix a l'encavalcament passiu d'Oliana. Es
possible però que una part d'aquest es produís al
retro-encavalcament de Sanaüja, més al sud (Fig.
49).
Sedimentació fluvial sintectòica: datació dels
materials
Les dades paleontològiques dels sediments marins
del sostre de la Fm. d'Igualada donen una edad
màxima Priabonià inferior. S'ha de tenir en compte
que les sals de Cardona donen una línia isòcrona a
l'escala del treball, donada la seva ràpida
sedimentació. Els 300 m de sal estan representats
per una alternança centimètrica, probablement
estacional, d'entre 2 i 5 cm. Per tant, la
sedimentació d'aquest paquet pot ser molt ràpida,
fins i tot inferior als 50.000 anys (Pueyo, com. per.,
1990).

Per tal de conèixer l'edat de les diferents unitats de
conglomerats associats a l'anticlinal d'Oliana i al
front de la Unitat Sudpirinenca Central es vàren
datar paleo-magnetostratigràficament (Burbank et
al., 1992a). La secció mestra se situa en el flanc
merdional de l'anticlinal d'Oliana (vegeu les
seccions magnetostratigràfiques a la Fig. 7 i el
mapa d'Oliana per a la situació, Fig. 39) on la sèrie
és més contínua. Aquesta comença a les margues
marines de la Fm. d'Igualada i sals de la Fm. de
Cardona datades com a Priabonià inferior. Les
altres dues columnes se situen a l'extrem SW de
l'anticlinal per tal de completar un segment de la
secció mestra.
D'acord amb aquest estudi, les sals de la Fm. de
Cardona tenen una edat de 37.2 Ma, la base dels
conglomerats de la unitat-2 és de 36.5 Ma i el
sostre de la sèrie continental, de 900 m de potència
mesurada al flanc sud de l'anticlinal d'Oliana és de
34 Ma (Burbank et al., 1992a; i Vergés i Burbank,
en premsa).
D'acord amb aquestes datacions, la taxa
d'acumulació mitjana del conjunt de la sèrie
conglomeràtica és de 22 cm/1000a, sense
descompactar.
El progressiu augment de la mida del gra cap a la
part alta de la sèrie no va permetre el mostreig dels
800 m de conglomerats superiors que afloren al
sinclinal de Bassella. Per tal de tenir una idea
aproximada de l'edat dels dipòsits més moderns de
la conca d'avantpaís en aquesta transversal s'ha fet
una extrapolació utilitzant les taxes d'acumulació
dels sediments. Si considerem que els 800 m de
conglomerats es dipositaren a la velocitat de 22
cm/1000 aleshores el lapse de temps del dipòsit
seria de 4.5 Ma. Per tant, l'edat d'aquests seria (34 -
4.5 Ma) de 29.5 Ma, corresponent a la part alta de
l'Oligocè inferior. Tot i els problemes plantejats per
aquest tipus de càlculs, l'edat Oligocé terminal és
consistent amb les datacions subministrades per les
faunes de mamífers situades en els materials més
alts de la conca d'avantpaís i correlacionables amb
els del nucli del sinclinal de Bassella. En el tall J-7
(Fig. 49 s'observen els diferents jaciments de
mamífers del sector oriental de l'avantpaís. El
jaciment de Portell-1 s'ha projectat paral·lelament a
la traça cartogràfica de les capes i els jaciments més
meridionals de Cervera, Tàrrega i Guimerà, no
presenten majors problemes en tractar-se d'una
regió indeformada amb les capes subhoritzontals.
Tots els jaciments situats en la transversal del tall J-
7 subministren fauna d'edat Oligocè inferior
(Agustí et al., 1987; Cuenca, 1991), d'acord amb les
flores de carofites de la regió (Sáez, 1987).
Per tant, les datacions disponibles pel sector de
87
l'avantpaís oriental deformat indiquen una edat
Oligocè inferior alt pels materials més moderns que
hi afloren. Els jaciments de mamífers del marge SE
de l'avantpaís, situats en transversals més
occidentals (la del tall J-12), indiquen una edat
Oligocè superior (Agustí et al., 1987; i Colombo i
Vergés, 1993). Aquesta edat lleugerament més
moderna dels materials cap a l'oest està d'acord amb
la migració general dels depocentres durant
l'Oligocè i Miocè (Riba et al., 1983; i Anadón et al.,
1989).
Datació de les estructures
A la transversal del tall J-7 només afloren
sediments sintectònics corresponents a
l'emplaçament del mantell de Bóixols amb una edat
Cretaci superior i Paleocè (vegeu el mantell de
Bóixols, pàg. 80) i a l'última etapa de deformació
d'edat Eocè superior i Oligocè. Tal com s'ha descrit
anteriorment, les diferents unitats de conglomerats
sintectònics aflorant al voltant de l'anticlinal
d'Oliana tenen una edat entre 36.5 Ma i 29.5 Ma
(vegeu Sedimentació fluvial sintectònica, pàg. 87) i
enregistren la reactivació del sistema imbricat
frontal de la Unitat Sudpirinenca Central i el
creixement de l'anticlinal d'Oliana (Burbank et al.,
1992a; Vergés et al., 1992; Burbank i Vergés, en
revisió).
Si assumim que, igual que a les transversals més
occidentals, els mantells del Montsec i els de les
Serres Marginals s'emplacen a l'Eocè inferior, a
partir del tall restituït J-7 es pot calcular
l'escurçament occorregut entre l'Eocè inferior i
l'Eocè superior. Aquest seria sincrònic amb el
dipòsit de les margues de l'Eocè mitjà i superior de
l'avantpaís, corresponent la Fm. d'Igualada a la part
superior. Aquesta formació, en el flanc nord de
l'anticlinal d'Oliana mostra una sedimentació
deltaica interpretada sincrònica a l'emplaçament de
la Unitat Sudpirinenca Central (Vergés i Burbank,
1991).
Un fet ja comentat és que l'escurçament posterior a
la base de la unitat 4 de conglomerats, amb una
possible edat de l'Oligocè inferior (29.5 Ma) és
inferior a 1 km.
Lligam amb les unitats de basament
A la Fig. 48 s'ha representat de forma esquemàtica
el sistema d'encavalcaments pirinenc a la
transversal del tall J-7, de la mateixa forma a la que
s'ha fet per la transversal del tall J-3 (vegeu Fig.

26).
88
Fig. 48. Sistema d'encavalcament pirinenc a la transversal del tall J-7. Els encavalcaments formen un
sistema entroncat en què transfereixen l'escurçament a l'encavalcament Sud-pirinenc durant un període de
temps prolongat. La fossilització d'aquest encavalcament a l'Eocè superior suggereix que l'encavalcament
basal del sistema no entronca amb ell.
En el tall J-7, situat a la rampa oriental de la Unitat
Sudpirinenca Central, es conserva el mateix lligam
entre les unitats que al Pirineu oriental tot i que la
geometria del sistema d'encavalcaments és una
mica diferent. En aquesta transversal, els diferents
mantells que formen la Unitat Sudpirinenca Central
tenen el mateix encavalcament inferior que la unitat
de les Nogueres al nord. El major període d'activitat
de l'encavalcament Sudpirinenc, però, fà pensar que
aquest està entroncat amb l'equivalent de
l'encavalcament de Vallfogona (límit inferior dels
mantells del Cadí i l'Orri). I aquest també podria
estar connectat amb l'encavalcament basal del
sistema. En aquesta transversal, l'encavalcament
basal del sistema no està entroncat amb
l'encavalcament Sudpirinenc, doncs aquest queda
bloqueijat a l'Eocè superior. Per sobre de
l'encavalcament basal hi trobem la unitat de Rialp.
La diferent organització del sistema
d'encavalcaments al tall J-3 (Pirineu oriental) i al
tall J-7 (marge est del Pirineu central) va permetre
que l'encavalcament Sudpirinenc, al front del
mantell del Port del Comte, fos actiu al mateix
temps que ho fou l'anticlinal d'Oliana. A l'est
transferí escurçament a l'encavalcament emergent i
al cec mentre que a l'oest només en transferí al
dúplex d'Oliana.
Velocitat de l'escurçament
El mantell de Bóixols s'emplaça des del Santonià
fins al Paleocè (el terme superior de la Fm. de
Tremp). Per tant, l'edat final de l'emplaçament pot
estar entre 66 i 55 Ma (la imprecisió es deu a la
manca de bones datacions pels materials del
Garumnià). Qualsevol d'aquestes edats dóna una
velocitat d'escurçament molt petita. En aquest
treball s'ha optat per fer servir la màxima velocitat
de l'escurçament, que resulta ser (7.4 km/84-66 Ma)
menor de 0.5 mm/a.
Per altra banda coneixem que la deformació
posterior al dipòsit de la unitat 1 de conglomerats
és la suma de l'escurçament de l'avantpaís i dúplex
d'Oliana (16.9 km) i l'escurçament produït durant la
reactivació de les estructures del front de la Unitat
Sudpirinenca Central (1 km). Amb aquests valors
podem calcular la velocitat mitjana de
l'escurçament des de 36.5 Ma fins a 29.5 Ma que és
(17.9 km/7 Ma) 2.55 mm/a.
La resta de l'escurçament en aquesta transversal
(42.9 km) ocorregué entre l'emplaçament del
mantell del Montsec a l'Eocè inferior (55 Ma) i la
unitat 1 de conglomerats (36.5 Ma). La velocitat
mitjana d'escurçament durant aquest període és
(42.9 km/18.5 Ma) 2.31 mm/a. S'ha de tenir en
compte que aquest valor correpon a un període de
temps molt llarg. En aquest sentit, els resultats del
tall J-3 estan millor acotats (vegeu Velocitat de
l'escurçament del tall J-3; pàg. 63).

89
Fig. 49. Tall compensat i restituït J-7. En la construcció del tall s'han utilitzat les columnes estratigràfiques i sondeigs citats a continuació.
El sondeig de Senant (operador: Esso, 1962) es basa en Lanaja (1987)iAnadón et al., (1979). El sondeig de Guissona (op.: Esso, 1962) es basa en Lanaja (1987). La sèrie del
flanc N de l'anticlinal de Sanaüja es de Sáez (1987). El sondeig de Sanaüja (op.: Ciepsa, 1962-63) es basa en Lanaja (1987). La sèrie de del flanc S de l'anticlinal de
Vilanova es de Sáez (1987). El sondeig de Bassella (op.: Ciepsa, 1961-62) es basa en Lanaja (1987). La sèrie del flanc S de l'anticlinal d'Oliana es basa en Caus (1973) i
Burbank et al. (1992a). El sondeig d'Oliana (op.: Ciepsa, 1947-1948) es basa en Colom (1951) i Lanaja (1987). La columna de la Serra d'Aubenç (mantell del Montsec)
prové de Cornella (com. per., 1989). La columna de la part superior del Cretaci superior i de la Fm. de Tremp (Garumnià), del sinclinal de Coll de Nargó, provenen de
Arbués (1991) i Willems (1985) respectivament. Les columnes de Roca Narieda i Serra de Prada (mantell de Bóixols) es basen en Rosell (1965), Berástegui et al., (1990) i
García-Senz (en prep.) pel que respecte al Cretaci inferior, en Fauré (1984) pel Juràssic, en Calvet et al. (1988) pel Trias, i en Gisbert (1980) per l'Estefanià i Permià. Per la
part meridional del tall s'ha utilitzat informació del mapa geològic del full de Ponts (Riba et al., 1975) Els talls compensat i restituït s'han representat a la mateixa escala
vertical i horitzontal. (English figure caption page 172).

Tall geològic J-8 (Montesec-anticlinal d'Oliana SW)
El tall geològic J-8, de direcció N-S s'ha dibuixat
seguint la traça de la línia sísmica TR-65 (op.,
Eniepsa, 1982). El tall passa per l'acabament oest
de l'anticlinal d'Oliana on aflora el retroencavalcament
del flanc sud de l'anticlinal.
La línia sísmica, de baixa qualitat permet, però, el
seguiment de reflectors que han ajudat a intepretar
l'estructura profunda de l'anticlinal (dúplex
d'Oliana).
De S a N es descriu l'autòcton, el sinclinal de
Bassella, l'anticlinal d'Oliana i les làmines
tectòniques de les Serres Marginals i del Montsec
(Fig. 39).
Avantpaís autòcton
L'avantpaís autòcton està format per roques del
Paleocè (Fm. de Tremp) fins a la part baixa de
l'Eocè superior, format per les margues de la Fm.
d'Igualada i sals de la Fm. de Cardona. Els
materials de l'autòcton estan indeformats i cabussen
lleugerament al N. A la part sud de la línia sísmica
TR-65 s'observen els reflectors corresponents a les
calcàries de la Fm. del Cadí i al sostre de les
margues a 1.8 s i 1.4 s respectivament. En aquesta
línia, però, els reflectors de l'autòcton es perden
ràpidament cap al N sota de l'anticlinal d'Oliana.
Sinclinal de Bassella
El sinclinal de Bassella s'ha dibuixat a partir de les
dades subministrades pel sondeig de Bassella-1 i de
les dades de superfície. El sondeig se situa en el
nucli del sinclinal i tall 2500 m de materials
continentals, situats per sobre de les sals de la Fm.
de Cardona (Lanaja, 1987), (vegeu tall J-7, Fig.
49). El flanc nord del sinclinal només mostra uns
1500 m de sèrie estratigràfica per sobre del nivell
equivalent a les sals. Aquesta reducció de potència
es deu en part a causa del gran nombre de
discordances que s'observen a la terminació SW de
l'anticlinal (Vergés, 1992). Tal com ja s'ha
comentat anteriorment, la sèrie continental del flanc
sud de l'anticlinal d'Oliana és sintectònica i descriu
una geometria de ventall obert cap al sud.
90
Anticlinal d'Oliana
L'anticlinal d'Oliana en aquesta transversal és
vergent al SE. L'estructura profunda de l'anticlinal
s'ha deduït a partir de les relacions de tall dels
diferents reflectors de la línia sísmica TR-65
corresponents al nucli de l'anticlinal. Aquesta
presenta una geometria de doble anticlinal.
L'anticlinal sud se situa sota de l'anticlinal
cartogràfic d'Oliana i l'anticlinal nord se situa sota
de les làmines de les Serres Marginals. Entre
ambdós anticlinals hi ha el sinclinal que plega les
làmines de les Serres Marginals, visible en el centre
de la línia sísmica.
L'anticlinal d'Oliana s'ha interpretat format per una
duplicació tectònica de les margues de l'Eocè mitjà
i superior i les sals de la Fm. de Cardona. La làmina
superior, de majors dimensions, se superposa
completament a la làmina inferior. El paquet de sals
sota de l'anticlinal septentrional s'ha dibuixat per
raons de restitució.
En aquesta transversal, l'encavalcament passiu del
sostre de l'anticlinal d'Oliana té una expressió
cartogràfica clara (Vergés, 1992), (vegeu el Mapa
de l'anticlinal d'Oliana; Fig. 39). A la terminació
SW de l'anticlinal s'observa un anticlinal de
direcció aproximada E-W, oblic a la traça de
l'anticlinal d'Oliana. Aquest anticlinal està format
per materials de la unitat-1 i té el flanc nord tallat
per un encavalcament de vergència nord. El flanc
sud queda recobert per una discordança angular. El
retro-encavalcament està aparentment plegat a la
terminació de l'anticlinal, el que sembla
incompatible amb l'escurçament que s'ha deduït per
a l'estructura (vegeu El front d'encavalcament
pirinenc del tall J-7, pàg. 94 i Fig. 47). De totes
formes aquest retro-encavalcament plegat podria
ser l'encavalcament inicial d'un sistema de retroencavalcaments,
abandonat en ser plegat al voltant
de l'anticlinal. Noves estructures podrien haver-se
format i estar recobertes pels conglomerats més
moderns i discordants.
Els conglomerats de la unitat-1 queden tallats per
l'encavalcament inferior de les làmines de les Serres
Marginals, tot i que no es coneix la magnitud de la
translació d'aquestes per sobre dels conglomerats, a
l'igual que passava en el tall J-7 (Fig. 49).

Unitat Sudpirinenca Central
La Unitat Sudpirinenca Central encavalca a les
margues de la Fm. d'Igualada i a la unitat 1 de
conglomerats del flanc nord de l'anticlinal d'Oliana.
La Unitat Sudpirinenca Central està formada en el
tall pels mantells de les Serres Marginals i del
Montsec.
Serres Marginals
La unitat de les Serres Marginals és un conjunt de
làmines tectòniques constituïdes per roques
mesozoiques. En aquesta transversal, les diferents
làmines presenten una forta erosió que es tradueix
en que només mostren la part més inferior de la
sèrie mesozoica (les calcàries del Juràssic, les
bauxites del Cretaci mitjà i el Cretaci superior). Els
gresos i pelites de la Fm. de Tremp afloren només a
la làmina més septentrional de les Serres Marginals,
en el bloc inferior de l'encavalcament del Montsec,
tot i què estan totalment recoberts en aquesta
transversal.
91
Mantell del Montsec
La sèrie mesozoica del mantell del Montsec està
formada per una potent successió de roques
mesozoiques que mostren un cabussament general
N. La disposició de les capes del mantell del
Montsec en profunditat s'ha dibuixat a partir de la
línia sísmica on s'observen clarament reflectors
amb un cabussament nord per sobre d' 1 s a l'extrem
septentrional de la línia.
L'estructura frontal del mantell està formada per
una duplicació de la sèrie juràssica (Vergés, 1992).
El Keuper no aflora en superfície i el Juràssic
dibuixa un anticlinal de rampa de bloc superior
(vegeu Mantell del Montsec del tall J-7; pàg. 79).
Escurçament
El dúplex d'Oliana representa 14 km d'escurçament,
igual que al tall J-7. Les làmines tectòniques del
mantell de les Serres Marginals sumen 1.3 km. El
mantell del Montsec encavalca 3.6 km a les roques
del mantell infrajacent.
Tal com s'observa, l'escurçament és pràcticament
igual al calculat en el tall J-7. S'ha de pensar que
ambdós talls se situen a només a 3 km l'un de
l'altre.

92
Fig. 50. Tall geològic J-8 dibuixat seguint la línia sísmica TR-65. La línia sísmica mostra el doble anticlinal
d'Oliana i l'estructura del mantell del Montsec. Les relacions de tall entre els reflectors situats en el nucli de
l'anticlinal meridional han servit per dibuixar l'estructura profunda del tall. El tall geològic s'ha representat
a la mateixa escala vertical i horitzontal. (English figure caption page 173).

Tall geològic J-9 (anticlinal d`Oliana i conglomerats de Comiols)
El tall geològic J-9 s'ha dibuixat com a control dels
talls de direcció N-S. Aquest segueix la traça de la
línia sísmica TR-69 (op., Eniepsa, 1983), que està
calada amb el sondeig de petroli de Comiols-1 (op.,
Eniepsa, 1984). L'extrem E del tall continua fins a
intersectar el tall J-7 (Anticlinal d'Oliana) i l'extrem
W intersecta el tall J-12 (paral·lel al tall ECORS).
A més atravessa l'àrea de Comiols on els
conglomerats terciaris no deixen veure l'estructura
de la Unitat Sudpirinenca Central.
La descripció de l'estructura es realitza des del
nivell estructural més baix al més alt.
Avantpaís
L'avantpaís està representat per una sèrie
estratigràfica formada per materials continentals del
Paleocè, calcàries de l'Eocè inferior-mitjà, margues
de l'Eocè mitjà-superior (la part superior correspon
a la Fm. d'Igualada) i finalment les sals de la Fm. de
Cardona (vegeu el sondeig de Comiols, Fig. 51).
La línia sísmica TR-69, igual que les línies
descrites anteriorment, mostren dos conjunts de
reflectors subhoritzontals i no deformats,
interpretats com la base de les calcàries de l'Eocè
inferior i el sostre de les margues d'Igualada. En la
línia TR-69 aquests reflectors que no són continus,
s'observen per sota de 1.5 s (els inferiors) i al
voltant de 1.2 s (els superiors), ambdós a la part
oest del perfil.
Anticlinal d'Oliana
L'estructura de l'anticlinal d'Oliana està dibuixada a
partir de la intersecció amb els talls J-7 (Fig. 49) i
J-8 (Fig. 50).
Serres Marginals i Montsec
El conjunt de materials mesozoics que
constitueixen les làmines de les Serres Marginals i
del Montsec mostren una disposició subhoritzontal
a la part W del tall i tot el conjunt està plegat a la
part E del tall es deu a l'emplaçament per sota de les
làmines del dúplex d'Oliana.
L'encavalcament inferior de la Unitat Sudpirinenca
Central (el mateix que el de les Serres Marginals)
93
aflora a l'est de la serra de Sant Marc i
l'encavalcament inferior del Montsec està recobert
pels conglomerats de Comiols.
Conglomerats de Comiols
Els conglomerats de Comiols ocupen una extensa
àrea recobrint totalment la terminació oriental de la
Unitat Sudpirinenca Central, tal com s'observa al
mapa geològic de Catalunya (Losantos et al., 1989),
(vegeu el Mapa estructural del Pirineu, Fig. 14).
L'extrem nord dels conglomerats es recolza al flanc
meridional de l'anticlinal d'Isona (vegeu el Tall J-
11, Fig. 60).
Aquests conglomerats representen la continuació
cartogràfica dels conglomerats més alts que afloren
a la zona d'Oliana. De totes formes, la seva
distribució cartogràfica, la composició mesozoica
dels clasts i els paleocorrents mesurats indiquen
que es tracta d'un ventall al·luvial de procedència
local, N i NNW, i independent dels d'Oliana que
contenen una alta component de clasts de roques
paleozoiques i granits (Burbank i Vergés, en
revisió).
Tal com s'observa en el tall J-9 (Fig. 51), els
conglomerats de Comiols se situen reblint una
paleovall. La paleovall de Comiols, amb una
amplada de 10 km i una profunditat màxima de 1.4
km es localitza a la terminació W de l'anticlinal
d'Oliana. La part E de la paleovall està formada per
les roques del mantell del Montsec i la vessant est
ho està pels roques del mantell de les Serres
Marginals, plegades durant el creixement de
l'anticlinal d'Oliana.
A la línia sísmica (Fig. 51) s'observa que les capes
de conglomerats que es recolzen al vessant oest de
la paleovall estan poc deformades mentre que les
dades de camp indiquen que en contacte amb el
vessant est cabussen 45 0 a l'oest.
Aquestes dades junt amb les dades de l'evolució
estructural de l'anticlinal d'Oliana indiquen que la
paleovall de Comiols es formà durant el creixement
de l'anticlinal d'Oliana (36.5-29.5 Ma) tot i que no
es pot conèixer de moment l'edat inicial del
rebliment.

La Fig. 51 mostra dos talls restituïts a escala a partir
del tall geològic J-9. En aquests es mostra la
formació de la paleovall de Comiols. En el primer
estadi, durant el dipòsit de la part superior de les
margues de la Fm. d'Igualada (anterior als 36.5
Ma), la Unitat Sudpirinenca Central encavalca a
aquestes margues per mitjà de la rampa oriental de
la unitat.
El creixement de l'anticlinal d'Oliana (entre 36.5 i
29.5 Ma) produí el plegament de l'extrem oriental
de la Unitat Sudpirinenca Central resultant-ne un
basculament general cap a l'oest. D'aquesta manera
es creà el vessant oriental de la paleovall de
94
Comiols, considerat actiu mentre que el vessant
occidental representa una superfície d'erosió
anterior i fou passiu durant el rebliment d'aquesta.
Les relacions de tall entre els reflectors de la part
inferior de la paleovall semblen indicar que
l'encavalcament del Montsec talla la part més baixa
dels conglomerats. Les relacions esmentades entre
l'anticlinal d'Oliana, la formació de la paleovall i la
reactivació de l'encavalcament inferior del Montsec
suggereixen una edat alta dels conglomerats,
possiblement relacionats amb les unitats 3 i 4 del
sector d'Oliana (vegeu Sedimentació fluvial
sintectònica al tall J-7; pàg. 95.
Fig. 51. Talls restituïts a escala on s'observa la formació de la paleovall de Comiols i l'edat d'aquesta. El
primer estadi es sincrònic amb el dipòsit de la part superior de la Fm. d'Igualada (anterior als 36.5 Ma). Es
interessant notar que com que la part superior d'aquesta és diposità en condicions de poca profunditat (J.
Serra i E. Caus, com. per., 1991) el paleorrelleu dels mantells pirinencs era superior als 1200 m per sobre
del nivell del mar.
El segon estadi correspon al final de la formació del dúplex d'Oliana (aproximadament als 29.5 Ma).

95
Fig. 52. Tall geològic J-9, de direcció E-W, paral·lel a la línia sísmica TR-69 (op., Eniepsa, 1983). El sondeig de Comiols-1 (Lanaja,1987). El tall geològic s'ha
representat a la mateixa escala vertical i horitzontal. (English figure caption page 173).

96
Tall geològic J-10 (anticlinal d`Isona)
El tall geològic J-10 s'ha dibuixat seguint la traça
de la línia sísmica TR-3 que té una bona resolució i
està calada amb el sondeig d'Isona-1 (op.,
Valdebro, 1963). Aquest tall serveix d'excel·lent
control dels talls de direcció N-S que l'intersecten
(J-7, J-8, J-11 i J-12).
L`autócton
El sondeig d'Isona-1 talla la part superior de
l'avantpaís autòcton format per margues de la Fm.
d'Igualada i sals de la Fm. de Cardona (Fig. 53), per
sota d'una potent successió d'evaporites del Keuper
(Lanaja, 1987). A la línia sísmica, per una alta
banda, s'observen clarament els reflectors
subhoritzontals que corresponen a les calcàries de
l'Eocè inferior entre 1.8 i 1.9 s al costat est de la
línia i el sostre de l'autòcton (les sals de la Fm. de
Cardona) entre 1.3 i 1.4 s. Aquests tornen a ser
clars a l'extrem oest de la línia, a la dreta del punt
A. En la part central de la línia estan plegats en un
anticlinal aparent degut a la diferent velocitat de
propagació de les evaporites del Keuper. El punt A
(Fig. 53) se situa a 1.3 s, en el punt de tall dels
reflectors subhoritzontals superiors (atribuïts a les
sals de la Fm. de Cardona) pels reflectors atribuïts a
les roques del mantell del Montsec, tal com s'ha
dibuixat en el tall geològic.
Dúplex d`Oliana
L'acabament occidental del dúplex d'Oliana plega
l'encavalcament del Montsec. La geometria de
rampa amb cabussament est de l'encavalcament
inferior del dúplex és deu al fet que la intersecció
amb el tall J-7 és al nord del punt superior de la
rampa de bloc inferior de l'encavalcament basal del
sistema pirinenc. La relació geomètrica entre aquest
encavalcament i la làmina del dúplex d'Oliana són
de tall.
Durant la formació del dúplex d'Oliana,
l'encavalcament basal del sistema sudpirinenc se
situà a la base del dúplex (a la transversal del tall J-
7) i a la base de la Unitat Sudpirinenca Central (a la
transversal del tall J-11). Així, la rampa de
l'encavalcament del Montsec per sobre de les
margues de la Fm. d'Igualada fou transportada cap
al sud de forma passiva (vegeu El front
d'encavalcament pirinenc del tall J-7, pàg 86).
Mantell del Montsec-Anticlinal d`Isona
'estructura del mantell del Montsec en aquesta
transversal està caracteritzada per l'anticlinal
d'Isona. El tall geològic és paral·lel a la cresta de
l'anticlinal amb una direcció E-W. L'anticlinal té
una llargada de 15 km i la seva cresta té un doble
cabussament a l'E i a l'W. Els flancs de l'anticlinal
estan formats per calcarenites de la Fm. d'Areny i
en el nucli afloren les calcàries de la Fm. del
Montsec.
A la línia sísmica s'observen tres conjunts de
reflectors principals situats entre zones menys
reflectives. Els dos conjunts inferiors situats al
voltant de 1.9 s i 1.4 s tenen una disposició
subhoritzontal i no estan plegats. El conjunt de
reflectors plegats descriu clarament la geometria de
l'anticlinal d'Isona i se situa, a l'extrem E, per sobre
de 0.95 s. Aquest conjunt s'interpreta com que
correspon a la sèrie de margues i calcàries
mezosoiques que comprèn des del Juràssic inferior
fins al Cretaci superior (Fm. del Montsec). La
disposició cartogràfica, els cabussaments i l'anàlisi
de la línia sísmica indiquen que és una anticlinal de
direcció E-W, lleugerament asimètric, essent la
cresta del seu acabament est la més inclinada. El
nucli de l'anticlinal està format per argiles i guixos
del Keuper amb una potència, a la vertical del
sondeig, de 1500 m. L'estructura profunda de
l'anticlinal d'Isona serà tractada en el tall J-11
(vegeu l'anticlinal d'Isona, pàg. 102).
L'acabament est de l'anticlinal està tallat per falles
normals amb un cabussament NE que entronquen
amb l'encavalcament del Montsec, tal com
s'observa al mapa d'Oliana (Fig. 39).
A l'W de l'anticlinal d'Isona s'observa un
cabussament general cap a l'W. Aquesta inclinació
regional de totes les unitats (mantell del Montsec i
autòcton) cap a l'W s'observa tant en superfície
(Losantos et al., 1989; i Cuevas, 1989) com en
profunditat a les línies sísmiques (en especial a la
línia T-3, continuació W de la TR-3, no presentada
en aquest treball). Aquesta disposició general
lleugerament inclinada a l'oest permet l'aflorament
dels materials paleocens i eocens a la conca de
Tremp. Les fàcies, les potències i l'extensió
d'aquests materials indiquen que la disposició
inclinada cap a l'oest fou probablement
caracterísitica l'Eocè inferior i mitjà.

97
Fig. 53. Tall geològic J-10, paral·lel a la línia sísmica TR-3. La columna del sondeig d'Isona és de Lanaja (1987) i la del flanc W de l'anticlinal d'Isona d'Arbués
(1991). El punt A se situa en el punt de tall dels reflectors subhoritzontals atribuïts a les sals de la Fm. de Cardona per l'encavalcament basal del sistema pirinenc.
Aquest se situa sota de la Unitat Sudpirinenca Central a l'oest i sota del dúplex d'Oliana a l'est. L'acabament occidental del dúplex d'Oliana s'ha dibuixat d'acord
amb el tall J-7 (Fig. 49).
El tall geològic s'ha representat a la mateixa escala vertical i horitzontal. (English figure caption page 173).

98
Tall geològic J-11 (Bóixols-Artesa del Segre
El tall geològic J-11 s'ha dibuixat per diverses
raons. Per una banda representa el tall més oriental
que atravessa la part frontal de la Unitat
Sudpirinenca Central i per tant presenta
característiques diferents de les del tall J-7, situat a
la terminació oriental de la unitat. Per altra banda,
la integració de les línies sísmiques TR-68 i TR-47
permet tenir una visió de l'estructura sota dels
conglomerats terciaris de Comiols.
Aquest tall presenta característiques molt similars a
les dels talls J-12 i J-13 situats més a l'oest. El tall
està compost de dos segments, separats 7 km,
enllaçats per l'encavalcament de Montargull (vegeu
Mapa estructural del Pirineu, Fig. 14). Les línies
sísmiques TR-68 (op., Eniepsa, 1983) al S i la TR-
47 (op., Eniepsa, 1978) al N junt amb els sondeigs
d'Isona-1 (op., Valdebro, 1963) i Bóixols-1 (op.,
Valdebro, 1965) han servit per delinear l'estructura
profunda del segment N del tall.
L'avantpaís autòcton
La disposició de l'autòcton s'ha dibuixat a partir de
les dades de les línies sísmiques. Al nord de la línia
TR-68 i al sud de la TR-47 s'observen uns
reflectors subhoritzontals aproximadament a 1.6 s.
Aquests s'han interpretat com el sostre del
basament.
Al nord i sota de l'anticlinal d'Isona, la intersecció
amb el tall J-10, controlat pel sondeig d'Isona-1
(Fig. 53) permet situar les margues de la Fm.
d'Igualada i les sals de la Fm. de Cardona a
l'autòcton per sota de l'anticlinal d'Isona. A la línia
sísmica TR-47 s'observen uns reflectors
lleugerament cabussants al N i discontinus situats a
1.8 s i que es poden relacionar a les calcàries de
l'Eocè inferior de l'autòcton.
Avantpaís deformat
L'estructura de l'avantpaís està constituïda per
l'anticlinal de Barbastro-Balaguer i el conjunt
d'estructures que formen l'anticlinori de Sanaüja i
Cubells (Fig. 35).
El tall atravessa l'acabament oriental de l'anticlinal
de Barbastro-Balaguer (Martínez-Peña i Pocoví,
1988), interpretat com la línia de contorn del
sistema d'encavalcaments del Pirineu (Williams,
1985). Al N de l'anticlinal, els retro-encavalcaments
de Sanaüja i Cubells límiten un sinclinal constituït
per una alternança de materials detrítics fins i
guixos atribuïts a la Fm. de Barbastro (Fig. 54).
Al nord del retro-encavalcament de Cubells aflora
una potent successió de materials continentals
separada en 4 unitats estratigràfiques que mostren
relacions sintectòniques amb els plecs i
encavalcaments del front de la Unitat Sudpirinenca
Central i amb els retro-encavalcaments de Cubells.
La disposició d'aquestes unitats ha servit per
interpretar l'estructura de l'avantpaís sota de la
Unitat Sudpirinenca Central. Les geometries
sintectòniques han permès esbrinar la seqüència de
la deformació (Fig. 54).
La unitat estratigràfica 1' se situa al sud i en el bloc
superior del retro-encavalcament i està formada per
una successió monotona de margues, guixos i
gresos fins. Aquests materials estan plegats en
sinclinal (Martínez-Peña i Pocoví, 1988). S'han
considerat pertanyent a la Fm. de Barbastro, que en
aquest sector té més de 800 m de potència (Sàez,
1987).
La unitat estratigràfica 1 està encavalcada pel retroencavalcament
de Cubells al sud i per
l'encavalcament inferior de la Unitat Sudpirinenca
Central a Artesa del Segre (làmina tectònica
d'Artesa) i a la Foradada (làmina tectònica de la
Foradada). La unitat 1 i l'encavalcament d'Artesa
estan en posició vertical o lleugerament invertits a
les proximitats del retro-encavalcament de Cubells i
disminueixen de cabussament cap al nord. Aquesta
unitat està constituïda per 800 m de materials
detrítics de color vermell i composició calcària,
amb polaritat sedimentària cap al N.
A l'E del poble de la Foradada (Fig. 54), s'observen
les mateixes relacions de tall que a Artesa del
Segre. La làmina tectònica de la Foradada,
constituïda només per guixos del Keuper en aquest
sector, encavalca la part superior de la unitat 1 (Fig.
55).

99
La unitat estratigràfica 2, amb més de 700 m de
potència, està constituïda per conglomerats i
bretxes a la base que passen gradualment a
sediments detrítics més fins i materials evaporítics i
lacustres (Sáez et al., 1991). La unitat 2 és
discordant sobre la unitat 1 i les roques
mesozoiques que formen el front de la Unitat
Sudpirinenca Central. Aquesta disposició
discordant s'observa a l'àrea de la Foradada (Fig.
55) i a la d'Artesa del Segre (Fig. 56). En aquesta
última, els conglomerats basals de la unitat 2
recobreixen a la làmina tectònica d'Artesa i mostren
una disposició d'onlap, més modern cap a l'est.
Fig. 54. Mapa esquemàtic de la zona frontal de la Unitat Sudpirinenca Central, a la transversal del tall
geològic J-11, al voltant d'Artesa del Segre. En el mapa s'han indicat les diferents sèries estratigràfiques
relacionades amb les diferents estructures que formen el front de la Unitat Sudpirinenca Central.
L'encavalcament inferior de les Serres Marginals s'emplaça per sobre de la unitat estratigràfica 1 i és
fossilitzat per la unitat estratigràfica 2. El retro-encavalcament de Cubells fou sincrònic a les unitats
estratigràfiques 2 i 3. Els rectangles allargats indiquen la situació de la columna magnetostratigràfica
(Meigs, en prep.)
.
La unitat estratigràfica 3 és discordant sobre la
unitat estratigràfica 2 l'encavalcament de
Montsonís. La unitat mostra una discordança
progressiva lligada a la deformació ocorreguda en
la continuació nord de l'encavalcament de
Montsonís, tal com s'observa al mapa de l'àrea
d'Artesa de la Fig. 54. A l'est d'Artesa del Segre, les
capes d'aquesta unitat estan encavalcades pel retroencavalcament
de Cubells (Figs 54 i 56).
Per sota de la Unitat Sudpirinenca Central s'ha
continuat la sèrie de la unitat 1, que s'observa sota
de la làmina tectònica d'Artesa. Per tal de complir
amb les interpretacions sedimentològiques (Sáez,
1987), la part inferior de la sèrie s'ha dibuixat
composta d'evaporites de la Fm. de Barbastro amb
una relació de pas lateral a la unitat 1. Tal com es
discuteix més endavant, l'anàlisi de la línia sísmica
TR-68 ha permès identificar la rampa de
l'encavalcament Sudpirinenc 5 km al nord de
l'encavalcament emergent de Montargull (Fig. 60).

Fig. 55, (pàgina següent). Vista de la zona S del
turó situat a l'E del poble de la Foradada. Els
guixos del Keuper encavalquen la unitat
estratigràfica 1. Aquest encavalcament està
fossilitzat per la unitat estratigràfica 2. Aquestes
relacions geomètriques són simètriques a les
observades a la zona d'Artesa del Segre de la Fig.
56. L'Eduard d'escala. (Dibuix de C. Losantos).
Fig. 56. Relacions entre les estructures i els
sediments a l'E del castell d'Artesa de Segre. De S
a N, les sèries evaporítiques del centre de conca
(unitat 1') encavalquen a una sèrie detrítica
intermèdia (unitat 1), que es disposa vertical i
invertida igual que l'encavalcament Sudpirinenc
(ESP) o encavalcament d'Artesa. Aquest
encavalcament és visible gràcies a l'aflorament
continu de guixos del Keuper. Discordants a sobre
de la unitat d'Artesa de Segre, un potent paquet de
bretxes i conglomerats proximals (unitat 2) mostra
un ventall de capes interpretat com una
discordança progressiva oberta al N i per tant
sincrònica al retro-encavalcament de Cubells.
(Dibuix de C. Losantos).
100
Unitat Sudpirinenca Central
Tal com s'ha comentat anteriorment, el tall J-11 és
el més oriental de la zona frontal de la Unitat
Sudpirinenca Central. Tot i tenir la seva part sud
recoberta pels conglomerats terciaris de Comiols,
que condicionen una cartografia característica
(vegeu el mapa geològic de Catalunya, Losantos et
al., 1989), l'estructura general de la unitat és
similar a la que s'observa en altres transversals més
a l'oest (J-12 i J-13). Al sud, s'observen bocins de
les làmines tectòniques del mantell de les Serres
Marginals (la d'Artesa i la de Montmagastre). El
mantell del Montsec està representat per l'anticlinal
d'Isona al nord dels conglomerats de Comiols.
Finalment l'encavalcament de Bóixols i l'anticlinal
de Sant Corneli formen el límit septentrional del
tall.
L'encavalcament de Montargull
Les roques mesozoiques que afloren a Bellfort i
Montmagastre entre els materials continentals
terciaris formen uns relleus fàcilment reconeixibles
en el paisatge. Per aquesta raó foren reconeguts des
d'antic per Dalloni (1930) i Misch (1934). Aquests
autors ho interpretaren com paleorrelleus de les
roques mesozoiques infrajacents. Pocoví (1978)
mostrà les relacions diapíriques a Bellfort i
interpretà l'encavalcament de Montargull com una
estructura transpressiva degut a la posició
subvertical del pla d'aquest i a les estries de falla
que indiquen un moviment senestre. Es important
assenyalar que Pocoví marcà l'encavalcament des
de Bellfort fins a connectar-lo amb l'encavalcament
situat al sud de l'anticlinal de Sant Mamet
(encavalcament d'Alòs).
L'estructura profunda de la làmina tectònica de
Montmagastre s'ha interpretat a partir de l'anàlisi de
la línia sísmica TR-68
.
Al nord de la traça de l'encavalcament de
Montargull s'observa un conjunt de reflectors que
cabussen cap al nord i situats entre 0.6 i 1.2 s. El
més inferior d'aquests continua subhoritzontal cap
al N al voltant d'1.3 s i s'interpreta com
l'encavalcament de Montargull.
A partir d'aquestes dades, la làmina tectònica de
Montmagastre s'interpreta com la làmina
septentrional del mantell de les Serres Marginals.
Aquesta encavalca a la làmina tectònica d'Artesa i
als conglomerats més alts de Comiols (Fm. de
Solsona). L'encavalcament de Montargull forma
part del sistema imbricat de la Unitat Sudpirinenca
Central i entronca amb l'encavalcament basal del
sistema pirinenc. Les implicacions d'aquest fet són

molt importants i es comenten més endavant (vegeu
Marge oriental de la Unitat Sudpirinenca Central,
pàg.114). Tal com dibuixà Pocoví (1978),
l'encavalcament de Montargull es pot seguir des de
Bellfort cap al SW fins enllaçar-lo a
l'encavalcament d'Alòs que deforma als materials
de la unitat 3, definida anteriorment.
Mantell del Montsec-anticlinal d'Isona
L'estructura més important del mantell del Montsec
en aquesta transversal és l'anticlinal d'Isona. La
geometria d'aquest està bén controlada per mitjà de
les dades de superfície i per l'anàlisi de la línia
sísmica TR-47, calada amb el sondegi d'Isona-1,
situat tant sols a 1.3 km a l'oest del tall (vegeu Tall
J-10, Fig. 53).
La línia sísmica mostra un conjunt de reflectors
subparal·lels que formen un anticlinal àmpli i una
mica vergent al sud. El reflector inferior d'aquests
se situa a 0.7 s al nord de la línia i 0.8 s al sud i s'ha
interpretat com la base de les calcàries mesozoiques
del mantell del Montsec. Aquests reflectors tenen
un cabussament nord al sud de la línia i passen a ser
subhoritzontals al nord de la línia TR-68 fins a 1 s
de profunditat. Aquesta geometria dels reflectors ha
permès dibuixar el mantell del Montsec format per
l'anticlinal d'Isona al nord i la rampa per sobre de la
làmina tectònica de Montmagastre al sud. El nucli
de l'anticlinal d'Isona està format per 1450 m
d'evaporites del Keuper amb una intercal·lació
prima de calcàries atribuïdes a l'Eocè mitjà,
situades 400 m per sota del contacte superior del
Keuper (Lanaja, 1987), (vegeu el sondeig d'Isona-1
al tall J-10, Fig. 53).
Estructura profunda de l'anticlinal d'Isona j-
11discussio
El nivell de calcàries atribuïdes a l'Eocè mitjà
(Lanaja, 1987) situades al nucli de l'anticlinal
d'Isona s'ha interpretat com a part d'una làmina
tectònica constituïda per l'esmentat Eocè mitjà
discordant(?) sobre materials del Keuper.
Seguint aquesta interpretació, les calcàries de
l'Eocè mitjà s'haurien dipositat discordants sobre
del Keuper a la part més externa del mantell de les
Serres Marginals, de forma anàloga a com s'observa
a les làmines tectòniques de Sant Llorenç de
Montgai (Caus, 1975 i Pocoví, 1978), (vegeu la
làmina tectònica de Sant Llorenç de Montgai del
tall J-13, pàg.127). La propagació de la Unitat
Sudpirinenca Central cap al sud deixaria aquesta
làmina en el bloc inferior de l'encavalcament
Sudpirinenc (Fig. 57, A) que s'incorporaria a la
101
Unitat Sudpirinenca Central en el moment en que
fos encavalcada pels materials corresponents al
mantell del Montsec (Fig. 57, B).
La formació de l'anticlinal d'Isona seria per tant
posterior a l'Eocè mitjà consistent amb les dades de
camp que indiquen que fou post-Garumnià
(Cuevas, 1989).
Fig. 57. Esquema tectònic, sense escala, on s'ha
representat la incorporació de la làmina d'Isona
sota de la Unitat Sudpirinenca Central. Aquesta
làmina correspongué a la part frontal del mantell
de les Serres Marginals (A) i s'emplaçà, en ser
encavalcat per la Unitat Sudpirinenca Central, per
sota del mantell del Montsec (B) formant
l'anticlinal d'Isona amb una edat post-Eocè mitjà.
Conglomerats de Comiols
Els conglomerats que afloren al nord de
l'encavalcament de Montargull formen part dels de
Comiols. La geometria profunda dels conglomerats
s'ha interpretat a partir de l'anàlisi de la línia
sísmica TR-68 (Fig. 60). En el centre de la línia
s'observen reflectors cabussant lleugerament al sud
i situats per sobre de 0.5-0.6 s. Aquests s'han
interpretat com els conglomerats de Comiols que
rebleixen la paleovall de Comiols fins a 1400 m de
profunditat (vegeu Conglomerats de Comiols del
tall J-9, pàg. 94). Aquestes dades estan d'acord amb
el que s'observa en superfície on els conglomerats
formen un sinclinal ample i suau. Les capes del
flanc nord del sinclinal es recolzen sobre les roques
del mantell del Montsec i les capes del flanc sud
estan plegades per l'encavalcament de Montargull.
La intersecció dels talls J-9 i J-11 mostra que els
conglomerats de Comiols rebleixen una paleovall
de geometria complexa (Fig. 58). Les vessants nord
i oest, formades per roques del mantell del
Montsec, foren poc actius durant el rebliment. Per
contra, el basculament de l'acabament oriental de la

Unitat Sudpirinenca Central per sobre del dúplex
d'Oliana formà el vessant est que fou actiu durant el
rebliment (vegeu l'evolució d'aquest vessant a la
Fig. 51). Finalment, l'encavalcament de Montargull
formà un paleorrelleu al sud de la paleovall que fou
102
probablament actiu durant l'etapa final del
rebliment. Aquest paleorrelleu s'extenia des de
Bellfort cap al sud, deixant, per tant, oberta l'àrea
entre Bellfort i l'acabament SW de l'anticlinal
d'Oliana, tal com es comenta a continuació.
Fig 58 . Bloc diagrama a escala de la paleovall de Comiols construït a partir dels talls J-9 i J-11. Les
vessants nord i oest, formades per roques del mantell del Montsec, es consideren poc actives durant el
rebliment. El vessant est es formà durant el creixement del dúplex d'Oliana. El vessant sud es formà durant
l'activitat de l'encavalcament de Montargull sincrònica a la part superior del rebliment. L'àrea entre Bellfort
i l'acabament SW de l'anticlinal d'Oliana quedà oberta a l'avantpaís.

Marge oriental de la Unitat Sudpirinenca
Central
L'acabament oriental de la Unitat Sudpirinenca
Central presenta un problema molt interessant.
L'encavalcament emergent que constitueix el
contorn de la unitat fou actiu durant l'Eocè superior
a la transversal del tall J-7 però quedà fossilitzat
pels conglomerats de la unitat 2 a Oliana (al voltant
de 36.5 Ma). Aquest fet s'observa clarament al
mapa d'Oliana de la Fig. 39, (Vergés, 1992) i al
mapa geològic de Catalunya (Losantos et al., 1989).
La reactivació fora de seqüència a Oliana produeix
un escurçament molt petit (1 km). El més modern
dins d'aquesta seqüència fou l'encavalcament del
Montsec i fou fossilitzat per la base de la unitat 4
d'Oliana (al voltant de 34 Ma). Per tant,
l'escurçament relacionat amb l'encavalcament de
contorn de la Unitat Sudpirinenca Central fou
menor de 2 km i quedà fossilitzat a la terminació
SW de l'anticlinal d'Oliana als 34 Ma. El mateix
encavalcament de contorn (encavalcament
Sudpirinenc) de la Unitat Sudpirinenca Central tallà
1200 m de materials post-sals de la Fm. de Cardona
de l'avantpaís fins quedar fossilitzat a la zona
d'Artesa del Segre (làmina tectònica d'Artesa) per la
unitat 2, definida a aquesta localitat. A més,
l'encavalcament de Montargull fou actiu durant la
part final dels conglomerats de Comiols que
representen l'últim rebliment de la conca
d'avantpaís amb una edat de l'Oligocè inferior alt.
Una pregunta que ens podem fer és: ¿Quin
mecanisme pot fer que un mateix encavalcament
tingui diferents edats d'activitat al llarg de la seva
traça? L'explicació més senzilla seria la de
l'existència de falles en direcció que acomodessin el
desplaçament diferencial entre les transversals dels
talls J-7 i J-11. Aquest tipus de falles haurien de
tenir la mateixa edat que la del segment més
modern de l'encavalcament i per tant haurien de
tallar als conglomerats més alts del rebliment de
l'avantpaís. Com que aquest tipus de falles no
existeix a la terminació oriental de la Unitat
Sudpirinenca Central s'ha de buscar una altra
explicació.
El bloc diagrama de la Fig. 59 presenta una visió
tridimensional del marge est de la Unitat
Sudpirinenca Central basat en els talls geològics J-7
i J-11, de direcció N-S, i J-9 i J-10, de direcció E-
W. En el tall J-7 l'escurçament post-sals de la Fm.
de Cardona es produí bàsicament per sobre del
nivell de desenganxament situat en aquestes sals
(16.9 km) i només 1-2 km es produïren al sistema
imbricat emergent. Per contra, a la transversal del
tall J-11, l'escurçament durant el mateix període es
produí bàsicament per mitjà de l'encavalcament
103
emergent Sudpirinenc (14 km) i deformació interna
del sistema imbricat (1-2 km a l'encavalcament
d'Alòs), amb un total de 15-16 km, i només es
produíren 2-3 km d'escurçament al nivell de
desenganxament, situat a la base del guixos de la
Fm. de Barbastro. Aquest nivell se situa a la
mateixa posició estructural que la de les sals de la
Fm. de Cardona però en els guixos de la Fm. de
Barbastro que condicionaren un comportament
mecànic diferent.
Per tant, l'escurçament total post-sals de la Fm. de
Cardona a les dues transversal és equivalent (17-19
km) però el repartiment d'aquest entre
l'encavalcament cec i l'emergent és invers.
La resposta a la pregunta formulada anteriorment es
pot contestar estudiant el complex sistema
entroncat d'encavalcaments i els valors
d'escurçament d'aquests. En la transversal del tall J-
7, el segment de l'encavalcament Sudpirinenc que
aflora a Oliana, amb 1-2 km d'escurçament, fou
transportat per sobre de l'encavalcament basal del
sistema pirinenc durant 16.9 km. A la transversal
del tall J-11, el sistema imbricat de l'encavalcament
Sudpirinenc (14+2 km) pujà per la rampa sobre
l'avantpaís i només 2-3 km d'escurçament es
transferiren a l'encavalcament basal al sud del punt
inferior de la rampa inferior de l'encavalcament
Sudpirinenc. L'escurçament de l'encavalcament
basal del sistema al sud de la línia de contorn cega
que enllaça el punt de contorn de la làmina superior
del dúplex d'Oliana al tall J-7 i el punt
d'entroncament de l'encavalcament emergent
Sudpirinenc i l'encavalcament basal cec al tall J-11
és només d'uns 3 km a ambdues transversals.
Del que s'acaba de dir, la traça de l'encavalcament
Sudpirinenc, que aflora al flanc nord de l'anticlinal
d'Oliana, fou transportada cap al sud fossilitzada
pels conglomerats d'Oliana (unitat 2) al mateix
temps que el segment sud de l'encavalcament
pujava per la rampa de bloc inferior de l'avantpaís
fins a la seva posició a Artesa del Segre. Aquest
canvi es donà al sud de la línia de contorn cega del
dúplex d'Oliana coincidint en la vertical amb la
localitat de Bellfort (límit nord de l'encavalcament
de Montargull).
La traça de l'encavalcament Sudpirinenc entre les
localitats d'Oliana i d'Artesa del Segre està plegada
a l'acabament SW de l'anticlinal d'Oliana, igual que
les traces dels encavalcaments del Montargull i del
Montsec. Els segments actius dels encavalcaments
Sudpirinenc i de Montargull se situen al sud de la
línia de contorn cega del dúplex d'Oliana (línia b de
la Fig. 59). Aquest punt coincideix

aproximadament amb la localitat de Bellfort, a
l'extrem septentrional de l'encavalcament de
Montargull.
Finalment, el fet que la Unitat Sudpirinenca Central
tingui una gran continuïtat cartogràfica està d'acord
104
amb els valors d'escurçament similars de les dues
transversals considerades i també, per tant, amb
unes velocitats d'escurçament equivalents.
Fig 59. Bloc diagrama a escala del marge oriental de la Unitat Sudpirinenca Central, construït a partir dels
talls J-7 i J-11, de direcció N-S i, J-9 i J-10, de direcció E-W. En trama de punts s'ha representat el dúplex
d'Oliana. La làmina superior del dúplex està tallada al nord (tall J-7) i a l'oest (talls J-9 i J-10). La línia (a)
representa la linia de tall occidental de la làmina. La línia de contorn cega del dúplex d'Oliana (b)
coincideix amb la línia d'entroncament (d) entre els encavalcaments Sudpirinenc emergent i l'encavalcament
basal del sistema cec. Per simplificar el bloc diagrama, només s'ha representat la traça cega de
l'encavalcament Sudpirinenc. Aquesta s'observa plegada a l'acabament SW de l'anticlinal d'Oliana (vegeu
Esquema estructural de subsòl del tall J-15, Fig. 68, com a complement).

105
Datació de les estructures
Les relacions sintectòniques entre els
encavalcaments i les diferents unitats
estratigràfiques de l'avantpaís indiquen que
l'emplaçament final de la Unitat Sudpirinenca
Central fou posterior al dipòsit de les unitats 1' i 1, i
anterior a la unitat 2 que la fossilitza. El retroencavalcament
de Cubells fou sincrònic al dipòsit
de les unitats 2 i 3.
Les datacions d'aquestes unitats es basen en flores
de caròfites (algunes de les datacions són
preliminars). Les evaporites de la unitat
estratigràfica 1' representen la Fm. de Barbastro
amb una edad Eocè terminal (Sáez, 1987). La unitat
estratigràfica 2 s'ha pogut identificar en diferents
localitats de la zona frontal (Sáez et al., 1991), com
a la zona de Camarasa, on presenta unes calcàries
lacustres situades a 420 m de la base de la unitat,
que han subministrat flora de caròfites amb una
edat situada en el límit Eocè-Oligocè (Feist, en
prep.). Els materials de la unitat estratigràfica 3 són
equivalents als que estan situats a l'avantpaís
indeformat a la transversal del tall J-7. La part
superior d'aquests tenen una edat Oligocè inferior
alt, datat amb faunes de mamífers (vegeu
Sedimentació fluvial sintectònica del tall J-7; pàg.
87 i Fig. 49).
D'acord amb aquestes dades, el desplaçament de la
Unitat Sudpirinenca Central per sobre dels
materials continental de l'avantpaís fou posterior a
les sals de la Fm. de Cardona i la seva fossilització
fou en el límit Eocè-Oligocè i la formació del retroencavalcament
de Cubells i la deformació interna
de la part frontal de la Unitat Sudpirinenca Central
(els encavalcaments de Montsonís, d'Alòs de
Balaguer i de Montargull) fou a l'Oligocè inferior.
L'encavalcament de Montargull-Alòs talla als
conglomerats de la unitat 3 i de Comiols. La
significació regional d'aquest encavalcament es
comenta més endavant (vegeu Mantell de Montroig
del tall J-13, pàg.129).
La bona preservació d'un gran nombre de relacions
sintectòniques i la importància d'aquestes per a la
datació de l'emplaçament i posterior deformació de
la Unitat Sudpirinenca Central ha portat a iniciar
l'estudi magnetostratigràfic d'una secció de més de
1500 m de potència a la zona d'Artesa del Segre
(Meigs, en prep.), (Fig. 54).
Escurçament i velocitat de l'escurçament
Donat que el tall geològic està construït en dos
parts i incorpora informació de dues transversals
d'una zona de rampes oblíqües, només es discuteix
l'escurçament representat per l'emplaçament de la
Unitat Sudpirinenca Central post-sals de la Fm. de
Cardona.
Aquest escurçament és de 14 km mesurat a la
rampa de l'encavalcament Sudpirinenc per sobre
dels materials continentals de l'avantpaís, des del
sostre de les sals de la Fm. de Cardona fins al sostre
de la unitat estratigràfica 1. Aquests materials
formen una successió amb un gruix aproximat de
1200 m. D'acord amb les edats anteriorment
descrites, l'escurçament es donaria entre els 37.2
Ma (edat del sostre de les sals de la Fm. Cardona,
Vergés i Burbank, en premsa) i els 34 Ma (límit
Eocè-Oligocè). Per tant la velocitat de
l'escurçament (14 km/3.2 Ma) seria 4.4 mm/a.
Aquest valor sembla alt respecte al que s'ha calculat
a la transversal del tall J-7 pel mateix període. Si
fem servir les mateixes datacions, els 1200 m de
sèrie s'haurien d'haver acumulat a una velocitat de
(1200 m/3.2 Ma) 37.5 cm/1000 a, valor quasi doble
del calculat a Oliana, tenint en compte que aquesta
última localitat està situada en una àrea més
proximal i on s'esperen, per tant, valors més alts
d'acumulació.
De forma totalment especulativa s'ha realitzat un
càlcul de l'edat del sostre de la unitat 1 d'Artesa
assumint una velocitat mitjana d'acumulació dels
sediments de 22 cm/1000 a. Amb aquestes dades
s'ha calculat una edat de 5.5 Ma pels 1200 m de
sèrie (12x10 5 mm/0.22 mm) i una velocitat
d'escurçament de (14 km/5.5 Ma) 2.54 mm/a, més
proxima a la del dúplex d'Oliana.

109
Fig. 60. Tall geològic J-11 paral·lel a les línies sísmiques TR-68 i TR-47. El tall està format per dos segments enllaçats per la traça de l'encavalcament de Montargull (vegeu
Mapa estructural del Pirineu de la Fig. 14).
El tall geològic s'ha representat a la mateixa escala vertical i horitzontal. (English figure caption page 173).

107
Tall compensat J-12 (ECORS Pirineus-Les Nogueres-Rubió)
El tall geològic J-12 s'ha dibuixat paral·lel al perfil
de sísmica profunda ECORS Pirineus (ECORS
Pyrenees Team, 1988), de direcció N-S. El sector
intermedi del tall segueix la traça de la línia sísmica
TR-1 (op., Eniepsa, 1980), (vegeu Esquema
estructural del Pirineu i Mapa estructural del
Pirineu oriental; Figs 3 i 14).
La geologia de superfície està descrita
principalment a Losantos et al. (1988) i Muñoz
(1988 i 1992). Una restitució del tall a escala
cortical ha estat publicada per Muñoz (1992). El
tall J-12 presenta una estructuració molt similar a la
dels talls anteriorment publicats en la mateixa
transversal. Una comparació entre els resultats
obtinguts en el present treball i els anteriorment
publicats s'analitza més endavant.
Un dels principals problemes del tall és el càlcul de
l'escurçament total, igual que en els talls J-11 i J-
13, i la datació de les estructures, donat que hi ha
poc registre sintectònic i a més és escassament
datat.
Avantpaís
L'avantpaís està format d'una part meridional
deformada per un sistema de plecs i
encavalcaments situats per sobre de
l'encavalcament basal del sistema pirinenc. Aquest
se situa a les evaporites de la Fm. de Barbastro. Les
estructures que afecten als materials de la part sud
són els retro-encavalcaments de Sanaüja i de
Cubells. Per una descripció, vegeu L'estructura de
l'avantpaís del tall J-13 (pàg.127)
.
La natura i disposició dels materials que
constitueixen l'avantpaís encavalcat s'han de deduir
a partir de la informació sísmica i a partir de la
intersecció amb els talls J-9, sota del Montsec i J-10
a la part nord de la conca de Tremp. Aquests dos
punts d'intersecció són sólids pel fet que el tall J-9
s'ha dibuixat seguint la línia sísmica TR-69 i està
controlat pel sondeig de Comiols-1 (Fig. 51) i el tall
J-10 s'ha dibuixat per sobre de la línia sísmica TR-3
i està controlat pel sondeig d'Isona-1 (Fig. 53).
Ambdós sondeigs tallen els materials de l'avantpaís
per sota de la Unitat Sudpirinenca Central.
La intersecció amb el tall J-9 indica l'existència de
materials detrítics continentals (Garumnià?)
discordants sobre del basament, calcàries
interpretades de l'Eocè inferior, margues eocenes i
sals de la Fm. de Cardona. La intersecció amb el
tall J-10 mostra una successió similar, però hi falten
les sals de la Fm. de Cardona. Aquestes estan
tallades per l'encavalcament inferior de la Unitat
Sudpirinenca Central a l'extrem occidental de
l'anticlinal d'Isona. Les sals de la Fm. de Cardona
s'han dibuixat, per tant, al sud de la intersecció amb
el tall J-10 i al nord de punt inferior de la rampa de
la Unitat Sudpirinenca Central sobre dels sediments
continentals de l'avantpaís.
Les margues de la Fm. d'Igualada continuen al nord
de la intersecció amb el tall J-10 on tenen 450 m de
potència. Al nord d'aquest punt la seva posició s'ha
situat d'acord amb la reconstrucció del mapa
palinspàstic, tal com es comenta en el Tall restituït
J-13 (pàg.131). El perfil ECORS mostra una sèrie
de reflectors lleugerament inclinats al nord sota de
la zona de les Nogueres que ha estat interpretat com
la continuació septentrional de l'avantpaís
encavalcat (Choukroune et al., 1989).
Unitat Sudpirinenca Central
La Unitat Sudpirinenca Central està formada pels
mantells de Bóixols, del Montsec i de les Serres
Marginals.
Mantells de les Serres Marginals
Les làmines tectòniques de Rubió i Sant Mamet
formen el mantell de les Serres Marginals. La sèrie
estratigràfica mesozoica i paleògena inferior mostra
una geometria de tascó amb més de 2500 m de
potència a la zona N i 250 m a la part més externa
del mantell(Pocoví, 1978). Les làmines tectòniques
de Rubió són les més externes del mantell. Estan
constituïdes per una sèrie de materials mesozoics,
paleocens i eocens (Pocoví, 1978) recoberta
discordantment per dipòsits continentals de l'Eocè
terminal (Sáez et al., 1991). Aquestes làmines estan
plegades en sinclinals de direcció NE-SW. Les
capes de l'Eocè superior tenen una disposició
d'onlap amb els flancs SE i NE del sinclinal,
indicant un dipòsit sincrònic a la formació d'aquest.
Els guixos del Keuper afloren en el diapir d'Alòs de
Balaguer i encavalquen les calcàries mesozoiques,
tant cap al nord com cap al sud, per mitjà
d'encavalcaments subverticals amb geometria

108
corbada. Sobre dels guixos s'observen afloraments
de calcàries, atribuïdes al Juràssic, en posició
subhoritzontal corresponents a la cobertora del
diapir. Els encavalcaments que limiten el diapir
tallen als conglomerats més moderns de l'àrea
indicant una edat relativament alta dins del conjunt
d'estructures.
L'anticlinal de Sant Mamet s'ha dibuixat a partir de
les dades de camp i de la línia sísmica TR-1 (Fig.
61). Aquesta mostra un conjunt de reflectors
subhoritzontals fins a una fondària de 1.3-1.4 s. El
reflector situat just per sota de 0.5 s s'ha interpretat
com a la base del mantell de les Serres Marginals.
Aquest reflector s'inclina cap al nord sota de
l'anticlinal de Sant Mamet i talla a d'altres reflectors
per sota seu, relació que s'ha interpretat com la
rampa de bloc inferior de l'encavalcament inferior
de la Unitat Sudpirinenca Central. Entre aquest
reflector i els que se situen entre 1 i 1.3 s, s'observa
un conjunt de reflectors poc marcats i en posició
subhoritzontal, que s'ha interpretat com les
calcàries i margues de l'Eocè autòcton.
La interpretació de la línia sísmica està d'acord amb
la geometria del tall geològic construït a partir dels
cabussaments i de les potències mesurades en
superfície. L'augment important de gruix del flanc
nord de l'anticlinal de Sant Mamet també porta a
dibuixar la rampa de bloc inferior de la Unitat
Sudpirinenca Central sota d'aquest.
El sinclinal d'Ager, de direcció E-W, és dissimètric
i té el flanc nord sota del mantell del Montsec. Els
sediments de l'Eocè inferior que rebleixen el
sinclinal mostren relacions sintectòniques a ambdós
flancs del sinclinal. Aquestes s'han interpretat per
l'activitat sincrònica del mantell del Montsec al
nord i de l'anticlinal de Sant Mamet al sud, tal com
es descriu àmpliament al tall J-13 (vegeu Sinclinal
d'Ager, pàg.129).
Mantell del Montsec
El mantell del Montsec està constituït, en la
transversal del tall, per una potent sèrie mesozoica
progressivament més potent cap al N. L'estructura
general del mantell és la d'un sinclinal, de Tremp,
en el nucli del qual afloren els dipòsits paleogens
de la conca de Tremp. En el tall J-12, però, només
afloren les parts més orientals de la conca, a la serra
de Campanetes. L'encavalcament del Montsec és
emergent i la serra del Montsec en constitueix el
replà de bloc superior. El flanc N del sinclinal de
Tremp conté les seqüències sintectòniques d'Areny.
Aquestes fossilitzen l'encavalcament frontal de
Bóixols en la transversal del tall J-12 (Simó i
Puigdefàbregas, 1985). Es important notar, però,
que els materials d'aquesta seqüència estan
deformats i cabussen al S indicant una deformació
posterior al seu dipòsit.
La línia sísmica TR-1 mostra un conjunt de
reflectors, situats per sobre de 1.5 s, que descriuen
la geometria del mantell del Montsec. Aquests
reflectors cabussen al N i mostren una
horitzontalització a la base de la rampa de bloc
inferior de l'encavalcament del Montsec, al flanc N
del sinclinal d'Ager. La situació d'aquest punt és
important per a calcular el valor de l'escurçament
del mantell del Montsec.
El Paleogen de la serra de Campanetes
La serra de Campanetes se situa en el vessant N de
la serra del Montsec i està formada per un conjunt
de dipòsits corresponents a les Fms de Fígols,
Montañana i Capella? (Barberà i Corregidor, 1991),
d'edat Eocè inferior i mitjà (Puigdefàbregas et al.,
1989). Cada un d'aquests nivells presenta fàcies de
marge de conca, és discordant per sobre de
l'anterior i dibuixen en conjunt una geometria de
tascó obert cap al nord amb la discordança basal
cabussant lleugerament al N i els contactes de cada
unitat cabussant lleugerament al S. Aquesta
disposició junt amb la discordança cartogràfica dels
materials de la Fm. de Tremp per sobre de les
calcàries sorrenques de la seqüència d'Areny del
flanc N de la serra del Montsec, visible en foto
aèria, indica les edats del moviment de
l'encavalcament del Montsec per sobre de la rampa
de bloc inferior (Fig. 61).
Mantell de Bóixols
El mantell de Bóixols mostra l'anticlinal de Sant
Corneli, just sobre l'encavalcament de Bóixols, i el
sinclinal de Santa Fe, situat al nord d'aquest. El
sondeig de Sant Corneli-1 atravessa el flanc N de
l'anticlinal de Sant Corneli i entre 2750 i 3100 m de
profunditat talla una làmina tectònica constituïda
per nivells molt prims del Cretaci superior, del
Cretaci inferior i del Juràssic (Lanaja, 1987), en
posició invertida i limitada per encavalcaments.
Aquesta làmina s'interpreta com l'avantflanc invertit
de l'anticlinal de Sant Corneli (Fig. 61).
Altres encavalcaments de menor importància es
formen en el pla axial de l'anticlinal de Sant Corneli
(Rosell, 1965; i García-Senz, 1984).

109
Conglomerats de Collegats
Els conglomerats continentals de Collegats (Rosell
i Riba, 1966; Robles i Ardévol, 1984) han estat
estudiats recentment per Mellere (1992). L'estudi
de Mellere ha permès traçar l'evolució
sedimentològica dels ventalls al·luvials de
Collegats i també la seva relació amb les estructures
que els deformen. Els conglomerats se situen en
dues conques separades pel retro-encavalcament de
Morreres. La de La Pobla al sud i la de Santerada al
nord. La geometria general de les diferents unitats
de conglomerats de la part inferior de la conca de
La Pobla mostren un cabussament nord contra la
superfície de discordança inferior. A la part nord de
la conca, les unitats superior es disposen
subhoritzontals i estan lleugerament deformades en
contacte amb el retro-encavalcament de Morreres.
Els conglomerats que rebleixen la conca de
Senterada mostren relacions sintectòniques amb el
retro-encavalcament de Montornés, que limita
l'aflorament de guixos del Keuper. Una descripció
més completa de les relacions entre els
conglomerats de Collegats i les estructures que els
deformen es troba a Mellere (1992) i a Muñoz et al.
(en premsa).
L'única datació disponible, de moment, és la del
jaciment de mamífers de Sossís i Roc de Santa
atribuït al Priabonià inferior (Sudre et al., 1992).
Un estudi paleomagnètic en curs permetrà la
datació dels conglomerats i també la de l'activitat
tectònica relacionada (Meigs, en prep.).
Les Nogueres i l'encavalcament de Morreres
La unitat al·lòctona de les Nogueres fou estudiada
des d'antic (Dalloni, 1913 i 1930). Aquesta està
formada per un conjunt de làmines tectòniques,
constituïdes per roques del Paleozoic i una
cobertora prima del Triàsic inferior, que
encavalquen els guixos del Keuper (vegeu el mapa
geològic de les Nogueres de Séguret, 1972). Els
materials triàsics situats al sostre de cada làmina
tenen un cabussament subvertical que feu
interpretar les Nogueres com a têtes plongeantes
(Séguret, 1972 i Reille, 1971), (vegeu Poblet, 1991,
i Muñoz, 1992, per una descripció més àmplia de la
història del coneixement de les Nogueres).
El límit entre el conjunt de la unitat de les Nogueres
i el mantell de Bóixols correspón a l'encavalcament
de Morreres, interpretat com un retroencavalcament
amb un salt important per Muñoz
(1992). Aquest autor separà la unitat superior de les
Nogueres formada per Triàsic inferior i Paleozoic i
la unitat inferior de les Nogueres formada per una
potent successió de materials de l'Estefanià, del
Permià i del Triàsic sobre de les roques del
Devonià. Seguint amb la interpretació d'aquest
autor, les làmines tectòniques de les Nogueres estan
apilades i tenen una continuïtat important en
profunditat, sota del mantell de Bóixols. Els
diferents encavalcaments de l'apilament
s'entronquen amb l'encavalcament inferior de la
unitat de basament de l'Orri, tal com s'observa al
tall de la Fig. 4.
En el tall J-12, el límit inferior de la unitat de les
Nogueres s'ha situat al sostre de la potent successió
de l'Estafanià, Permià i Buntsandstein que és
discordant sobre les roques de la unitat de l'Orri.
Aquesta successió amb continuïtat cartogràfica sota
dels materials mesozoics i paleogens del mantell
del Cadí vegeu (vegeu el mapa geològic de Mey et
al., 1967, i el mapa geològic de Catalunya de
Losantos et al., 1989), s'ha interpretat correponent a
la continuació oest del mantell del Cadí (vegeu
Lligam amb les unitats del basament del tall J-7,
pàg. 88 i Fig. 48).
L'encavalcament inferior de la unitat de les
Nogueres té un cabussament subvertical al nord i
s'ha dibuixat amb un cabussament subhoritzontal
sota de la unitat. Aquest s'ha continuat a
l'encavalcament de Bóixols (Unitat Sudpirinenca
Central) igual que als talls situats a l'est (vegeu
Lligam amb les unitats del basament dels talls J-3 i
J-7, págs. 64 i 97)
Escurçament
L'escurçament representat per l'anticlinal de
Barbastro-Balaguer i els retro-encavalcaments de
Cubells a l'avantpaís deformat és d'uns 2 km,
durant l'Oligocè inferior.
La situació de la rampa de bloc inferior de la Unitat
Sudpirinenca Central, sota del flanc N de
l'anticlinal de Sant Mamet, marca el desplaçament
més modern d'aquesta unitat. Aquest és de 13.5 km
durant el dipòsit de les sèries continentals de l'Eocè
superior i de l'Oligocè inferior.
Aquest escurçament no inclou però el desplaçament
de la Unitat Sudpirinenca Central per sobre de les
margues d'Igualada, tal com s'ha comentat al tall J-
7. Les margues eocenes continuen al N dels
sondeigs de Comiols i d'Isona (Lanaja, 1987) i
s'han interpretat en la línia sísmica TR-3 (vegeu el

110
tall J-10; Fig. 53). D'aquesta forma, les margues de la Fm.
d'Igualada arriben, cap al nord, almenys al N de la
intersecció amb el tall J-10.
D'acord amb les reconstruccions dels mapes
palinspàstics, les calcàries de l'Eocè inferior i la
part inferior de les margues corresponents a l'Eocè
mitjà (Fm. de Banyoles) se situen aproximadament
a 54 km al nord de la traça actual de
l'encavalcament Sudpirinenc (vegeu Mapa
palinspàstic 55-51 Ma, Fig. 72). Les margues de la
Fm. d'Igualada s'han de situar almenys 31 km al
nord del nivell de referència (intersecció amb el tall
J-10). Finalment, les sals de la Fm. de Cardona se
situen entre 21 i 10 km al nord del nivell de
referència, d'acord al mapa palinspàstic als 37.2 Ma
(vegeu Fig. 74).
La rampa de bloc inferior de l'encavalcament basal
del sistema pirinenc s'ha situat coincidint amb el
límit nord de les calcàries de l'Eocè inferior, a 54
km al nord del nivell de referència. Les calcàries
restituïdes al nord d'aquest punt es troben formant
part, actualment, de la Unitat Sudpirinenca Central.
Per aquest motiu, la cobertora de les unitats del
basament restituïdes al nord d'aquest punt estarà
formada només per roques pre-Keuper, tal com
s'observa a del Cadí-Orri i a la de Rialp.
L'escurçament intern de les làmines tectòniques de
les Serres Marginals és 2 km com a mínim.
L'escurçament del mantell del Montsec està
representat pel desplaçament del mantell sobre de la
rampa de bloc inferior, donada la poca deformació
interna del mantell. El desplaçament calculat per a
l'encavalcament del Montsec en aquesta transversal
és mínim, donat que la rampa de bloc superior ha
estat erosionada. Per tant, la reconstrucció d'aquesta
s'ha de fer per mitjà de la projecció des de la zona
de la Noguera Ribagorçana on part d'aquesta rampa
aflora (vegeu Discussió de l'estructura del tall J-13;
pàg.130). L'escurçament càlculat a partir d'aquesta
reconstrucció és de 9 km, igual que en el tall J-13.
L'escurçament calculat pel mantell de Bóixols (plec
i encavalcament frontal) és de 8.4 km. Per tant,
l'escurçament total mínim calculat en aquesta
transversal és (54+2+9+8.4 km) de 73.4 km.
Comparació amb els talls publicats del perfil
ECORS
Muñoz (1992) presentà un tall àrealment compensat
i restituït a través de tota la serralada del Pirineu,
seguint la traça del perfil ECORS (vegeu els mapes
de les Figs 3 i 14, i el tall de Muñoz (1992), a la
Fig. 4). El tall de Muñoz presenta la qualitat d'estar
compensat a la vegada per a les unitats de la
cobertora i per a les del basament. La comparació
del tall geològic àrealment compensat, de Muñoz,
amb el tall geològic J-12 d'acord amb les
reconstruccions dels mapes palinspàstics és
interessant ja que tot i presentar diferències de
detall, ambdós presenten resultats globals
equivalents quant a l'escurçament (no quant a la
seva partició). Les diferències més importants entre
els dos talls són la diferent geometria profunda de
la part frontal de la Unitat Sudpirinenca Central, les
diferents interpretacions del retro-encavalcament de
Morreres i de la unitat de les Nogueres.
La solució adoptada per Muñoz al front de la Unitat
Sudpirinenca Central consisteix en una duplicació
completa de les làmines tectòniques de les Serres
Marginals. Aquesta solució es basa en les
complexes relacions de tall existents a la part
frontal de la Unitat Sudpirinenca Central,
especialment a l'oest del tall J-13 (15 km a l'oest del
tall J-12 i del perfil ECORS). Aquesta solució de
Muñoz es basa en la projecció de diferents talls
realitzats en una zona on algunes de les estructures
tenen una direcció N-S i per tant paral·leles a la
direcció del transport tectònic.
Seguint amb la interpretació presentada per Muñoz,
el retro-encavalcament de Morreres representa un
escurçament inferior als 15 km. Aquest
encavalcament situà les roques del mantell de
Bóixols per sobre de la unitat de les Nogueres.
Ambdues solucions serveixen per equilibrar el
major escurçament calculat per a les unitats de
basament en el tall de Muñoz.
En aquest treball, com ja s'ha comentat
anteriorment s'ha interpretat la unitat de les
Nogueres formant part de la gran Unitat
Sudpirinenca Central i Nogueres fins al Lutecià
(moment en què l'encavalcament basal de la unitat
de les Nogueres deixà de ser actiu). Per tant, el que
fou interpretat com la unitat de les Nogueres
inferiors (Muñoz, 1988 i 1992) s'ha interprtat en
aquest treball com la continuació oest del mantell
del Cadí (que forma part de la gran unitat del Cadí-
Orri), (vegeu Lligam amb les unitats del basament
dels talls J-3 i J-7, pàgs 64 i 97, respectivament).
Tot i amb les diferències descrites, és interessant
observar que els valors de l'escurçament total són

111
molt similars en els dos talls compensats. Per tal de conèixer l'escurçament total representat per les
estructures dirigides al sud, entre la Falla
Nordpirinenca al nord i l'avantpaís indeformat al
sud, del tall J-12 s'han d'afegir 15 km als 73.4 km
calculats en aquesta transversal. Aquests 15 km
representen la restitució de la unitat de les
Nogueres just al sud de la Falla Nordpirinenca,
seguint els càlculs de Muñoz (1992). L'escurçament
total, per tant, és (73.4+15 km) de 88.4 km, valor
molt similar als menys de 100 km de la
interpretació de Muñoz. Aquest fet suggereix que
tot i amb les diferències comentades, els resultats
d'escurçament total obtinguts pel tall J-12 estan
d'acord amb els del tall ECORS de Muñoz (1992).
Tot i que en aquest treball no s'han compensat les
unitat del basament, l'esquema del sistema
d'encavalcaments del tall J-3 (Fig. 26) també està
d'acord amb la interpretació que almenys les unitats
de les Nogueres i de l'Orri estan encavalcades per
sobre d'un nivell intracrostal situat a 15 km de
profunditat (Muñoz, 1992).

112
Fig. 61. Tall geològic J-12, paral·lel a la línia sísmica TR-1 i al sector sud del perfil de sísmica profunda de ECORS Pirineus. L'anticlinal de bloc superior de
l'encavalcament del Montsec s'ha projectat des de la transversal de la Noguera Ribagorçana. La disposició dels conglomerats de Collegats és segons Mellere (1992). Aquests
se situen a la conca de la Pobla, al sud del retro-encavalcament de Morreres, i a la conca de Senterada, al nord d'aquest. L'estructura de la zona de les Nogueres és
modificada de Séguret (1972) i Muñoz (1988 i 1992).
El tall geològic s'ha representat a la mateixa escala vertical i horitzontal. (English figure caption page 173).

113
Tall compensat J-13 (La Noguera Pallaresa)
El tall compensat i restituït J-13, de direcció N-S és
el tall més occidental presentat en aquesta memòria.
S'ha dibuixat perqué atravessa una zona amb
complexes relacions sintectòniques a la zona frontal
de la Unitat Sudpirinenca Central, mostra les
relacions sintectòniques del sinclinal d'Ager, i
mostra l'estructura del mantell del Montsec a l'oest
de l'anticlinal de Sant Corneli (acabament
occidental del mantell de Bóixols).
El tall J-13, igual que els talls J-11 i J-12 comença
al S de l'anticlinal de Barbastro-Balaguer, a
l'avantpaís indeformat i acaba al flanc N del mantell
de Bóixols. El segment nord del tall s'ha dibuixat
seguint la traça de les línies sísmiques, TR-16, T-16
i T-40. Aquestes línies corresponen a una còpia
cedida per Sánchez Ferrer l'any 1989, parcialment
interpretada. La línia sísmica T-40 està calada pel
sondeig d'Erinyà.
Avantpaís de deformat
L'estructura més meridional d'aquesta transversal és
l'anticlinal de Barbastro-Balaguer. El nucli de
l'anticlinal està format per guixos finament
estratificats que mostren una estructura diapírica
amb plecs tombats i recumbents de doble vergència
sud i nord (Muñoz, 1988). Per sobre d'aquest nivell
una alternança de margues i guixos forma la bòveda
de l'anticlinal.
Els rera-encavalcaments de Sanaüja i Cubells són la
continuació occidental de les estructures
cartografiades més a l'E (Fig. 35), on al sostre dels
guixos afloren sediments detrítics que faciliten el
reconeixement de l'estructura (vegeu el mapa de
l'anticlinal de Sanaüja, Fig. 35).
Entre el retro-encavalcament septentrional i el front
de la Unitat Sudpirinenca Central aflora una sèrie
detrítica i evaporítica amb cabussament sud.
Aquesta sèrie a la localitat de Camarasa té 700 m
de potència, es recolza discordant sobre les diverses
làmines tectòniques més meridionals de la Unitat
Sudpirinenca Central i està tallada per
l'encavalcament de Mont-roig (Fig. 62). Les
característiques d'aquesta sèrie són molt similars a
les de la unitat 2 descrita a la localitat d'Artesa del
Segre (Sáez et al., 1991), (vegeu Avantpaís
deformat del tall J-11, pàg. 99). Aquest fet permet
situar-la per sobre dels guixos de la Fm. de
Barbastro tot i que les flores de caròfites trobades
no en confirmen l'edat (Sáez et al., 1991).
Unitat Sudpirinenca Central
La Unitat Sudpirinenca Central està formada per un
conjunt de làmines tectòniques, igual que a les
transversals anteriorment descrites. De sud a nord,
les làmines tectòniques del mantell de les Serres
Marginals (Sant Llorenç de Montgai, Sant Salvador
i, Mont-roig i sinclinal d'Ager), i el mantell del
Montsec. A l'oest de la transversal del tall J-13
s'observa un gran nombre de petites làmines
tectòniques que foren interpretades com formant
part de diferents àrees paleogeogràfiques (Pocoví,
1978). Els límits de les unitats més pròximes a la
transversal del tall corresponen a encavalcaments
de direcció N-S. Alguns d'aquests canvien de
vergència al llarg del mateix encavalcament.
Aquests encavalcaments podrien interpretar-se com
rampes oblíqües-laterals (Fig. 62), (vegeu mapa
geològic de Catalunya, Losantos et al., 1989).
Làmina tectònica de Sant Llorenç de Montgai
La làmina tectònica de Sant Llorenç de Montgai
correspon a la unitat més meridional de la Unitat
Sudpirinenca Central. Tot i que no és atravessada
pel tall J-13 es descriu breument a continuació
perquè s'hi fà referència a l'hora d'explicar
l'evolució d'aquest sector frontal de la Unitat
Sudpirinenca Central.
La sèrie mesozoica de la làmina de Sant Llorenç de
Montgai està constituïda per Keuper a la base
seguit per unes margues i dolomies poc potents,
atribuïdes al Lias (Pocoví, 1978). En discordança
angular sobre els materials anteriors aflora un nivell
detrític d'argiles vermelles, localment margoses
amb intercalacions de gresos i conglomerats,
atribuït a la Fm. de Pontils (Caus, 1975). Per sobre,
aflora un paquet potent, de 450 m, de calcàries
organogèniques, massisses, rosades amb
macroforaminífers, atribuïdes al Biarritzià
(Hottinger, 1960; Caus, 1976).

114
Fig. 62. Vista oblíqua cap al NE de la part frontal de la Unitat Sudpirinenca Central a la transversal del riu
Segre on s'observa la relació entre els dipòsits sintectònics i les estructures tectòniques (Puigdefàbregas et
al., 1989). Els diferents números indiquen les edats relatives de sedimentació i de l'activitat tectònica. 1)
encavalcaments interns de les làmines tectòniques de Sant Salvador; 2) calcàries discordants de l'Eocè
mitjà; 3) conglomerats discordants de Monteró; 4) encavalcament de direcció NNE-SSW de Sant Llorenç de
Montgai; 5) sèrie detrítica de l'Eocè superior; 6) encavalcament, de direcció N-S i doble vergència, de
Monteró; i 7) encavalcament fora de seqüència de Mont-roig.
La sèrie descrita a l'apartat de l'avantpaís deformat se situa al sud de la localitat de Camarasa. (Dibuix de
C Losantos).
Làmines tectòniques de Sant Salvador
Les diferents làmines tectòniques de Sant Salvador
estan constituïdes per una sèrie estratigràfica poc
potent formada per Keuper, Cretaci superior,
Garumnià i calcàries de l'Eocè inferior. Cada
làmina encavalca lleugerament a la infrajacent i tot
el conjunt està plegat en sinclinal amb un eix
subvertical (Fortin, 1963 i Pocoví, 1978), (Fig. 62).
A l'extrem meridional del conjunt de làmines de
Sant Salvador s'observen petits afloraments de
calcàries bioclàstiques marines amb alveolines que
fossilitzen les estructures descrites de Sant
Salvador. Aquestes calcàries, atribuïdes a l'Eocè
mitjà (Lutecià superior) per Tosquella i Samsó
(com. per., 1991), afloren a la sortida nord del
poble de Camarasa a la carretera de Balaguer a
Tremp on són discordants sobre les calcàries
lacustres del Garumnià (Fig. 63).
Fig. 63. Vista del talús de la carretera de Balaguer
a Tremp a la sortida N del poble de Camarasa on
s'observen els contactes discordants de les
calcàries amb alveolines de l'Eocè mitjà (Lutecià
superior) marí sobre les calcàries lacustres de la
Fm. de Tremp (Garumnià), i dels conglomerats de
l'Eocè superior sobre les calcàries marines. Els
números corresponen als de la Fig. 62. En Josep
Anton d'escala. (Dibuix de C. Losantos).

La continuació del contacte discordant cap a l'oest
(a l'oest del riu Segre) talla a tota la sèrie
estratigràfica de la làmina superior de Sant
Salvador i l'encavalcament que la limita, al sud del
turó de Sant Salvador (Fig. 62).
Aquesta disposició de les calcàries indica que
l'estructuració de les diferents làmines tectòniques
de Sant Salvador és en part anterior al dipòsit de
l'Eocè mitjà (Lutecià superior). Els conglomerats de
l'Eocè superior(?) són discordants sobre les
calcàries de l'Eocè mitjà i sobre les làmines
tectòniques de Sant Salvador (Fig. 63), fet que
indica que l'activitat tectònica del front de la Unitat
Sudpirinenca Central està enregistrada per dipòsits
sintectònics d'edat Eocè mitjà i Eocè superior(?)-
Oligocè. També és dedueix que les calcàries de
l'Eocè mitjà són discordants sobre tota la sèrie
mesozoica i paleogèna prèvia. Així, a la làmina
tectònica de Sant Llorenç de Montgai afloren 450
m de calcàries sobre del Trias i Juràssic mentre que
a les làmines de Sant Salvador hi afloren amb pocs
metres sobre d'estructures prèvies.
Làmina de Mont-roig i sinclinal d`Ager
La unitat tectònica de Mont-roig presenta una sèrie
mesozoica molt més potent que les de les làmines
més meridionals i amb una composició diferent.
Una de les principals diferències està en la gran
potència d'evaporites del Juràssic. Per a una
descripció més detallada de la sèrie vegeu
Peybernès (1976) i Pocoví (1978).
L'encavalcament de Mont-roig té una gran
continuïtat lateral. A la transversal del tall J-13 la
geometria de rampa de bloc superior de
l'encavalcament no ha estat observada, i aquest s'ha
dibuixat amb el menor escurçament possible.
Les relacions de tall entre els sediments sintectònics
i els diferents encavalcaments de l'àrea de
Camarasa (Fig. 62) mostren una activitat fora de
seqüència de l'encavalcament de Mont-roig
(Martínez-Peña i Pocoví, 1988). Tal com es veu a
la Fig. 62, l'encavalcament de Mont-roig (número
7) talla la sèrie detrítica de l'Eocè superior (número
5) que fossilitza les làmines de Sant Salvador
(número 1).
L'encavalcament de Mont-roig continua cap a l'est
al llarg de l'encavalcament de Boada, tal com es
comenta més endavant (vegeu Serres Marginals del
tall J-14, pàg. 121).
115
La làmina de Mont-roig està constituïda per
l'anticlinal de Sant Mamet i el sinclinal d'Ager,
encavalcat pel mantell del Montsec.L'anticlinal de
Sant Mamet, presenta una forma cartogràfica de
dom, i en el seu nucli hi ha una
acumulació anòmala d'evaporites del Keuper, tot i
que no s'observen en superfície (Pocoví, 1978).
El sinclinal d'Ager, de direcció E-W, és asimètric
degut a les geometries sintectòniques que mostren
els materials del nucli del plec. En el tall s'han
representat els dipòsits de l'Eocè inferior i mitjà
(sincrònics amb l'activitat de l'encavalcament del
Montsec), d'acord amb els estudis sedimentologics
de Mutti et al. (1985; i Zamorano (1993). El flanc S
del sinclinal està format majoritàriament pels
materials de la Fm. de Tremp. Aquesta constitueix
una sèrie formada per un tram lacustre carbonàtic
inferior discordant a sobre dels dipòsits amb fauna
marina cretàcica, un tram terrigen i un altre de
carbonàtic superior (Gavaldà, 1985). Per sobre
d'aquest tram i en discordança erosiva (Mutti et al.,
1985), la seqüència d'Ager I està caracterizada per
pelites, calcàries lacustres i evaporites, que passen
cap al sostre a calcàries marines restringides. La
seqüència d'Ager II correspon a les calcàries
d'alveolines de l'Ilerdià, situades en onlap a sobre
de l'anterior. Al llarg de la sèrie hi ha nombroses
intercalacions de conglomerats formats per còdols
del mantell de Montsec (Mutti et al., 1985).
En el flanc N del sinclinal, la seqüència d'Ager es
disposa discordant a sobre dels termes inferiors de
la Fm. de Tremp.
Discordant a sobre de la seqüència d'Ager, la
seqüència de Fígols mostra una discordança
progressiva que afecta tota la seqüència, tant en el
flanc N del sinclinal d'Ager (moviment de
l'encavalcament de Montsec, que també és indicat
pels olistòlits i blocs de calcàries mesozoiques i
paleocenes intercalades) com en el flanc S. Una
vegada més la geometria de tascó obert cap al nord,
dels materials eocens dels flanc S del sinclinal
d'Ager (Mutti et al., 1985; i Zamorano, 1993)
indica el creixement sincrònic del dom de Sant
Mamet.
En el flanc N del sinclinal, la base de les calcàries
inferiors de la Fm. de Tremp encavalca, cap al
nord, les calcàries detrítiques de l'Eocè inferior
(Muñoz, 1988) com pot observar-se a la Fig. 64. Es
tracta doncs d'un retro-encavalcament en el bloc
inferior de l'encavalcament del Montsec.

Fig. 64. A la carretera de Balaguer a Tremp, les
calcàries lacustres de la part inferior de la Fm. de
Tremp del flanc nord del sinclinal d'Ager,
encavalquen les calcàries detrítiques de l'Eocè
inferior mitjançant un encavalcament amb
vergència N, paral·lel a les capes del bloc superior.
(Dibuix de C. Losantos).
Les línies sísmiques TR-16 i T-16 mostren
clarament les rampes de bloc inferior dels
encavalcaments Sudpirinenc (inferior de la Unitat
Sudpirinenca Central) i del Montsec. Ambdós
mostren un cabussament nord de 20 0 , tal com s'ha
dibuixat al tall geològic.
Mantell del Montsec
L'estructura general del mantell del Montsec és la
del sinclinal de Tremp, molt ampli i suau a la
transversal del tall. El flanc sud del sinclinal es
formà per sobre de la rampa de bloc inferior de
l'encavalcament del Montsec. El flanc nord es
formà degut a l'apilament d'unitats de roques del
basament per sota seu. El sinclinal és assimètric,
degut principalment a la diferent potència de la
sèrie mesozoica de cada flanc.
Tal com s'ha dit anteriorment, l'encavalcament del
Montsec s'ha dibuixat amb una inclinació de 20-
25 0 deduït a partir de les dades de camp així com
de les línies sísmiques TR-16 i T-16. Una de les
característiques més importants de la línia sísmica
T-40 és la bona continuïtat dels reflectors atribuïts a
les calcàries i dolomies del Juràssic (control pel
sondeig d'Erinyà; Lanaja, 1987). Aquests reflectors
dibuixen la base del sinclinal de Tremp i estan
tallats per un encavalcament de petit salt a la
xarnera del sinclinal.
A l'acabament nord del flanc septentrional del
sinclinal, les calcàries del Cretaci inferior es posen
116
en contacte amb els guixos del Keuper que afloren
al voltant del poble de Senterada. El contacte entre
els guixos i les calcàries s'ha interpretat com un
encavalcament amb vergència sud que encavalcà
els guixos sobre les calcàries, de la mateixa forma
que s'ha interpretat en el tall J-12 (vegeu
L'encavalcament de Morreres, pàg.121).
Sota de l'encavalcament del Montsec aflora una
petita làmina tectònica en posició invertida,
constituïda per Cretaci superior, que s'ha interpretat
com un segment de l'avantflanc de l'anticlinal
frontal del Montsec.
Discusió de l´estructura
L'estructura es comenta en 3 diferents apartats: 1)
interpretació del límit S de la làmina tectònica de
Mont-roig; 2) estructura frontal del mantell del
Montsec, basat en les dades de la zona de la
Noguera Ribagorçana; i 3) continuació W del
mantell de Bóixols.
1) La restitució de la part més meridional de les
Serres Marginals s'ha fet d'acord amb les
reconstruccions de Peybernès (1976) i Pocoví
(1978). Aquests autors proposen l'existència d'un
marge de conca durant el mesozoic coincident amb
l'encavalcament de Mont-roig.
La reconstrucció de la Fig. 65, mostra el Cretaci
superior discordant per sobre d'una potent sèrie
juràssica amb gran contingut d'evaporites (Ortí,
1987), restringides al bloc superior de
l'encavalcament de Mont-roig (Pocoví, 1978). El
marge meridional de la conca mesozoica s'ha
dibuixat flexionat tot i que pot correspondre a una
falla extensional invertida com encavalcament. La
inversió del marge de la conca mesozoica va formar
un relleu important (inversió del relleu) que va
limitar l'extensió cap al nord de les calcàries de
l'Eocè mitjà, dins del mantell de les Serres
Marginals.
L'estructura del front de la Unitat Sudpirinenca
Central s'ha interpretat d'acord amb aquesta
reconstrucció. Les làmines tectòniques de Sant
Salvador estan fossilitzades per les calcàries de
l'Eocè mitjà i tot el conjunt està tallat per
l'encavalcament Sudpirinenc. Aquest és cec a la
transversal del tall i està fossilitzat per la base de la
sèrie detrítica de l'Eocè superior(?)-Oligocè
inferior.
2) L'avaluació de l'escurçament de l'encavalcament
del Montsec depèn d'on es col·loquin les

corresponents rampes de bloc inferior (soterrada) i
superior (erosionada).
Així, a partir dels talls geològics, Séguret (1972)
calcula 3-4 km d'escurçament, Garrido-Megías
(1973) dedueix un escurçament elevat a base de
col·locar la rampa de bloc inferior situada molt al
N. El valor supera els 25 km. Amb posterioritat a
aquests treballs, el control sísmic de la rampa de
bloc inferior ha permès el càlcul del valor mínim de
l'escurçament. Així Williams (1985) dóna un valor
entre 5 i 7 km, Cámara i Klimowitz (1985) donen
6.5 km i Muñoz (1988; 1992) dóna un
desplaçament mínim de 10 km per a la mateixa
estructura.
La interpretació de l'estructura frontal del mantell
del Montsec pot efectuar-se a partir de la
cartografia del sector situat entre els rius Noguera
Pallaresa i Noguera Ribagorçana. Així, l'anticlinal
de Montfalcó (Rosell i Llompart, 1988) situat al
full de Benabarre (Alvarado et al., 1958) s'ha
interpretat com l'anticlinal de rampa de bloc
superior de l'encavalcament del Montsec (Alvarado
et al., 1958; Séguret, 1972; i Garrido-Megías,
1973). Aquest anticlinal que a la zona del Noguera
Ribagorçana és apretat i vertical, amb lleugera
vergència S, mostra una bona continuïtat lateral. La
projecció de l'anticlinal en els talls J-11, J-12 i J-13
ha permès situar-hi la rampa de bloc superior de
l'encavalcament del Montsec.
3) Una característica important del tall J-13 és la
poca potència dels materials del Cretaci inferior i la
inexistència del mantell de Bóixols. En canvi, es va
dipositar una gran potència de Cretaci superior a
l'acabament W de l'anticlinal de Sant Corneli (Simó
i Puigdefàbregas, 1985), tal com s'observa en el
mapa geològic de Catalunya (Losantos et al., 1989).
L'encavalcament situat a la xarnera del sinclinal de
Tremp (Fig. 66), que afecta la part inferior de la
sèrie mesozoica se situa en continuïtat amb la traça
axial de l'anticlinal de Bóixols. Tot i així, la poca
importància del salt d'aquest encavalcament junt
amb la poca o nula variació de les sèries a banda i
banda de l'encavalcament suggereixen que aquest
podria ser l'esmortiment W de l'estructura de
Bóixols.Simó (1985), però, contínua la traça de
l'anticlinal de Sant Corneli, en profunditat, fins a
l'W de la Noguera Ribagorçana on canvia a una
direcció N-S. En la transversal de la Noguera
Ribagorçana, Simó realitza un tall geològic amb
l'ajuda dels sondeigs de Tamurcia, Cajigar i
Monesma. Hi dibuixa l'anticlinal de Sant Corneli en
117
la vertical del sondeig de Cajigar, fossilitzat pels
sediments de la Fm. d'Areny.
L'existència del mantell del Turbón (Souquet i
Déramond, 1989; Specht et al., 1991; entre
d'altres), equivalent al de Bóixols, a la Noguera
Ribagorçana indicaria una disposició discontinua
de les conques del Cretaci inferior i no una gran
conca contínua com suposava Simó, comú per altra
banda de les conques de rift (per. ex. Kusznir i
Ziegler, 1992).
Tall restituït J-13 i reconstrucció a partir dels
mapes palinspàstics
El tall geològic compensat J-13 s'ha restituït a partir
de les capes subhoritzontals del flanc sud de
l'anticlinal de Barbastro-Balaguer (Fig. 66). Igual
que en els altres talls, s'han utilitzat 3 nivells de
referència horitzontal per desplegar el tall, que de S
a N són: les sals i guixos de la Fm. de Cardona
(Priabonià inferior), el sostre de la Fm. de Tremp
(Paleocè) i la base de la seqüència de Santa Fe
(Cenomanià superior).
El tall restituït J-13 s'ha dibuixat a partir de dos
conjunts de dades diferents. Per una banda, la
informació proporcionada per la geologia de
superfície i de subsòl ha permès reconstruir la
geometria de les unitats encavalcants i de la conca
d'avantpaís deformada. Per altra, la consideració
dels mapes palinspàstics ha estat indispensable per
a restituir l'avantpaís autòcton sota de la Unitat
Sudpirinenca Central. Al mateix temps, tal com es
comenta més endavant, els sediments sintectònics
relacionats amb el front de la Unitat Sudpirinenca
Central enregistren l'evolució de l'Eocè terminal i
l'Oligocè inferior mentre que els sediments
localitzats al sinclinal d'Ager i a les làmines
tectòniques de les Serres Marginals, enregistren
l'activitat durant l'Eocè inferior i part de l'Eocè
mitjà. En el tall J-13, per tant, hi ha una manca de
registre de la deformació durant bona part de l'Eocè
mitjà i superior.De forma similar al tall J-12, les
calcàries de l'Eocè inferior de l'avantpaís autòcton
es poden continuar sota de la Unitat Sudpirinenca
Central fins 54 km al nord de la posició actual de la
traça de l'encavalcament Sudpirinenc (vegeu Mapa
palinspàstic 55-51 Ma, Fig. 72). Per sobre
d'aquestes calcàries de l'Eocè inferior hi poden
haver calcàries de l'Eocè mitjà al nord (equivalents
a les calcàries que afloren a les làmines tectòniques
més meridionals de la Unitat Sudpirinenca Central)
i margues al sud. Les margues de la Fm. d'Igualada
s'han de situar almenys 31 km al nord del mateix
nivell de referència. Aquest punt ha d'estar al nord

de la intersecció entre els talls geològics J-12 i J-10,
situat a 20 km a l'est. finalment, les sals de la Fm.
de Cardona se situen entre 21 i 10 km al nord del
nivell de referència, deduït a partir del mapa
palinspàstic als 37.2 Ma (vegeu Fig. 74).
Els límits de les sals de la Fm. de Cardona a
l'avantpaís podrien controlar la geometria de
l'encavalcament Sudpirinenc. De fet, el punt
inferior de la rampa de bloc inferior d'aquest
encavalcament se situa pròxim al límit sud de la
conca salina i podria coincidir amb la part marginal
d'aquesta.
Escurçament
Els valors d'escurçament d'aquesta transversal són
molt similars que els del tall J-12. L'escurçament de
l'anticlinal de Barbastro-Balaguer i retroencavalcaments
de Cubells és d'uns 2 km. El punt
de tall entre les calcàries de l'Eocè inferior de
118
l'avantpaís autòcton i l'encavalcament Sudpirinenc
se situa a 54 km al nord de la traça actual de
l'encavalcament. La deformació interna del mantell
de les Serres Marginals és de 3.8 km.
L'escurçament del mantell del Montsec és de 10
km. Per tant, l'escurçament total és (2+54+3.8+10)
de 69.8 km, valor idèntic a la diferència entre les
distàncies A-B dels talls deformat i restituït.
Datació de les estructures i velocitat
d'escurçament
En aquestes transversals de la zona frontal de la
Unitat Sudpirinenca Central és difícil de fer un
càlcul acurat de la velocitat de l'escurçament degut
a l'escassesa de dades comprovables del valor de
l'escurçament i de la datació d'aquest.
Fig. 65. Reconstrucció esquemàtica del marge S de la conca mesozoica a les Serres Marginals, basat en
Peybernès (1976) i Pocoví (1978). La inversió del marge crea una inversió del relleu que constitueix el límit
N de la plataforma calcària durant l'Eocè mitjà. Aquestes calcàries recobreixen en discordança a les
làmines tectòniques de Sant Salvador i formen una sèrie potent a la làmina tectònica de Sant Llorenç de
Montgai.

119
Fig. 66. Tall compensat i restituït J-13. Per a la construcció del tall s'han utilitzat les següents columnes i sondeigs. El sondeig d'Asentiu, d'investigació de potasses (op.:
UERT, S, 1974). La columna de Camarasa es basa en Sáez et al., (1991). Les columnes de Sant Salvador i Mont-roig són de Pocoví (1978) i la de la Fm. de Tremp es basa en
Gavaldà (1985) i Masriera et Ullastre (1990). La columna de l'Eocè del sinclinal d'Ager és de Mutti et al. (1988). La columna del vessant sud de la serra del Montsec es basa
en Fauré (1984), i Garrido-Megías (1972), corresponent la part de la Fm. de Tremp a Cuevas i Mercadé (1989). L'Eocè de la conca de Tremp es basa en Fonnesu (1984). La
columna del flanc nord del sinclinal de Tremp és de Garrido-Megías (1973). El sondeig d'Erinyà (op.: ENPASA, 1970) es basa en Lanaja (1987). Els talls compensat i
restituït s'han representat a la mateixa escala vertical i horitzontal. (English figure caption page 174).

120
Tall geològic J-14 (E-W, Artesa del Segre-Sant Jordi)
Aquest tall s'ha dibuixat per calcular l'escurçament
representat per les estructures de direcció N-S que
afloren a l'extrem SE de la Unitat Sudpirinenca
Central. El tall està lleugerament modificat de
Pocoví (1978). El tall té una direcció E-W,
perpendicular a la direcció de les estructures i a la
direcció del transport tectònic.
L'avantpaís
L'avantpaís s'ha dibuixat a partir de la informació
dels talls J-11, J-12 i J-13 amb els que s'intersecta.
La sèrie d'avantpaís consta d'una successió
paleocena i eocena marina que arriba a les margues
de la Fm. d'Igualada. La sèrie continental comença
amb els guixos de la Fm. de Barbastro i continua
amb els materials fluvials i lacustres de la Fm. de
Solsona. El sentit progradant dels materials de la
Fm. de Solsona als de la de Barbastro s'ha dibuixat
a partir de les dades regionals (Sáez et al., 1991; i
Martínez-Peña i Pocoví, 1988) i del que s'observa a
la cartografia geològica en el flanc sud de
l'anticlinor de Sanaüja.
Serres Marginals sinclinals de Sant Jordi i
Boada
L'estratigrafia de la sèrie mesozoica de l'extremitat
oriental de la Unitat Sudpirinenca Central mostra
una geometria de tascó que s'aprima cap a l'E o
zona més externa (Pocoví, 1978). L'encavalcament
de la unitat de Boada representa una estructura
important, ja que limita dues àrees amb
estratigrafies i potències diferents. A l'E de
l'encavalcament no afloren materials juràssics i els
del Cretaci superior es recolzen discordantment
sobre del Keuper.
L'estructura a l'oest de l'encavalcament de Boada
està formada per un conjunt de plecs, de direcció
general N-S, desenganxats per sobre del Trias. A
l'oest, l'anticlinal del Segre està poc marcat entre les
serres de Sant Jordi i del Mont-roig. A l'est, els
sinclinals de Sant Jordi i de Boada estan separats
per un anticlinal apretat i tallat per petits
encavalcaments. Aquest conjunt de plecs forma una
sola làmina tectònica en què els canvis majors de
l'estratigrafia es donen al nivell dels materials
juràssics. Els sinclinals de Sant Jordi i de Boada
estan tallats al nord per l'encavalcament d'Alòs,
continuació SW del de Montargull. La continuació
al nord de la part occidental de la làmina tectònica
enllaça amb el flanc sud de l'anticlinal de Sant
Mamet (vegeu el tall geològic J-13, Fig. 66).
Làmines de Rubió i Montsonís
Les làmines tectòniques de Rubió i Montsonís
presenten una estructura sinclinal amb la traça de
direcció N-S. Estan constituïdes per una sèrie
estratigràfica poc potent i formada per Keuper,
Cretaci superior discordant, Garumnià i calcàries de
l'Eocè inferior (Pocoví, 1978). La làmina de Rubió
mostra dipòsits de l'Eocè superior (Sáez et al.,
1991) discordants i en onlap a ambdós flancs del
sinclinal. L'encavalcament de Montsonís cabussa al
NW i està fossilitzat per una sèrie de conglomerats.
Aquesta estructura ha estat descrita al tall J-12
(vegeu Estructura de l'avantpaís del tall J-12;
pàg.119).
Làmina d'Artesa del Segre
Les roques del Keuper i Juràssic que afloren a la
serra de Castellot, sobre del poble d'Artesa del
Segre, constitueixen els afloraments més
meridionals i orientals de la Unitat Sudpirinenca
Central. Es interessant observar que els afloraments
situats a l'extrem est de la làmina tectònica estan
formats només per argiles i guixos del Keuper
situats entre conglomerats terciaris (vegeu el mapa
geològic d'Artesa del Segre, Fig. 54).
Escurçament
Com que el conjunt de plecs i encavalcaments de
l'acabament SE de la Unitat Sudpirinenca Central
tenen una direcció N-S, el càlcul de l'escurçament
s'ha realitzat en la direcció E-W. El punt d'estaca
s'ha situat a la intersecció amb el tall J-13, a
l'extrem oest del tall. Des d'aquest punt fins a la
traça de l'encavalcament de Montsonís s'han
calculat 3.5 km d'escurçament. Aquest valor és
mínim ja que hi ha d'altres estructures a l'oest del
tall que mostren una certa component
d'escurçament E-W i que no s'han utilitzat pel
càlcul de l'escurçament.
Discussió de l'estructura
Dos problemes s'analitzen en aquest apartat. Per
una banda, la connexió entre la làmina tectònica

d'Artesa del Segre amb el conjunt de la Unitat
Sudpirinenca Central. Per una altra banda, es
discuteix l'estructura de l'acabament oriental de la
Unitat Sudpirinenca Central i el lligam amb
l'anticlinal de Sant Mamet.
La connexió entre els encavalcaments d'Artesa del
Segre i el de Montsonís s'ha dibuixat en l'aire, a la
transversal del tall J-14 (Fig. 67), d'acord amb la
disposició dels seus cabussaments. Així,
l'encavalcament Sudpirinenc estaria erosionat i la
traça d'aquest se situaria al nord i fossilitzada pels
dipòsits de la unitat 2 d'Artesa (vegeu el mapa
geològic d'Artesa del Segre, Fig. 54).
El conjunt de plecs situats a l'oest de
l'encavalcament de Boada s'han interpretat com
formant part d'una gran unitat tectònica que
englobaria a l'anticlinal de Sant Mamet.
L'encavalcament de Montargull-Alòs té una edat
similar a la de l'encavalcament fora de seqüència de
Mont-roig (vegeu Làmina de Mont-roig-sinclinal
d'Ager del tall J-13, ja que talla a tota la sèrie
conglomeràtica de l'avantpaís. Així doncs,
l'encavalcament de Mont-roig, Alòs i Montargull
mostren una reactivació tardana i amb una
continuïtat lateral de més de 50 km (Meigs et al.,
1992). Aquesta reactivació fou posterior al
bloqueig de l'encavalcament Sudpirinenc al flanc
121
nord dels anticlinoris de Sanaüja i de Barbastro-
Balaguer.
Pocoví (1978) interpretà aquestes estructures de
direcció N-S com el resultat de l'expulsió cap a l'est
del bloc SE de l'encavalcament de direcció senestra
de Montargull. Donada la importància de
l'escurçament en sentit E-W representat per
aquestes estructures s'ha optat per una interpretació
més regional. Aquestes s'haurien format durant el
transport continu de la Unitat Sudpirinenca Central
cap al sud, d'acord amb la idea de Séguret (1972).
Un escurçament perpendicular a la direcció del
transport tectònic és una característica comuna de
les zones de rampes oblíqües. Els models
experimentals a escala (Colletta et al., 1991, i
Wilkerson et al., 1992) així com els models
analítics (Apotria et al., 1992) mostren els mateixos
resultats.
La restitució dels 3.5 km en el mapa palinspàstic
(vegeu Mapa palinspàstic 55-51 Ma, Fig. 72) és
molt interessant ja que situa l'encavalcament
oriental de la Unitat Sudpirinenca Central 3.5 km a
l'est de la posició restituïda corresponent als límits
erosius-plegats actuals. Aquest resultat està d'acord
amb la idea que el mantell de les Serres Marginals
fou més extens a l'inici del seu transport al sud.

122
Fig. 67. Tall geològic J-14 a través de la terminació oriental de la Unitat Sudpirinenca Central. Aquesta
mostra un conjunt de plecs i encavalcaments de direcció N-S, paral·lels a la direcció del transport tectònic.
El sector del tall a l'oest de l'encavalcament de Montsonís està lleugerament modificat de Pocoví (1978). El
punt d'estaca A per calcular l'escurçament del tall s'ha situat a la intersecció amb el tall J-13. (esp) és
l'encavalcament Sudpirinenc. El tall geològic s´ha representat ala mateixa escala (vertical i horitzontal.
(English figure caption page 175).

123
Tall geològic J-15 (Port del Comte)
El tall J-15, de direcció general E-W, s'ha dibuixat
per diverses raons. Per una banda representa un tall
de síntesi fet a partir de les interseccions amb un
gran nombre de tall de direcció N-S (des del J-3 a
l'est al J-11 a l'oest), en una zona on la informació
de subsòl és escassa. Per altra banda, el tall
atravessa el mantell del Port del Comte, situat en
una posició topogràfica molt alta (de fet representa
la màxima alçada de la zona frontal pirinenca
estudiada).
El tall es recolza a l'extrem occidental amb la línia
sísmica TR-62 (op., Eniepsa, 1982).
L'estructura superficial del tall J-15 ha estat
explicada en els talls que la intersecten (J-3, J-5, J-
6, J-7, J-8 i J-11). Els següents apartats comenten la
interpretació dels anticlinals d'Oliana i de Puig-reig,
el mantell del Port del Comte (vegeu també Mantell
del Port del Comte del tall J-5, 73, i la interpretació
de l'estructura actual del mantell del Port del Comte
i del segment nord del límit entre el Pirineu oriental
i el Pirineu central. El tall geològic J-15 (Fig. 70)
serveix de suport per aquests apartats.
Interpretació de l'estructura profunda dels
anticlinals d'Oliana i de Puig-reig
Els anticlinals d'Oliana (vegeu els talls J-7 i J-8,
Figs 49 i 50, respectivament) i de Puig-reig (vegeu
els talls J-3 i J-5, Figs 27 i 33, respectivament),
formats per sobre de rampes de bloc inferior en el
marge nord de la conca evaporítica de Cardona
(Vergés et al., 1992) són una única estructura tot i
que presenten orientacions diferents. La
interpretació estructural del conjunt suggereix que
les estructures es continuen en profunditat sota dels
conglomerats més alts de la Fm. de Solsona que
recobreixen la zona d'unió d'ambdós anticlinals.
Per tal d'aclarir la geometria profunda dels
anticlinals s'ha dibuixat un mapa estructural de
subsòl. Aquest mapa és un complement del bloc
diagrama del marge oriental de la Unitat Sud-
pirinenca Central del tall J-11 (vegeu Fig. 59).
L'escurçament de l'anticlinal d'Oliana i de Puig-reig
és 0 km a 33 km al ESE de la intersecció amb el tall
J-3, augmenta a 2-3 km al tall J-3, és com a màxim
7 km al tall J-5 i 10 km al tall J-6 i té el màxim al
tall J-7 amb 14 km.
la línia de contorn meridional del dúplex d'Oliana
(punt b de la Fig. 68) marca l'extensió màxima de la
làmina superior del dúplex, representada amb una
trama de punts. Aquesta làmina està limitada per
l'encavalcament Sudpirinenc a l'oest i al nord (punt
a de la Fig. 68). La restitució de les sals de la Fm.
de Cardona i de les margues de la Fm. d'Igualada
s'han fet d'acord als valors descurçament calculats
en els talls geològics. Els dos límits restituïts són
subparal·lels i tenen una direcció ESE-WNW. El
límit nord de les sals de la Fm. de Cardona
coincideix amb la posició de la rampa del bloc
inferior de l'encavalcament basal pirinenc (Vergés
et al., 1992). Entre la direcció ESE-WNW d'aquesta
rampa i la direcció NE-SW de l'anticlinal d'Oliana
en superfície hi ha un angle d'uns 40 0 , fet que està
d'acord amb els 35 0 de rotació antihorària obtinguts
a ambdós flancs de l'anticlinal d'Oliana (Burbank et
al., 1992a i Dinarès et al., 1992) i amb la rotació de
menor importància del sinclinal de Busa (Keller,
1992).
Per tant, l'anticlinal d'Oliana representa la
continuació del de Puig-reig. L'anticlinal es formà
inicialment amb una direcció aproximada ESE-
WNW, paral·lela a la de l'anticlinal de Puig-reig i
girà en sentit antihorari durant el seu creixement
fins arribar als 35 0 de gir al final de l'evolució.
Aquest gir de l'anticlinal s'efectuà durant l'avanç
cap al sud de la Unitat Sud-pirinenca Central. La
rampa del bloc inferior de l'encavalcament
Sudpirinenc que talla a la làmina tectònica superior
del dúplex d'Oliana del tall J-15 fou una estructura
formada a l'inici de l'evolució del dúplex,
posteriorment transportada de forma passiva per
sobre de l'encavalcament inferior del dúplex (vegeu
també el bloc diagrama del marge oriental de la
Unitat Sud-pirinenca Central, Fig. 59 i el mapa de
subsòl de la Fig. 68).

124
Fig. 68. Esquema estructural de subsòl, a escala, dels anticlinals d'Oliana i de Puig-reig formats per una
estructura dúplex per sobre d'una rampa de bloc inferior formada al marge nord de la conca de les sals de
la Fm. de Cardona. L'escurçament relacionat amb l'anticlinal augmenta des de zero, a 33 km al ESE de la
intersecció amb el tall J-3 fins a 14 km a l'extrem occidental de l'anticlinal, en el punt de tall inferior de
l'encavalcament Sudpirinenc. El nivell de referència correspon a la traça actual dels encavalcaments de
Vallfogona al Pirineu oriental i de l'encavalcament Sudpirinenc al Pirineu central. L'àrea tramada
correspon a la làmina tectònica superior del dúplex, encavalcada per sobre de l'autòcton (vegeu el bloc
diagrama de la Fig. 59 com a complement).
La posició actual de la rampa de bloc inferior de l'encavalcament Sudpirinenc (a) forma el límit oest i nord
de la làmina tectònica superior del dúplex d'Oliana i de Puig-reig. La línia de contorn (b) limita la làmina
tectònica superior del dúplex pel sud. Aquesta entronca amb l'encavalcament Sudpirinenc (d). També s'han
dibuixat els límits septentrionals restituïts de les sals de la Fm. de Cardona i de les margues de la Fm.
d'igualada. A l'extrem occidental de l'esquema s'ha dibuixat la rampa de bloc inferior de l'encavalcament
Sudpirinenc en tallar a les sals de la Fm. de Cardona, tal com s'observa al tall geològic J-10 (vegeu Fig.
53).

Mantell del Port del Comte
El mantell del Port del Comte forma part del
mantell del Cadí, tal com s'ha indicat anteriorment
(vegeu Mantell del Port del Comte del tall J-5, pàg
73. En el tall J-15, aquest mantell mostra una
disposició subhoritzontal de conjunt. Aquesta es
pot deduir de la cartografia geològica (Guerin-
Desjardins i Latreille, 1962) i del tall geològic J-15
(Fig. 70). L'extrem oest del mantell queda
fossilitzat sota dels conglomerats més alts de la
zona d'Oliana, que corresponen a la unitat 4
(Vergés, 1992). A l'est, a la vall del Cardener, les
calcàries de l'Eocè inferior encavalquen els guixos,
margues i gresos fins de la Fm. de Beuda-
Vallfogona del mantell del Cadí (Vergés i
Martínez, 1989), (Fig. 70).
La sèrie del mantell del Cadí (Fms de Beuda-
Vallfogona, Coubet i Bellmunt) està encavalcada
pel mantell inferior del Pedraforca. Tot el conjunt
esmentat cabussa cap a l'est. Aquest fet junt amb les
dades subministrades per la intersecció amb el tall
J-3 suggereix l'existència d'una rampa de bloc
inferior que correspon a l'encavalcament de
Vallfogona. Aquesta rampa formada als
conglomerats de la Fm. de Solsona de l'avantpaís té
la mateixa edat de formació que la que aflora a la
vall del riu Segre al bloc inferior de
l'encavalcament del Segre. S'ha de tenir en compte
que durant l'Eocè terminal l'encavalcament de
Vallfogona s'entroncava amb el del Segre, part de
l'encavalcament Sudpirinenc (Fig. 70).
Per tant, el mantell del Port del Comte se situa
sobre del replà límitat per les dues rampes de bloc
inferior. La del Cardener a l'est i la del Segre a
l'oest. S'ha de resaltar que els conglomerats situats
sota del mantell del Port del Comte tenen un
composició axial i procedència nord.
Interpretació de l'estructura tardana del mantell
del Port del Comte i del límit nord entre el
Pirineu oriental i el central
Per anàlitzar l'estructura tardana del mantell del
Port del Comte i la del seu límit oest s'han de tenir
en compte les relacions cartogràfiques entre els
diferents encavalcaments i plecs de la zona, però
també la relació temporal entre aquests.
L'encavalcament del Port del Comte mostra
diferents relacions de tall amb els altres
encavalcaments de l'àrea. Al seu extrem oest,
marcat amb el punt 1 a la Fig. 69, perd importància
i està recobert per conglomerats que corresponen a
la unitat 4 de la zona d'Oliana. Cap a l'est talla als
conglomerats més alts de l'avantpaís sota del Puig
125
Sobirà. L'encavalcament mostra una inclinació
aparent cap a l'oest (punt 2). Més a l'est talla
l'encavalcament de Vallfogona i a tota la sèrie
eocena que aflora al seu bloc inferior (punt 3). Al
vessant occidental de la vall del riu Cardener canvia
a una direcció NNW-SSE i passa a anomenar-se
encavalcament del Cardener. Aquest perd
importància i desapareix al voltant del punt 4.
Pel que s'acaba de dir, els encavalcaments del Port
del Comte i del Cardener tenen una activitat
limitada entre els punts 1 i 4 i a més tenen una edat
tardana respecte a les altres estructures ja que tallen
als conglomerats més alts de l'avantpaís. Però, ¿què
motivà aquest moviment i quan es produí?. El que
s'ha fet per contestar a la pregunta ha estat avaluar
l'escurçament representat pels plecs interns del
mantell i pel salt de l'encavalcament del Port del
Comte quan talla als conglomerats més alts. Aquest
valor és d'uns 2 km, en la direcció NW-SE,
perpendicular a la dels plecs i a la de
l'encavalcament de l'Alzina que forma el límit
occidental del mantell. Aquest valor d'escurçament
es pot descomposar en 1.4 km, en la direcció E-W,
i en 1.5 km en la N-S. Al bloc occidental de
l'encavalcament de l'Alzina, els 2 km d'escurçament
en la direcció perpendicular a l'encavalcament es
descomposa en 1.8 km d'escurçament paral·lel a
l'encavalcament i en 2.7 km en la direcció N-S (Fig.
69). La component de l'escurçament paral·lela a
l'encavalcament de l'Alzina (1.8 km) provocà un
moviment senestra del bloc occidental respecte del
bloc del Port del Comte.
Els 2.7 km d'escurçament en la direcció N-S és un
valor molt pròxim a l'escurçament corresponent a
les estructures meridionals de l'avantpaís a la
transversal del tall J-7 (sin- i post-unitat 4 de la
zona d'Oliana), (vegeu Escurçament del tall J-7;
pàg. 92). Per altra banda, però, la continuació cap al
sud de l'encavalcament de l'Alzina entronca amb
l'encavalcament del Segre que està fossilitzat al
flanc nord de l'anticlinal d'Oliana on el
conglomerats de la unitat 4 recobreixen totes les
estructures (vegeu Mapa geològic de l'anticlinal
d'Oliana del tall J-7, Fig. 39).
D'acord amb totes aquestes dades, l'estructura del
Port del Comte fou conseqüència d'un moviment
cap al sud del bloc NW de l'encavalcament de
l'Alzina (sector nord de la Unitat Sudpirinenca
Central) a cavall de l'anticlinal d'Oliana
sincrònicament a la deformació més moderna a
l'avantpaís. Aquest moviment és compatible també
amb l'escurçament diferencial calculat per a
l'anticlinal d'Oliana i de Puig-reig. Durant el
moviment cap al sud del bloc occidental de

l'encavalcament de l'Alzina es produí l'expulsió cap
al SE del bloc del Port del Comte deformant-lo per
plecs i encavalcant-lo per sobre dels conglomerats
més moderns de l'avantpaís.
L'edat d'aquesta deformació fou Oligocè inferior,
d'acord amb la datació dels materials més moderns
d'aquesta transversal del Pirineu (vegeu
sedimentació fluvial sintectònica del tall J-7, pàg.
95).
Es interessant notar que l'encavalcament de l'Alzina
correspon a l'encavalcament de Bóixols al nord i al
126
del Montsec al sud i, per tant, entroncat a
l'encavalcament inferior de la Unitat Sudpirinenca
Central. Aquest encavalcament inferior és molt
superficial a la transversal del tall J-5 (Fig. 33).
Fig. 69. Interpretació de l'estructura tardana del mantell del Port del Comte i del límit nord entre el Pirineu
oriental i el central. Els límits del mantell del Port del Comte s'han dibuixat d'acord amb la Fig. 30.
L'acabament SW de l'encavalcament del Segre s'ha dibuixat d'acord al mapa de l'anticlinal d'Oliana de la
Fig. 39. El desplaçament cap al sud de la Unitat Sudpirinenca Central a cavall de l'anticlinal d'Oliana, al
Pirineu central, plegà al mantell del Port del Comte i l'expulsà cap al SE. Aquest moviment d'expulsió formà
els encavalcaments del Cardener al límit oriental i l'encavalcament del Port del Comte al límit sud, amb una
extensió limitada entre els punts 1 i 4. L'encavalcament del Port del Comte talla a l'encavalcament de
Vallfogona (punt 3) i encavalca als materials més moderns de l'avantpaís (punt 2). El bloc occidental de
l'encavalcament de l'Alzina té un moviment senestre respecte del bloc del Port del Comte. L'escala dels
diagrames de descomposició vectorial es doble de la del mapa.

127
Fig. 70. Tall geològic J-15. La línia sísmica TR-62 (op., Eniepsa, 1982) cobreix la part més occidental del tall. La geologia profunda del sector oriental i central del tall s'ha
dibuixat d'acord amb les interseccions dels talls geològics de direcció N-S. El mantell del Port del Comte, de gruix reduït, se situa en una posició topogràfica més alta que la
dels mantells del Pedraforca i del Cadí a l'est i, dels del Montsec i de les Serres Marginals a l'oest. Aquest se situa en un replà aparent de direcció E-W entre dues rampes de
bloc inferior amb cabussament oposat. La de l'encavalcament de Vallfogona, sota del Cardener i la de l'encavalcament Sudpirinenc, sota del riu Segre. El tall geològic s'ha
representat a la mateixa escala vertical i horitzontal. (English figure caption page 175).

128
Discussió i conclusions Conclusions
La discussió i les conclusions obtingudes de l'estudi tectònic del vessant sud del Pirineu oriental i central s'ha
separat en tres apartats: 1) els mapes palinspàstics que presenten una evolució regional del conjunt, 2) el
marge oriental dels mantells del Pedraforca i de la Unitat Sudpirinenca Central, que presenta una
interpretació d'acord amb totes les dades presentades i permet lligar el Pirineu oriental i el central, i 3) el
lligam amb la tectònica de plaques que presenta unes conclusions més globals.
Mapes palinspàstics
Els mapes palinspàstics que es presenten a continuació s'han dibuixat a partir de les dades obtingudes de
l'anàlisi dels talls geològics. Els mapes s'han anat dibuixant al mateix temps que es dibuixaven els talls.
D'aquesta forma la restitució dels talls i mapes representa una restitució en 3 dimensions. Per construir els
mapes s'ha utilitzat informació addicional principalment de l'anàlisi de les conques sedimentàries i del
paleomagnetisme. Tal com es comenta a cada mapa, els valors utilitzats sós els de l'escurçament per col·locar
el punt septentrional de les unitats al·lòctones sudpirinenques. La situació de la traça dels encavalcaments
s'ha utilitzat el valor de la translació sobre els materials infrajacents. L'amplada de les unitats transportades
cap al sud pel sistema d'encavalcaments és el valor de la translació menys el valor de l'escurçament intern.
S'han dibuixat 5 mapes palinspàstics, el primer corresponent al Paleocè on es reconstrueix l'extensió i
geometria de la conca mesozoica post-emplaçament del mantell de Bóixols. Els altres mapes s'agrupen en
períodes corresponents a l'Ilerdià i Cuisià superior (55-51 Ma), Lutecià mitjà (47 Ma), Priabonià superior
(37.2 Ma) i finalment Priabonià superior i Oligocè inferior (34.4-28.7 Ma).

129
Restitució al Paleocè superior abans de 55 Ma
La primera reconstrucció correspon al Paleocè
superior (anterior als 55 Ma). La traça actual de
l'encavalcament que limita pel sud els mantells del
Cadí a l'est (encavalcament de Vallfogona), el del
Port del Comte, i l'acabament oriental i frontal de la
Unitat Sudpirinenca Central (encavalcament
Sudpirinenc) s'ha fet servir de nivell de referència
pel Pirineu oriental i central. a partir d'aquest nivell
de referència s'han situat els diferents elements
geològics restituïts. Per situar-los s'han dibuixat les
traces dels talls restituïts J-1 i J-3 al Pirineu oriental
i, J-7 i J-13 al Pirineu central.
Aquesta reconstrucció s'ha fet en dues etapes. La
primera, sense les dades subministrades per la
restituició del mantell del Port del Comte. A la
segona etapa s'hi han afegit aquestes dades.
La posició restituïda de l'aflorament nord dels
materials eocens del mantell del Cadí té una gran
importància com es veurà en les diferents
reconstruccions. Aquest límit s'ha anomenat límit
nord del Cadí.
El límit meridional de la conca mesozoica pirinenca
s'ha reconstruït, en una primera aproximació,
d'acord als límits erosius actuals dels diferents
mantells de corriment. En aquest sentit el segment
de l'encavalcament Sudpirinenc entre Oliana i
Artesa del Segre s'ha reconstruït enllaçant la traça
més externa del conjunt imbricat d'encavalcaments
de la Unitat Sudpirinenca Central a Oliana (tall
geològic J-7) i l'aflorament de Keuper més oriental
de la làmina tectònica d'Artesa del Segre, d'acord
amb la interpretació del marge oriental de la Unitat
Sudpirinenca Central del tall J-11 (vegeu Marge
oriental de la Unitat Sudpirinenca Central, pàg.
104). El límit nord de la reconstrucció correspon
també al límit actual d'erosió del mantells de
Bóixols i superior del Pedraforca.
Sobre la traça del tall restituït J-1 s'ha situat el límit
nord del Cadí a 20 km al nord del nivell de
referència. El pinch-out meridional de les roques
del Cretaci superior que afloren a la làmina
tectònica septentrional de l'antiforme del Freser s'ha
colocat a 35 km al nord del nivell de referència i
s'ha marcat amb un punt negre. A la traça del tall J-
3 s'ha colocat el límit nord del Cadí a 44 km, el
límit erosiu meridional del mantell de les Serres
Marginals a 52 km i la posició de l'encavalcament
del mantell superior del Pedraforca a 68 km,
sempre al nord del nivell de referència. El mantell
inferior del Pedraforca s'ha dibuixat sense
deformació interna i el mantell superior del
Pedraforca s'ha dibuixat emplaçat. El punt B del tall
J-3 restituït corresponent a aquest període s'ha
colocat a uns 80 km al nord del nivell de referència.
La primera sorpresa de la reconstrucció efectuada
al Pirineu oriental és la direcció NW-SE del límit
nord del Cadí. Sobre aquest límit se situen els
pinch-outs dels materials del Triàsic (cercle) i del
Cretaci superior (punt negre) a 8 i 34 km
respectivament, a l'est de la traça del tall J-3.
Seguint la traça del tall J-7, el front del mantell de
les Serres Marginals se situa a 55.5 km,
l'encavalcament del montsec a 59, l'encavalcament
de Bóixols a 67 km i el punt final I corresponent a
l'aflorament nord del mantell de Bóixols a uns 86
km, respectivament al nord del nivell de referència.
Seguint el límit nord del Cadí el punt K s'ha situat a
10 km a l'est de la traça del tall J-7, (el punt K
correspon al punt de tall dels materials mesozoics i
paleogens del mantell del Cadí per l'encavalcament
Sudpirinenc, vegeu el mapa estructural de la Fig.
32). Sobre la traça del tall J-7 també s'ha colocat el
punt G corresponent al límit meridional reconstruït
del mantell de les Serres Marginals (vegeu Tall
restituït i escurçament del tall J-7, pàgs. 82). El
punt G se situa només 8 km al sud del punt K.
El mantell del Montsec s'ha restituït d'acord amb els
9-10 km d'escurçament calculats pel segment
frontal del seu encavalcament (talls J-12 i J-13) i
els 3.4 km del seu segment oriental (tall J-7).
Aquesta reconstrucció modifica l'actual geometria
de la traça de l'encavalcament deixant-la més
rectilínia i amb una direcció E-W. El diferent
escurçament de la part frontal fou el responsable de
la geometria actual i de les rotacions en sentit
antihorari del seu extrem oriental, a la zona
d'Oliana (Dinarès et al., 1992).
El mantell de Bóixols s'ha dibuixat emplaçat per
sobre del mantell del Montsec a l'oest, i el mantell
superior del Pedraforca per sobre del mantell
inferior del Pedraforca a l'est. Al nord d'aquests
mantells de cobertora s'ha dibuixat la unitat de
basament de les Nogueres, d'acord amb el que s'ha
descrit als talls J-3, J-7 i J-12. El mantell superior
del Pedraforca-Bóixols s'ha dibuixat amb una
extensió lateral limitada, des de pocs quilòmetres a
l'est del massís del Pedraforca fins a la terminació
occidental de l'anticlinal de Sant Corneli, ja que el
mantell de Bóixols s'acaba entre les transversals
dels talls J-12 i J-13.

D'acord amb aquestes dades, el límit meridional de
la conca mesozoica ha d'estar situat al sud del límit
nord del Cadí i ha de passar pels punts de pinch-out
del Cretaci superior situats a les traces dels talls J-1
i J-3. Cap a l'oest ha de connectar amb el punt G
sobre la traça del tall J-7 (punt on s'ha restituït el
límit sud de la conca del Cretaci, vegeu Tall
restituït i escurçament del tall J-7, pàgs 91 i 92).
La restitució efectuada en el mapa de la Fig. 71
implica la mínima extensió possible de la conca del
Cretaci superior. Segons aquesta, el límit oriental
de la Unitat Sudpirinenca Central, corresponent a la
restitució del seu límit erosiu actual, se situa a 12
km a l'est del punt K. Tal com s'ha comentat
anteriorment, la traça inicial de l'encavalcament de
la Unitat Sudpirinenca Central s'ha de situar al punt
K (vegeu Mantell del Port del Comte del tall J-5,
pàg.73).
La restitució del mantell del Port del Comte, a
partir de les dades del tall J-5, modifica el límit
merdional de la conca mesozoica i la geometria
inicial de l'encavalcament oriental de la Unitat
Sudpirinenca Central. Sobre la traça del tall J-5 s'ha
situat l'encavalcament del Port del Comte a 25 km i
l'aflorament septentrional del mantell a 34 km al
nord del nivell de referència.
D'acord amb aquesta restitució, el límit sud del
mantell del Port del Comte s'alinea amb el límit sud
de la Unitat Sudpirinenca Central, ambdós
restituïts. El límit meridional de la conca mesozoica
segueix una direcció E-W al sud de la Unitat
Sudpirinenca Central i mantell del Port del Comte i
canvia a una direcció NE-SW a l'est d'aquest últim.
La línia de tall a través dels punts K i K' mostra una
direcció N-10 0 E, pròxima a la direcció del transport
tectònic (vegeu Direcció de transport tectònic,
pàg.31).
L'àrea situada entre el límit oriental de la Unitat
Sudpirinenca Central restituït i la reconstrucció
efectuada limita un paral·lepíped de 15 x 20 km,
constituït per sèries equivalents a les de les làmines
tectòniques externes del mantell de les Serres
Marginals, que no hi és. Una part d'aquest, però, es
troba a l'acabament SE de la Unitat Sudpirinenca
Central, plegat i formant estructures de direcció N-
S (vegeu Discussió de l'estructuradel tall J-14,
pàg.136). L'altra part està erosionada.
130
Es interessant observar que quan s'inclouen les
dades del mantell del Port del Comte, el punt G
(que representava a la vegada el pinch-out del
Cretaci i la situació de la traça inicial de la Unitat
Sudpirinenca Central a la transversal del tall J-7),
ha quedat situat 7 km al nord d'on hauria d'estar.
Per interpretar la direcció NW-SE del límit nord del
Cadí s'ha assumit que les dades subministrades pels
talls geològics són correctes. Seguint aquest criteri,
la restitució d'aquest límit amb una direcció NW-SE
té unes implicacions sedimentològiques i
estructurals que es discuteixen a continuació. Si la
direcció restituïda és NW-SE, aleshores el límit
nord del Cadí mostra actualment un tall que era
originalment oblic a la direcció E-W, on les
calcàries de la plataforma de la Fm. del Cadí se
situaren al NW de les margues de conca de la Fm.
de Sagnari. El pas lateral d'unes a les altres se situa
aproximadament entre els pinch-outs del Triàsic i
del Cretaci superior. Per tal de fer l'extensió mínima
de la conca del Cretaci, s'ha dibuixat el límit nord
del Cadí amb un canvi brusc de la direcció a l'est
del pinch-out del Cretaci que coincideix
aproximadament amb la terminació oriental del
mantell inferior del Pedraforca. Des del punt de
vista estructural, per passar d'una direcció restituïda
NW-SE, del límit nord del Cadí, a una direcció
actual E-W s'ha de fer amb un escurçament major a
l'oest que a l'est, fet que està d'acord amb les dades
subministrades pels talls geològics. Aquest
escurçament diferencial aniria acompanyat de
rotacions en sentit antihorari. Les dades
paleomagnètiques de les roques eocenes del mantell
del Cadí són escasses i no mostren cap rotació
apreciable (Dinarès et al., 1992). De totes formes
amb la reconstrucció efectuada del límit nord del
Cadí, la rotació podria estar concentrada al segment
situat a l'est de l'acabament oriental del mantell del
Pedraforca.
El marge septentrional catalànide dels materials
triàsics s'ha reconstruït d'acord amb el que s'ha
discutit a la reconstruït d'acord als Límits de les
roques mesozoiques del tall J-3, pàg.63).
L'àrea situada entre el límit meridional de la conca
mesozoica pirinenca i el límit septentrional de la
conca mesozoica catalànide fou, en part, l'àrea font
dels dipòsits paleocens que afloren al flanc sud de
la conca d'Ager.

131
Fig. 71. Mapa palinspàstic de la vessant meridional del Pirineu oriental durant el Paleocè superior (>55
Ma). Les traces dels talls J-1, J-3, J-7 i J-13 corresponents als talls compensats i restituïts de la xarxa
serveixen de control. Cada element geològic s'ha dibuixat respecte a la traça actual de l'encavalcament de
Vallfogona a l'est i de l'encavalcament Sudpirinenc a l'oest, anomenada nivell de referència. El límit erosiu
dels materials eocens del flanc nord del mantell del Cadí s'anomena límit nord del Cadí.
El front de la Cadena Costanera Catalana s'ha representat en la seva posició actual. Finalment, els
números mostren: (1) Línia de costa actual; (2) Contacte SE actual de la conca neògena del Vallès-Penedès;
(3) Contacte NW de la conca neògena del Vallés-Penedés; (4) Posició actual de l'encavalcament frontal de
la Cadena Costanera Catalana, menys en els llocs on les falles extensionals posteriors tallen a aquest; (5)
Contacte meridional actual de la conca d'avantpaís de l'Ebre. Els punts de referència geogràfics són: (B)
Barcelona; (C) Cardona; (L) Lleida; (R) Ripoll; (T) Tremp; i (V) Vic.
Els punts negres marquen els pinch-outs del Cretaci superior i els cercles els del Triàsic. Els punts K i K'
són els punts de tall de les calcàries eocenes dels mantells del Cadí i del Port del Comte per l'encavalcament
oriental de la Unitat Sudpirinenca Central. El punt G marca el pinch-out del Cretaci en la reconstrucció
efectuada al tall J-7. La línia que uneix els punts K i K' representa, per tant, la posició inicial del marge
oriental de la Unitat Sudpirinenca Central. AA' marca la localització del tall al diagrama seqüencial de bloc
superior de la Fig. 76. (English figure caption page 176).

132
Restitució durant l'Eocè inferior entre 55 i 51
Durant aquest període, els límits dels diferents
elements geològics descrits al mapa anterior
mostren poques variacions. L'activitat tectònica
més important fou el desplaçament del mantell del
Montsec i la formació del sistema de plecs i
encavalcaments que deformaren el mantell inferior
del Pedraforca, al Pirineu oriental, i el mantell de
les Serres Marginals, al Pirineu central.
En general, el nivell de desenganxament del
sistema de plecs se situa a les argiles i guixos del
Keuper però en alguns nuclis anticlinals hi afloren
calcàries del Muschelkalk.
El mantell del Montsec mostra un escurçament
variable des dels 9 km a la part frontal fins als 3
km a la zona de rampes oblíqües del Segre. La poca
deformació interna del mantell implica que l'avanç
tectònic del front fou major en la part frontal que en
la lateral, fet que donà lloc a les rotacions
observades en ambdues rampes oblíqües del
mantell del Montsec (Dinarès et al., 1992).
El desplaçament del Montsec queda enregistrat per
la sedimentació dels dos blocs de l'encavalcament
durant l'Eocè més inferior. A la vall d'Ager, els
sediments deltaics i de màrea denoten l'activitat
tectònica coetània de l'encavalcament del Montsec i
de l'anticlinal de Sant Mamet al S (Mutti et al.,
1985; i Zamorano, 1991). La disposició de l'Eocè
inferior de la serra de Campanetes, en el flanc N de
la serra del Montsec corrobora les observacions del
flanc S (vegeu Datació de les estructures del tall J-
13; pàg.132).
El final de l'emplaçament del mantell del Montsec
ha quedat enregistrat per la sedimentació grollera
del Cuisià de la vall d'Ager (Séguret, 1972;
Garrido-Megías, 1973; Farell et al., 1984; i Mutti et
al., 1985) de procedència sud (Puigdefàbregas et
al., 1989). Atkinson (1984) afinà, amb l'estudi dels
sediments, que l'encavalcament emergent del
Montsec s'inicià a l'E i migrà cap a l'W.
Al S de l'encavalcament del Montsec, tenia lloc una
deformació àmplia que afectà les làmines
tectòniques del mantell de les Serres Marginals.
Aquesta deformació només ha quedat enregistrada
a les làmines tectòniques de Sant Salvador, que
queden fossilitzades per calcàries detrítiques de
l'Eocè mitjà (vegeu Làmines de Sant Salvador del
tall J-13, pàg.128). Més a l'oest Meigs i Burbank
(com. per., 1993) calculen 6 km d'escurçament al
sud de l'encavalcament del Montsec per aquest
període.
A l'est, els materials marins del mantell inferior del
Pedraforca també foren plegats durant el mateix
període (Martínez, com. per., 1992). La làmina
septentrional del mantell inferior del Pedraforca,
equivalent al mantell del Montsec, tingué un
desplaçament mínim al sud de 3 km.
Al mantell del Port del Comte s'observa una àmplia
deformació produïda per plecs molt suaus, de
direcció NE-SW desenganxats per sobre del Triàsic
(Betzler, 1989). Aquests probablement es formaren
per l'activitat inicial del marge oriental de la Unitat
Sudpirinenca Central.
El sistema de plecs i encavalcaments, actius al sud
de l'encavalcament del Montsec, formà una
compartimentació de les conques que s'alinearen
paralel·lament a la traça de l'encavalcament
emergent del Montsec i del seu equivalent al
mantell inferior del Pedraforca, essent la conca
d'Ager la de majors dimensions. El sinclinal de
Tremp, format entre el mantell de Bóixols al nord i
l'ancestre de la serra del Montsec al sud mostra una
direcció E-W, orientació que canalitza la
sedimentació des de zones proximals i emergides a
l'E cap a la conca de turbidites de Jaca a l'W
(Nijman i Nio, 1975 i Puigdefàbregas i Souquet,
1986). Els ventalls al·luvials de San Esteban (SE al
mapa de la Fig. 72) alimentaven la conca de
Tremp-Jaca pel nord. El marge nord de la conca de
Tremp fou actiu durant aquest període (Fonnesu,
1984, i Eichenseer, 1987), degut a l'emplaçament
de la unitat de les Nogueres (Puigdefàbregas et al.,
1989).
La conca de Ripoll mostra una direcció general
ENE-WSW, paral·lela a la de les paleocorrents
mesurades en els materials que la rebleixen. aquests
formen una potent successió de més de 3000 m que
s'ha separat en seqüències deposicionals
(Puigdefàbregas et al., 1986). Aquestes
corresponen a les margo-calcàries de talús de la
seqüència d'Armàncies, a les pelites i gresos
turbidítics de la seqüència de Campdevànol i a les
margues, guixos i sals de la seqüència de Beuda-
Vallfogona. El progressiu confinament de la conca
de Ripoll està clarament enregistrat a les dues
últimes seqüències (Sáez et al., 1991).

La conca de Ripoll s'ha representat durant el dipòsit
de la seqüència d'Armàncies. Aquesta passa
lateralment cap al NW i cap a l'W a fàcies de
plataforma carbonàtica que cobria l'àrea que
esdevindra l'extrem occidental del mantell del Cadí
i el mantell del Port del Comte, respectivament.
La conca de Ripoll es formà per la flexió
generalitzada de la litòsfera ibèrica pel pes dels
mantells (Puigdefàbregas et al., 1986; i Vergés i
133
Martínez, 1988). Tot i que la flexió fou
generalitzada, l'espai disponible fou reblert per
sediments a la conca de Ripoll, a l'est, i per la
Unitat Sudpirinenca Central a l'oest.
Tot i que en tots els talls geològics s'han dibuixat
pelites del Garumnià i calcàries de l'Eocè inferior a
l'autòcton, el límit meridional d'aquests materials
podria quedar restituït en una posició més
septentrional.

134
Fig. 72. Mapa palinspàstic del vessant meridional del Pirineu oriental durant l'Eocè inferior entre els 55 i
51 Ma. El mapa presenta els encavalcaments i plecs actius durant aquest període. L'encavalcament major
fou el del Montsec i el seu equivalent al mantell inferior del Pedraforca. La conca de Ripoll s'ha dibuixat
durant el dipòsit de la seqüència d'Armàncies. El front de la Cadena Costanera Catalana s'ha representat en
la seva posició actual. Els dipòsits detrítics deltaics i al·luvials s'han dibuixat com a ventalls amb punts i les
paleocorrents principals amb petites fletxes. Cada element geològic s'ha dibuixat respecte a la traça actual
de l'encavalcament de Vallfogona a l'est i de l'encavalcament Sudpirinenc a l'oest, anomenada nivell de
referència. El límit erosiu dels materials eocens del flanc nord del mantell del Cadí s'anomena límit nord del
Cadí. Els encavalcaments de Bóixols (B); del Montsec (M); del Pedraforca (P); del Segre (S) i de les Serres
Marginals (SM), així com la posició del mantell del Port del Comte (PC) i la situació dels sondeigs de
petroli. Finalment, els números mostren: (1) Línia de costa actual; (2) Contacte SE actual de la conca
neògena del Vallès-Penedès; (3) Contacte NW de la conca neògena del Vallès-Penedès; (4) Posició actual
de l'encavalcament frontal de la Cadena Costanera Catalana, menys en els llocs on les falles extensionals
posteriors tallen a aquest; (5) Contacte meridional actual de la conca d'avantpaís de l'Ebre; i (6) Màxima
extensió dels materials marins eocens de la conca de l'Ebre. Els punts de referència geogràfics són: (B)
Barcelona; (C) Cardona; (L) Lleida; (R) Ripoll; (T) Tremp; i (V) Vic. BB' marca la localització del tall al
diagrama seqüencial de bloc superior de la Fig. 76. (English figure caption page 176).

Restitució al Lutecià mitjà (47 Ma)
El canvi d'estil tectònic des dels plecs desenganxats
per sobre del Keuper, descrits a l'etapa anterior, al
transport S de totes les estructures prèvies,
ocorregut durant aquest període, està ben
documentat en el Pirineu oriental. En aquest, els
dipòsits d'ambdós blocs de l'encavalcament del
mantell del Pedraforca indiquen que hi va haver un
desplaçament important cap al sud, acompanyat de
poca deformació interna dels mantells del
Pedraforca, per sobre dels materials situats en el
solc de Ripoll (actualment formant part del mantell
del Cadí).
El conjunt de materials detrítics de la localitat de
Santa Maria de Queralt (Q en el mapa, Fig. 73),
mostra una discordança progressiva (Solé Sugrañes
i Clavell, 1973). Es important notar que els dipòsits
de Santa Maria de Queralt són marins i que se
situen en el front del mantell. Aquest fet indica un
emplaçament submarí d'aquest front, que permeté la
preservació dels sediments sintectònics en el bloc
superior de l'encavalcament (Martínez i Vergés, en
prep.), (vegeu Mantell inferior del Pedraforca del
tall J-2, pàg.47).
El dipòsit dels materials de la Fm. de Corones, en el
bloc inferior de l'encavalcament del mantell inferior
del Pedraforca (futur mantell del Cadí) s'interpreta
com a un indicador de l'inici del desplaçament del
mantell inferior del Pedraforca (Puigdefàbregas et
al., 1986; Burbank et al., 1992b), que tingué lloc a
51 Ma (Vergés i Burbank, en premsa).
L'escurçament relacionat amb el moviment cap al
sud dels mantells del Pedraforca (Pirineu oriental) i
de la Unitat Sudpirinenca Central (Pirineu central)
durant aquest període de temps només pot calcularse
en el Pirineu oriental (vegeu Càlcul de
l'escurçament dels talls J-2 i J-3; pàga 48 i 63,
respectivament).
Fent servir les mateixes traces de referència dels
talls J-1 i J-3 al Pirineu oriental i, J-7 i J-13 al
Pirineu central, la restitució de l'encavalcament del
Pedraforca se situa a 27 km al sud de la seva
posició a l'etapa anterior. Aquest valor del
desplaçament prové dels càlculs efectuats als talls
J-2 i J-3 (vegeu per ex. Escurçament del tall J-3,
pàg.63).
Es molt interessant el fet que, d'acord amb els
valors d'escurçament, l'actual límit nord dels
mantells del Pedraforca se situa just al sud del límit
135
nord del Cadí, tal com el veiem avui dia als mapes
geològics (vegeu el mapa geològic de Catalunya,
Losantos et al. 1989). L'encavalcament del
Pedraforca pujà suaument en la sèrie mesozoica i
paleogena del bloc inferior (actual mantell del
Cadí) a l'est del punt K. Aquest fet indica que la
posició relativa entre el mantell del Pedraforca i el
del Cadí fou heredada al Lutecià (al voltant de 47
Ma).
El transport cap al sud de la gran unitat dels
mantells del Pedraforca i de la Unitat Sudpirinenca
Central s'efectuà a una velocitat alta de 4.4 mm/a
(vegeu Velocitat de l'escurçament del tall J-3,
pàg.63). Aquest fet provocà canvis, també ràpids,
tant en la configuració com en el rebliment de la
conca de Ripoll. Els depocentres de les diferents
seqüències deposicionals migraren cap al sud
durant aquest període (Puigdefàbregas et al., 1986),
tal com s'observa als talls restituïts J-1 i J-3, Figs 16
i 27, respectivament).
El desplaçament de la Unitat Sudpirinenca Central
cap al sud no ha quedat enregistrat com en el
Pirineu oriental. S'observen però dipòsits marins
detrítics, atribuïts al Lutecià mitjà, que enregistren
la deformació de la part frontal d'aquesta (Saula,
com. per., 1992, i Meigs i Burbank, com. per.,
1993).
L'anticlinal de Mediano, situat a l'acabament
occidental de la Unitat Sudpirinenca Central i fora
de l'àrea estudiada (vegeu Esquema estructural del
Pirineu; Fig. 3), enregistre un període d'activitat
que és consistent amb el que s'ha trobat pel mantell
inferior del Pedraforca. Aquest anticlinal, situat en
el bloc inferior de l'encavalcament de Montsec-
Cotiella, està constituït per un petit sistema imbricat
d'encavalcament (Cámara i Klimowitz, 1985; i
Martínez-Peña, 1991). El creixement de l'anticlinal
pot datar·se clarament mitjançant les discordances
sintectòniques que formen els sediments de la Fm.
de Castissent -Cuisià mitjà-, de Campanué i de
Capella -Cuisià superior i Lutecià- (Puigdefàbregas,
1975). Finalment, la Fm. Puy de Cinca, datada com
Lutecià més superior fossilitza l'anticlinal
(Martínez-Peña, 1991). Estudis
magnetostratigràfics indiquen una activitat de
l'anticlinal de Mediano des dels 49 Ma fins als 43
Ma (Bentham, 1992; Holl i Anastasio, 1993; i
Burbank et al., en premsa).

Aquest període d'activitat llarg coincideix amb
l'emplaçament del mantell del Pedraforca i Unitat
Sudpirinenca Central, des dels 49 als 47 Ma. Amb
posterioritat, l'anticlinal de Mediano enregistraria el
continu desplaçament de la Unitat Sudpirinenca
Central cap al sud, des dels 47 als 43 Ma.
L'avanç cap al sud de la Unitat Sudpirinenca
Central provocà el tancament parcial de la conca de
Ripoll. La comunicació d'aquesta conca fou
mediterrània(?) i atlàntica a través de les
plataformes meridionals, en part a cavall de la zona
externa de la Unitat Sudpirinenca Central, i amb
una paleopendent general cap a l'W (Sáez et al.,
1991). Aquest tancament provocà l'acumulació de
més de 1500 m de materials evaporítics, que
corresponen a la seqüència de Beuda-Vallfogona
(Martínez et al., 1988; i Vergés i Martínez, 1988)
als 47 Ma (Burbank et al., 1992b), (vegeu el tall J-
1, Fig. 16).
La reconstrucció de la conca d'evaporites de Beuda-
Vallfogona s'ha dibuixat d'acord als talls geològics.
A l'acabament occidental del mantell del Pedraforca
afloren guixos a la vall del Cardener.
L'emplaçament final del mantell del Pedraforca
s'efectuà però sobre d'aquestes evaporites.
Un dels punts importants d'aquest període és que
l'encavalcament del Pedraforca quedà bloqueijat i
fou fossilitzat pels dipòsits de la Fm. de Coubet a
l'acabament oriental del mantell (Martínez et al.,
1988, Vergés et al., en premsa). Aquesta
fossilització de l'encavalcament del Pedraforca
també s'observa en algunes localitats dels front del
136
mantell (Martínez, 1993) i a la terminació
occidental del mantell (Vergés i Martínez, 1989),
(vegeu Mapa de la vall d'Aigua de Vall del tall J-3,
Fig. 21). Un cop l'encavalcament del Pedraforca es
bloqueijà, els mantells del Pedraforca foren
transportats cap al sud, de forma passiva, a cavall
del mantell del Cadí.
Tal com s'observa en el mapa, les làmines
tectòniques del mantell de les Serres Marginals
envolten el mantell del Port del Comte al voltant
dels 47 Ma. Un problema que sorgeix en aquest
moment és el de la forma original del mantell
inferior del Pedraforca, o amb unes altres paraules
¿quina és l'edat de la formació de la sintaxi que
s'observa entre el mantell inferior del Pedraforca i
la Unitat Sudpirinenca Central a la zona del riu
Cardener? Els sediments fluvials, atribuïts a la Fm.
de Bellmunt, que afloren a la vall del Cardener
encavalcats per l'encavalcament del Pedraforca
mostren relacions sintectòniques amb aquest (vegeu
Mapa de la vall d'Aigua de Vall del tall J-3, Fig.
21). Les paleocorrents mesurades indiquen una
direcció paral·lela a la traça de l'encavalcament.
Aquest fet, junt amb la reactivació fora de
seqüència que s'observa en aquesta terminació
indica que la geometria de sintaxi que s'observa
actualment ja existia durant el dipòsit de la Fm. de
Bellmunt, de forma anàloga a la forma cartogràfica
de l'acabament oriental del mantell inferior del
Pedraforca (Martínez et al., 1988). Per altra banda,
els mapa de línies de tall sembla indicar que
aquesta geometria fou generada durant l'última
etapa de l'emplaçament del mantell (vegeu Mapa
evolutiu del marge oriental oriental de la Fig. 77).

137
Fig. 73. Mapa palinspàstic de la vessant meridional del Pirineu oriental durant el dipòsit de les sals de la
Fm. de Beuda al Lutecià mitjà (47 Ma). Els dipòsits sintectònics de Santa Maria de Queralt (Q) enregistren
el desplaçament del mantell de Pedraforca per sobre dels materials eocens del futur mantell del Cadí.
L'encavalcament del Pedraforca està pròxim a ser fossilitzat pels materials de la Fm. de Coubet. Es
interessant notar que la posició relativa entre el mantell del Pedraforca i el límit nord dels afloraments
paleogens del mantell del Cadí era igual a la posició actual. El mateix per a les làmines tectòniques de les
Serres Marginals i el mantell del Port del Comte.
Els dipòsits deltaics i al·luvials estan representats per San Esteban (SE) al marge N de la conca de Tremp-
Jaca i Sant Llorenç del Munt (SL) i Montserrat (M) al marge catalànide. Al Lutecià mitjà (47 Ma), les
conques de Ripoll i Jaca-Pamplona tenien una connexió al llarg de la plataforma calcària meridional, en
part a cavall de la Unitat Sudpirinenca Central.CC' marca la localització del tall al diagrama seqüencial de
bloc superior de la Fig. 76. (English figure caption page 177).

138
Restitució al Priabonià inferior (37.2 Ma)
La restitució del vessant meridional del Pirineu
durant el dipòsit de les sals de la Fm. de Cardona
als 37.2 Ma representa un salt de 10 Ma respecte a
la reconstrucció anterior. Al Pirineu oriental, el fet
més important, just posteriorment als 47 Ma de
l'etapa anterior fou l'aturada i fossilització de
l'encavalcament del Pedraforca. Durant l'etapa final
de l'emplaçament del mantell inferior del
Pedraforca es formà l'anticlinal de Vilada (Martínez
et al., 1988), (Fig. 74). Aquest anticlinal mostra una
rotació antihorària com a conseqüència del marge
oblic de la terminació oriental del mantell inferior
del Pedraforca (Burbank et al., 1992b).
Amb posterioritat al bloqueig de l'encavalcament
del Pedraforca, l'escurçament es va tranferir al de
Vallfogona que transportà els mantells del
Pedraforca a cavall del del Cadí.
L'emergència de l'encavalcament de Vallfogona
s'ha situat a 46.2 Ma, a l'inici de la sedimentació
marina de la Fm. de Coubet. A la transversal del
tall J-1, l'escurçament fou molt petit amb
posterioritat als 36.5 Ma. La traça de
l'encavalcament de Vallfogona s'ha dibuixat, per
tant, pròxima a la posició actual (nivell de
referència). Per una altra banda, els dipòsits
sintectònics del bloc inferior de l'encavalcament de
Vallfogona, a la transversal del tall J-2 permeten
deduir una activitat de l'encavalcament fins als 34.4
Ma.
La posició del mantell de la Unitat Sudpirinenca
Central a 37.2 Ma s'ha deduït a partir dels sondeigs
de Comiols i d'Isona (Fig. 74) i de la interpretació
que s'ha fet dels talls geològics J-9 i J-10 que
integren aquests sondeigs (vegeu les Figs 51 i 53,
respectivament). D'acord amb aquest grup de dades,
la traça emergent de l'encavalcament Sudpirinenc
ha d'estar situada al nord del sondeig de Comiols i a
8 km a l'oest del sondeig d'Isona, seguint la traça
del tall J-10. L'encavalcament de Vallfogona
entronca amb l'encavalcament Sudpirinenc a l'oest
del mantell del Port del Comte.
Es interessant el fet que durant el transport de la
Unitat Sudpirinenca Central cap al sud hi hagué una
deformació interna de la unitat, tal com està
comentat a Conglomerats de Collegats del tall J-12,
pàg.121).
D'acord amb la reconstrucció efectuada, el límit
nord del Cadí girà progressivament cap a la seva
direcció actual E-W.
L'inici de la sedimentació fluvial de la Fm. de
Bellmunt coincidí amb la formació del sinclinal de
Ripoll, fet que està demostrat per les discordances
angulars que s'observen a ambdós flancs del
sinclinal. El sinclinal de Ripoll es formà per
l'emergència de l'encavalcament de Vallfogona per
sobre de la rampa de bloc inferior de l'autòcton, al
sud, i per l'emplaçament sincrònic de l'antiforme
del Freser al nord (Muñoz et al., en premsa). Al
sector oest, el sinclinal de Ripoll plegà als mantells
del Pedraforca (principalment al mantell inferior
del Pedraforca) i reactivà el sistema
d'encavalcaments imbricats intern del mantell.
Aquesta reactivació es feu segons una seqüència de
bloc superior, com ho proven les diferents unitats
estratigràfiques sintectòniques associades al sistema
d'encavalcaments (Martínez et al., 1988). Els retroencavalcaments
observats al nord del mantell també
es formaren durant el plegament del sinclinal
(Vergés et al., en premsa). El front i l'acabament
occidental del mantell inferior del Pedraforca també
mostren una reactivació del sistema imbricat
d'encavalcaments interns, a grans trets sincrònica a
la de l'acabament oriental. D'acord amb les dades
paleomagnètiques, la reactivació del sistema
imbricat fou activa des dels 46.5 Ma fins als 36.5
Ma (Burbank et al., 1992b).
Un fet important fou l'aparició de còdols de granit
als conglomerat de la part inferior de la Fm. de
Milany (Puigdefàbregas et al., 1986) a 41.2 Ma
(Burbank et al., 1992b). Aquests còdols
documenten la denudació de la unitat de basament
de l'Orri.
D'acord amb el lligam que s'ha fet entre els mantells
de la cobertora i les unitats del basament (vegeu
Fig. 26), els mantells del Pedraforca s'emplaçaren
conjuntament amb la unitat de les Nogueres fins als
47 Ma. D'acord amb aquestes dades, des dels 47
Ma fins als 41.2 Ma hi ha d'haver un aixecament de
les unitats de sl'Orri i de les Nogueres a cavall de la
de l'Orri i erosió suficient per tal de portar els
materials granítics fins a la superfície topogràfica.
Finalment hi ha d'haver un transport dels còdols
fins al solc de Ripoll.
Les edats de l'inici del refredament de les roques, a
partir de les anàlisis dels rastres de fissió (fission
tracks), (Garwing, 1985) indiquen una evolució

diferent de dos blocs situats l'un al nord de
l'encavalcament de Mèrens (al massís d'Aston) i
l'altre al sud de l'encavalcament de Soldeu-Lanou
(massís del Canigou), (vegeu Fig. 3). Segons
Garwing, el bloc nord tingué un aixecament ràpid
amb anterioritat als 46 Ma, edat que coincideix amb
el final de l'emplaçament ràpid dels mantells del
Pedraforca i Unitat Sudpirinenca Central abans dels
47 Ma (vegeu Velocitat d'escurçament del tall J-3,
pàg.63 i Fig. 74). El bloc sud, per contra, tingué
una velocitat d'aixecament menor (només indicada
pels zircons) i encara és actiu actualment.
Les dades de l'escurçament combinades amb
aquestes altres comentades suggereix que
l'arrelament de la unitat de les Nogueres es feu a
l'encavalcament de Soldeu-Lanou. Al nivell de la
serrralada, el mantell de Bac Grillera (BG en el
Mapa del Pirineu, Fig. 3), a l'est, s'arrela a la zona
dels Banys d'Amèlia (A, Fig. 3), (Pujadas et al.,
1989). La gran unitat dels mantells del Pedraforca,
Unitat Sudpirinenca Central i les Nogueres s'arrela
a l'encavalcament de Soldeu-Lanou (Muñoz et al.,
1986; Poblet, 1991; Muñoz, 1992).
L'encavalcament de Lakhoura (L, Fig. 3), (Teixell,
1990) podria entroncar-se amb l'encavalcament de
Gavarnie (G, Fig. 3).
El dipòsit de les margues de la Fm. d'Igualada es
realitzà en una conca àmplia, oberta cap a
l'Atlàntic. Aquest solc estava flanquejat per dipòsits
deltaics de procedència pirinenca (Oliana i Sant
Llorenç de Morunys), (Caus, 1973; Solé Sugrañes,
1973; Riba, 1976; Taberner, 1983; i Puigdefàbregas
et al., 1986) i catalànide (Montserrat i la Llena),
(Anadón et al., 1979; Anadón et al., 1985a; i
139
Colombo, 1986). El rebliment final del solc es
realitzà per mitjà de les sals marines de la Fm. de
Cardona (Pueyo, 1975), als 37.2 Ma (Burbank et
al., 1992a; i Vergés i Burbank, en premsa). Les
sals, amb 300 m de potència representen el pas de
condicions marines a continentals en el sector
oriental de la conca de l'Ebre. La reconstrucció
efectuada indica que el front de la Unitat
Sudpirinenca Central se situava en contacte amb el
marge nord de la conca salina.
La polaritat d'aquesta conca salina és atlàntica
(Rosell, 1983 i Rosell i Pueyo, 1984) i comunica
amb les sals de Navarra a l'oest per sota de la Unitat
Sudpirinenca Central, fet corroborat pel sondeig de
Huesca-1 (Lanaja, 1987) i per les dades de camp
(García-Senz i Zamorano, 1991). A la zona de
Navarra les sals se situen en el mantell de Jaca-
Pamplona (Puigdefàbregas, 1975), fet bén
documentat amb informació de subsòl (Valle, 1978
i Cámara i Klimowitz, 1985).
A l'acabament W de la Unitat Sudpirinenca Central,
fora ja de l'àrea representada en els mapes,
l'anticlinal de Boltaña, s'ha relacionat amb la traça
de l'encavalcament de Monte Perdido (Soler i
Puigdefàbregas, 1970; Williams, 1985; Cámara i
Klimowitz, 1985; Mutti et al., 1988; i Martínez-
Peña, 1991). El creixement de l'anticlinal va separar
la conca de Tremp de la conca de Jaca durant l'Eocè
mitjà i superior (Soler i Puigdefàbregas, 1970), i va
ser fossilitzat per la Fm. d'Escanilla d'una edat
Bartonià (Martínez-Peña, 1991). Les dades
paleomagnètiques indiquen una edat de 37 Ma per
la fossilització de l'anticlinal (Burbank et al., en
premsa).

140
Fig. 74. Mapa palinspàstic de la vessant meridional del Pirineu oriental durant el dipòsit de les sals de la
Fm. de Cardona, al Priabonià inferior (37.2 Ma). La restitució del Pirineu oriental s'ha realitzat per mitjà
de les dades subministrades pels talls geològics restituïts J-1 i J-3. La restitució del Pirineu central s'ha fet
d'acord a les dades dels sondeigs d'Isona (I) i de Comiols (C). La reconstrucció de la conca de les sals
priabonianes s'ha fet d'acord a l'informació dels sondeigs de potasses. Al Pirineu oriental, l'escurçament fou
transferit a l'encavalcament de Vallfogona que entroncà amb l'encavalcament Sudpirinenc. Així,
l'encavalcament del Pedraforca, part de l'encavalcament Sudpirinenc fins als 47 Ma fou posteriorment
transportat a cavall del de Vallfogona. El plegament en sinclinal del mantell del Cadí deformà internament
al mantell inferior del Pedraforca, des de 47 a 36.5 Ma.
Els al·luvials de Collegats (C), Oliana (O), Sant Llorenç de Morunys (SL) i de Sant Martí Xic (SM), de
procedència pirinenca i els de Vic (V), Montserrat (M) i La Llena (L) de procedència catalànide rebleixen la
conca d'avantpaís de l'Ebre. Finalment, els números mostren: (1) Línia de costa actual; (2) Contacte SE
actual de la conca neògena del Vallès-Penedès; (3) Contacte NW de la conca neògena del Vallès-Penedès;
(4) Posició actual de l'encavalcament frontal de la Cadena Costanera Catalana, menys en els llocs on les
falles extensionals posteriors tallen a aquest; (5) Contacte meridional actual de la conca d'avantpaís de
l'Ebre; i (6) Màxima extensió dels materials marins eocens de la conca de l'Ebre.
DD' i EE' marquen la localització dels talls al diagrama seqüencial de bloc superior de la Fig. 76. (English
figure caption page 177).

141
Restitució entre el Priabonià-Oligocè inferior (34.4 Ma) i el Rupelià-Catià
(28.7 Ma)
L'última reconstrucció s'inicia als 34.4 Ma, edat en
què es van formar els plecs de direcció NE-SW de
la part E de l'avantpaís de l'Ebre.
La restitucuó del Pirineu central es basa en la
reconstrucció del marge oriental de la Unitat
Sudpirinenca Central realitzat al tall geològic J-11
(vegeu Marge oriental de la Unitat Sudpirinenca
Central del tall J-11, pàg.114). En aquesta s'ha
interpretat que la traça de l'encavalcament
Sudpirinenc als 34 Ma estava situada 14+2 km al
nord de la seva traça actual, el que s'ha anomenat
nivell de referència.
Durant el mateix període, el Pirineu oriental
experimentà un major escurçament cap a l'oest.
Podria ser durant aquest període que el límit nord
del Cadí girés fins a la seva posició actual, amb una
direcció E-W. Els anticlinals de Puig-reig i d'Oliana
s'han considerat l'un continuació de l'altre (vegeu
Interpretació de l'estructura profunda dels
anticlinals d'Oliana i de Puig-reig, pàg. 124). El
creixement d'aquest anticlinal es formà seguint el
marge nord de les sals de la Fm. de Cardona, amb
una direcció ESE-WNW (Vergés et al., 1992).
L'extrem occidental de l'anticlinal d'Oliana se
situava en el bloc inferior de l'encavalcament
Sudpirinenc. El desplaçament de la Unitat
Sudpirinenca Central cap al sud girà l'anticlinal en
sentit antihorari (Fig. 75), fet que està d'acord amb
les dades paleomagnètiques de l'anticlinal.
Durant el transport cap al sud de l'extrem oriental
de la Unitat Sudpirinenca Central a cavall de
l'anticlinal d'Oliana es produí una deformació
interna de les estructures prèvies seguint una
seqüència de deformació de bloc superior (Vergés i
Muñoz, 1990; Burbank i Vergés, en revisió), des de
36.5 a 34 Ma (Burbank et al., 1992a).
El moviment senestra de l'encavalcament de
l'Alzina s'observa en el sector en què es posen en
contacte la Unitat Sudpirinenca Central i el bloc del
Port del Comte, tal com s'ha explicat al tall J-15
(vegeu Interpretació de l'estructura tardana del
mantell del Port del Comte i del límit nord entre el
Pirineu oriental i el central, pàg.139).
El rebliment de la conca d'avantpaís amb
posterioritat al dipòsit de les sals de la Fm. de
Cardona s'efectuà des del marge pirinenc i des del
marge catalànide. La taxa d'acumulació del
sediments foren majors al Pirineu (Colombo i
Vergés, 1993) i a més cobriren una major extensió
(Malmsheimer i Mensink, 1978; Sáez, 1987), tal
com s'observa al mapa palinspàstic (Fig. 75). En la
reconstrucció d'aquest període només s'ha dibuixat
l'al·luvial de la Llena i Montsant, actius al límit
entre l'Oligocè inferior i el superior.
El creixement dels anticlinals de Súria i Cardona va
ser posterior al dipòsit dels guixos de la Fm. de
Barbastro i dels gresos de la Fm. de Súria (Eocè
terminal-Oligocè inferior, als 34.4 Ma). Aquests
gresos, formaven ventalls al·luvials distals i
atravessaven els futurs anticlinals com mostren
l'absència de canvis de fàcies, de gruix o
paleocorrents (Sáez, 1987). L'anticlinal de
Barbastro-Balaguer no es pot datar a la zona
estudiada, però els retro-encavalcaments de Sanaüja
i de Cubells foren sincrònics amb el dipòsit de la
unitat 2, definida a la localitat d'Artesa del Segre
amb una edad Oligocè inferior(?), (vegeu
Avantpaís deformat del tall J-11, pàg.139). En una
transversal més occidental, l'anticlinal de
Barbastro-Balaguer està recobert discordantment
per materials de l'Oligocè superior (Pardo i Villena,
1979; i Riba et al., 1983).
La traça dels anticlinals de Súria i Cardona
s'inflexiona a la proximitat de l'anticlinal de
Sanaüja, tot i que no mostren girs importants
d'acord amb les dades paleomagnètiques (Dinarès
et al., 1992). L'estructura de l'anticlinal de Sanaüja
acomoda l'escurçament diferencial entre el sistema
de plecs de l'avantpaís oriental plegat i la zona
indeformada de l'avantpaís a l'W. El sistema
d'encavalcaments de l'extrem SE de l'anticlinori de
Sanaüja talla els plecs de l'avantpaís (Vergés et al.,
1992).
La deformació a l'avantpaís va ser marcada pel
sistema de retro-encavalcaments que actuaren de
línia de contorn de la deformació pirinenca
(Williams, 1985; Muñoz, 1988 i 1992; Vergés et
al., 1992).
Els sediments més moderns que afloren a la part E
de la conca de l'Ebre corresponen a la part més alta
de l'Oligocè inferior, d'acord amb les faunes de
mamífers (Agustí et al., 1987) i les flores de
caròfites (Sáez, 1987). (vegeu Sedimentació fluvial
sintectònica del tall J-7; pàg.95). El plegament
d'aquests materials a l'Oligocè representa un

escurçament menor de 2 km. Aquest fou suficient
però per formar una zona topograficament elevada
que fou el límit NE de la conca lacustre de l'Anoia
(Anadón et al., 1989), (Fig. 75). La sedimentació
detrítica posterior al límit Oligocè inferior-superior
es donà als al·luvials de la Llena i Montsant
(Colombo i Vergés, 1993).
A la zona de Campins, a l'interior de la Cadena
Costanera Catalana, s'observa un encavalcament
dirigit al sud que afecta dipòsits de la part inferior
de l'Oligocè superior (Anadón i Villalta, 1975).
142
A l'oest de la zona estudiada, a la transversal de
Riglos (vegeu Mapa estructural del Pirineu, Fig. 3),
l'escurçament entre 33.5 i 23 Ma fou de 19 km tot i
que el front del mantell de Jaca-Pamplona només
avançà 10 km cap al sud durant el mateix període
(Hogan et al., en revisió).
El canvi del sistema fluvial axial a transversal a la
conca de Jaca-Pamplona (Hirst i Nichols, 1986) es
realitzà als 33.5 Ma degut a l'apretament dels plecs
interns de la conca de Jaca-Pamplona, fet que
comportà un increment del relleu topogràfic i una
diversió de la xarxa fluvial (Hogan et al., en
revisió).

143
Fig. 75. Mapa palinspàstic de la vessant meridional del Pirineu oriental entre el límit Priabonià-Oligocè
inferior (34.4 Ma) i el Rupelià-Catià (28.7 Ma). S'observa un increment de l'escurçament al llarg de
l'anticlinal de Puig-reig (P) i Oliana (O) des de 0 km a l'E a 17 km a l'W, junt amb la rotació antihorària del
segment oest d'aquest anticlinal. L'estructura frontal de la conca d'avantpaís de l'Ebre estava caracteritzada
per un conjunt de retro-encavalcaments actius al final d'aquest període: (Ol) Santa Maria d'Oló; (Sa)
Sanaüja; (Cu) Cubells; (Ba) Barbastro-Balaguer. A la localitat de Campins, una làmina de roques
paleozoiques encavalcà cap al sud a dipòsits lacustres que corresponen a la base de l'Oligocè superior
(Anadón i Villalta, 1975). Al final d'aquest període, la part oriental de la conca d'avantpaís estava plegada i
no ha quedat cap registre de la sedimentació. El centre de la conca, amb els dipòsits lacustres de l'Anoia
(Anadón et al., 1989) es va desplaçar al SW de la zona deformada. Els únics al·luvials actius se situaven
també en aquesta transversal (L: La Llena i Montsant, Colombo i Vergés, 1993). FF' i GG' marquen la
localització dels talls al diagrama seqüencial de bloc superior de la Fig. 76. (English figure caption page
177).

144
Discussió i conclusions del marge oriental dels mantells del Pedraforca i
de la Unitat Sudpirinenca Central
El límit oriental dels mantells del Pedraforca i de la
Unitat Sudpirinenca Central correspon als
encavalcaments del Pedraforca i Sudpirinenc amb
una traça actual més o menys contínua. Tot i tenir
una continuïtat cartogràfica i un transport continu
cap al sud, els diferents segments del límit mostren
diferents edats d'activitat tectònica. Aquest fet
aparentment contradictori pot interpretar-se per
mitjà de les complexes relacions geomètriques
entre l'encavalcament del Pedraforca i Sudpirinenc,
i els sistemes imbricats del seu bloc superior per
una banda i els encavalcaments entroncats en el seu
bloc inferior per una altra.
La distribució inicial de l'encavalcament del
Pedraforca i Sudpirinenc durant l'Eocè inferior
sembla tenir una relació directa amb la distribució
dels materials triàsics i juràssics, però no amb els
cretacis (vegeu la distribució dels materials del
Cretaci al Mapa palinspàstic anterior als 55 Ma,
Fig. 71). El mapa evolutiu de la distribució de les
traces dels encavalcaments del Pirineu oriental i
central (Fig. 77) mostra la geometria inicial del
marge, constituïda per segments frontals de direcció
aproximada E-W i segments oblics de direcció
NNE-SSW. Aquesta geometria inicial irregular de
l'encavalcament del Pedraforca i Sudpirinenc
controlà gran part de l'evolució posterior d'ambdós
blocs, el superior i l'inferior. Tal com s'observa al
mapa estructural del Pirineu (vegeu la Fig. 3), els
mantells del Pedraforca i de la Unitat Sudpirinenca
Central mantenen la geometria inicial amb poques
variacions (comparar amb la de la Fig. 77). En el
bloc inferior de l'encavalcament s'hi poden
reconèixer les rampes de bloc inferior i també la
direcció anòmala dels plecs, controlada per la
direcció de les rampes oblíqües (plecs del mantell
del Port del Comte i de la conca d'avantpaís de
l'Ebre).
Junt amb la geometria irregular de l'encavalcament
del Pedraforca-Sudpirinenc, la localització del
principal nivell de desenganxament als materials
del Triàsic mitjà-superior és una altra de les
característiques importants de la unitat del
Pedraforca i Unitat Sudpirinenca Central. Aquest
fet condicionà les sèries estratigràfiques del bloc
superior i inferior de l'encavalcament durant la
primera etapa del transport tectònic cap al sud, des
dels 53 Ma fins als 47 Ma.
Al tall BB' de la Fig. 76 s'observa que la Unitat
Sudpirinenca Central es desenganxà i fou
transportada cap al sud deixant la cobertora anterior
al Triàsic mitjà al bloc inferior. La major extensió
original cap al sud de la Unitat Sudpirinenca
Central respecte al mantell inferior del Pedraforca
marcà el fet que l'encavalcament Sudpirinenc
continuà amb una geometria de replà a l'oest mentre
que l'encavalcament del Pedraforca pujà en la sèrie
eocena del bloc inferior (geometria de rampa del
tall CC' de la Fig. 76). La rampa de direcció E-W
que s'observa als materials eocens del mantell del
Cadí sota de l'encavalcament del Pedraforca és el
resultat de passar del replà de bloc inferior de
l'encavalcament Sudpirinenc al Pirineu central a la
rampa de bloc inferior de l'encavalcament del
Pedraforca al Pirineu oriental, fet ja observat per
Séguret (1972).
En el mapa evolutiu de les traces dels
encavalcaments del Pedraforca i Sudpirinenc (Fig.
77) s'observa la posició restituïda de la traça
septentrional de l'encavalcament del Pedraforca als
47 Ma (d'acord als límits erosius actuals). Aquesta
estava situada 8 km al sud del punt inferior de la
rampa frontal de bloc inferior de l'encavalcament
(en altres paraules, 8 km al sud de la traça inicial de
l'encavalcament als 53 Ma). En canvi, la geometria
de replà de l'encavalcament Sudpirinenc es podia
seguir 18-20 km al nord de la posició de la traça
frontal de l'encavalcament (vegeu els mapes
palinspàstics corresponent als 55-51 ma i als 47
Ma, Figs 72 i 73 respectivament).
L'evolució de l'encavalcament del Pedraforca i
Sudpirinenc sofrí un canvi important als 47 Ma. Al
Pirineu oriental, l'encavalcament del Pedraforca
quedà aturat i l'escurçament es tranferí a
l'encavalcament de Vallfogona, que transportà el
del Pedraforca a cavall (Tall CC', Fig.76).
L'encavalcament de Vallfogona s'entroncà amb
l'encavalcament Sudpirinenc i tingueren una
evolució similar des dels 47 Ma fins almenys els
37.2 Ma (Tall DD', Fig. 76), (vegeu també el Mapa
palinspàstic corresponen al 37.2 Ma, Fig. 74).
Tot i que l'encavalcament de Vallfogona fou actiu
amb posterioritat als 37.2 Ma, l'escurçament
important post-sals de la Fm. de Cardona es donà a
l'encavalcament basal del dúplex cec de Puig-reig i
d'Oliana i a l'encavalcament emergent Sudpirinenc,
ambdós entroncats com s'observa als talls EE' als
37.2 Ma i FF' aproximadament als 31.7 Ma (Fig.
76), (vegeu una àmplia explicació d'aquest període

al Marge oriental de la Unitat Sudpirinenca Central
del tall J-11, pàg.114 i a la interpretació de
l'estructura profunda dels anticlinals d'Oliana i de
Puig-reig del tall J-15, pàg.137).
L'encavalcament del Pedraforca i el Sudpirinenc,
que formen el límit oriental dels mantells del
Pedraforca i de la Unitat Sudpirinenca Central
presentaven dues característiques molt interessants.
L'una és que l'encavalcament fou sempre emergent
durant els períodes en què foren actius. L'altra és
que tot i que presenta una traça contínua, aquesta
està formada per diferents segments de diferent
edat. L'emergència de l'encavalcament s'observa en
els talls del diagrama seqüencial de bloc superior
(Fig. 76) i a les diferents reconstruccions de les
traces de l'encavalcament (Fig. 77) on el marge
oriental de la Unitat Sudpirinenca Central mostra
un retrocés degut a l'erosió i a l'escurçament de
direcció E-W, especialment important a l'extrem SE
de la unitat (vegeu Tall geològic J-14, Fig. 67).
L'encavalcament del Pedraforca i Sudpirinenc pot
separar-se en diferents segments d'acord a l'edat de
l'activitat tectònica. L'encavalcament del Pedraforca
fou actiu des dels 53 Ma fins als 47 Ma. La
incorporació de l'encavalcament de Vallfogona al
sistema d'encavalcament coincidí amb l'aturada del
del Pedraforca. Posteriorment als 47 Ma i fins als
36.5 Ma, l'encavalcament Sudpirinenc fou actiu
només al sud del punt d'entroncament amb el de
Vallfogona. La incorporació final del dúplex
d'Oliana i Puig-reig al sistema d'encavalcaments
aturà el segment nord de l'encavalcament
Sudpirinenc al que transportà passivament sobre la
làmina tectònica superior del dúplex i només fou
actiu el segment sud de l'encavalcament
Sudpirinenc (vegeu Marge oriental de la Unitat
Sudpirinenca Centraldel tall J-11, pàg.114 i
Interpretació de l'estructura profunda dels
l'anticlinals d'Oliana i de Puig-reig del tall J-15,
pàg.137), des dels 36.5 Ma fins aproximadament
els 31.7 Ma (vegeu Escurçament i velocitat de
l'escurçament del tall J-11, pàg.116).
L'esquema estructural de la Fig. 78 mostra els
principals encavalcaments que s'observen a
l'acabament oriental de la Unitat Sudpirinenca
Central amb l'edat de fossilització. La traça
contínua de l'encavalcament del Pedraforca i
145
Sudpirinenc se segueix per l'encavalcament del
Pedraforca al NE amb una edat de fossilitació
corresponen als 47 Ma, l'encavalcament de l'Alzina
amb una edat aproximada de 29 Ma (vegeu la
discussió de l'edat Interpretació de l'estructura
tardana del mantell del Port del Comte del tall J-15,
pàg.139), l'encavalcament del Segre actiu dels 36.5
Ma als 34 Ma (vegeu Mapa palinspàstic 34.4-28.7
Ma, pàg.155), i finalment per l'encavalcament
d'Artesa fossilitzat aproximadament als 31.7 Ma
(vegeu Escurçament i velocitat de l'escurçament del
tall J-11, pàg.116). Per una altra banda, el que s'ha
vingut anomenant històricament com la falla del
Segre constitueix una alineació d'encavalcaments,
de direcció general NE-SW, amb diferent significat
tectònic i edat. Així, de sud a nord, l'encavalcament
de Montargull, actiu com un encavalcament fora de
seqüència a l'Oligocè inferior (vegeu Marge
oriental de la Unitat Sudpirinenca Central i
Escurçament i velocitat de l'escurçament, ambdós
del tall J-11, pàgs.114 i 116, respectivament),
l'encavalcament del Segre, actiu des dels 36.5 Ma
fins als 34 Ma, i l'encavalcament de l'Alzina, actiu a
l'Oligocè inferior. Aquest últim segueix
possiblement una fractura formada durant el Cretaci
inferior, de direcció NNE-SSW, paral·lela a les que
s'observen al mantell de Bóixols a la transversal del
riu Segre (Berástegui et al., 1990).
L'evolució de l'acabament oriental del mantell del
Pedraforca i de la Unitat Sudpirinenca Central es
caracteritzà, tal com s'ha descrit, per l'emergència
de l'encavalcament del Pedraforca i Sudpirinenc
durant els períodes en que foren actius. Aquest fet
provocà l'erosió del marge oriental del mantell del
Pedraforca i de la Unitat Sudpirinenca Central per
una banda i la poca deformació interna que
s'observa al bloc inferior d'aquest encavalcament
(mantell del Cadí). Aquesta evolució del marge
oriental de la Unitat Sudpirinenca Central contrasta
amb la del límit occidental on s'observa una àmplia
deformació (Séguret, 1972; Puigdefàbregas, 1975;
Martínez-Peña, 1991). Aquesta fou produïda per la
propagació cega de l'encavalcament equivalent al
Sudpirinenc. En aquest sentit, la diferent distribució
de les roques mesozoiques als dos marges de la
Unitat Sudpirinenca Central controlà el que el
marge oriental fos emergent i erosiu i el marge
occidental fos cec i acrecional (vegeu Mapa
estructural del Pirineu, Fig. 3).

146
Fig. 76. Talls esquemàtics que corresponen a un diagrama seqüencial de bloc superior a través del marge
oriental de la Unitat Sudpirinenca Central. Els talls se situen en els diferents mapes palinspàstics. Els
triangles negres sobre la traça dels encavalcament indiquen activitat tectònica. Esl triangles en blanc
indiquen futures traces d'encavalcaments. Entre els talls DD' i FF' se situa el tall geològic J-15 (Fig. 70). El
sector oest del tall FF' correspon al tall geològic J-9 (Fig. 51). El tall GG' correspon aproximadament als
tall geològic J-14 (Fig. 67). (English figure caption page 177).

147
Fig. 77. Mapa evolutiu de la distribució de les traces dels encavalcaments del Pirineu oriental i central,
dibuixat a partir dels mapes palinspàstics. (English figure caption page 178).

148
Fig. 78. Esquema estructural de l'acabament oriental de la Unitat Sudpirinenca Central on s'han dibuixat
els diferents encavalcaments del sistema imbricat i les edats de fossilització de cada segment dels
encavalcaments. La traça dels encavalcaments del Pedraforca i Sudpirinenc es pot seguir al llarg dels
segments del Pedraforca, de l'Alzina, del Segre i d'Artesa. Cada un d'aquests segments té un significat i una
edat d'activitat específica. L'alineació de direcció NE-SW que connecta els encavalcaments de Montargull,
del Segre i de l'Alzina (l'anomenada falla del Segre) també està formada per diferents segments amb diferent
significat estructural i amb diferent edat. Les edats marcades amb ~ són aproximades. (English figure
caption page 178).

Discussió i conclusions de l'orogen pirinenc Escurçament i tectònica de
plaques
La taula de la Fig. 79 mostra les velocitats de
l'escurçament calculades a diferents transversals del
Pirineu meridional. La més oriental correspon a la
del tall J-1 i la més occidental a la de la transversal
de Riglos (vegeu Mapa estructural del Pirineu, Fig.
3). La incorporació de les velocitats d'escurçament
de la transversal de Riglos (Hogan et al., en revisió)
permet de tenir un bon control de la propagació de
la deformació segons la direcció del transport
tectònic i també de la migració d'aquesta al llarg de
225 km de la serralada.
Donat que no hi ha dades disponibles de la
magnitud de l'escurçament ocorregut a la Cadena
Costanera Catalana, s'han utilitzat els dipòsits
sintectònics de Montserrat i la Llena, on hi ha un
control cronològic suficient, com a marcadors de
l'activitat tectònica. La secció de Montserrat, a la
transversal del tall J-3 (Fig. 27) comprèn des del
Lutecià (aprox. 47 Ma) fins al Priabonià mitjà
(aprox. 36 Ma), (Burbank, com. per., 1992). La
secció de la Llena, a la transversal del tall J-12
(vegeu la situació al Mapa de situació dels talls
geològics, Fig. 14), comprèn des del Bartonià
inferior (aprox. 41 Ma) fins a l'Oligocè inicial
(aprox. 28.5 Ma), (Colombo i Vergés, 1993). Tal
com es pot veure a la taula, l'activitat tectònica del
marge catalànide fou aproximadament sincrònica a
la del marge pirinenc transversal a transversal.
Les velocitats d'escurçament dibuixades a la taula
indiquen 3 períodes bén diferenciats, que es poden
associar a l'emplaçament dels diferents mantells
pirinencs. Així, la inversió tectònica positiva dels
mantells de Bóixols i superior del Pedraforca es
realitzà a una velocitat molt lenta (

l'Atlàntic S (de 70 mm/a del Campanià a 30 mm/a
al Paleocè; Cande i Kent, 1992).
A la serralada dels Alps occidentals, s'ha descrit
una evolució similar a la dels Pirineus pel primer
període indicat, des del Campanià superior fins al
Danià segons Trümpy (1980), i des del Paleocè a
l'Eocè més inferior segons (Ziegler, 1989), amb una
deformació molt reduïda.
Les velocitats d'escurçament màximes, al voltant de
4 mm/a, durant l'emplaçament del mantell inferior
del Pedraforca i de la Unitat Sudpirinenca Central,
coincideix amb un canvi sobtat de la direcció del
moviment d'Africa als 59 Ma segons Srivastava i
Tapscott (1986), però principalment coincideix amb
l'obertura del mar de Noruega, entre Groenlàndia i
Noruega i de Baffin, entre Groenlàndia i Nord
Amèrica, a l'extrem més septentrional de l'Atlàntic
a 55 Ma (per ex. Ziegler, 1992). L'obertura del mar
de Noruega comportà un moviment general de
direcció SSE de la placa euroasiàtica (Smith i
Briden, 1977) que causà una compressió addicional
en aquesta direcció (Srivastava i Tapscott, 1986) i
que afectà al límit actiu de les plaques d'Africa-
Ibèria i Europa situat al Pirineu.
Es interessant observar que el canvi d'una placa
ibèrica lligada a la placa africana a una placa
ibèrica independent es realitzà durant el període en
què les velocitats d'escurçament eren més lentes
que les del període anterior (1.3-2.6 mm/a), (vegeu
una explicació més àmplia dels límits de la placa
ibèrica a Evolució alpina del marge NE d'Ibèria
pàg.19). El desenvolupament d'un marge actiu a les
Bètiques a l'Eocè superior està d'acord amb les
datacions de la compressió a les zones internes
d'aquesta serralada (per ex. Lonergam, 1993).
El final de la compressió al vessant meridional del
Pirineu coincideix amb dos esdeveniments
importants. L'extensió a la Mediterrània occidental
durant l'Oligocè i una nova reorganització dels
límits de la placa ibèrica aproximadament al límit
Oligocè-Miocè. L'extensió i formació del solc de
València (Riba et al., 1983; Fontbotè et al., 1990;
entre d'altres) migrà de NE a SW (Roca, 1992). Si
bé s'observa una certa sincronia entre la migració
de l'extensió al solc de València i la migració del
final de la compressió al Pirineu, aquesta última
estaria més aviat associada al final de l'activitat de
la placa ibèrica com a placa independent (Roest i
Srivastava, 1991) i amb l'inici de la deformació
150
neògena important a les Bètiques (per ex. Sàbat et
al., 1988 i Roca, 1992).
Les dades obtingudes pel vessant meridional del
Pirineu són utils per a resoldre la cinemàtica de la
placa ibèrica des del Cretaci superior fins al Miocè
(vegeu L'orogen pirinenc; pàg.9). Les dades
obtingudes en aquest treball indiquen un transport
continu cap al sud dels mantells sudpirinencs, amb
les variacions de la velocitat de l'escurçament
comentades, des de l'Eocè inferior fins a l'Oligocè
inferior a l'est, l'Oligocè superior al centre i el
Miocè a l'oest de la serralada. A més, la quantitat
total de l'escurçament sembla augmentar cap al
centre de la serralada (sector comprès des del tall
geològic J-3 al J-13) on s'ha calculat un total mínim
de 69 km per a les unitats de la cobertora i un total
de 88.4 km fins a la Falla Nordpirinenca, valor
similar als aproximadament 100 km de la
reconstrucció del tall ECORS de Muñoz (1992).
Cap dels resultats obtinguts en aquest treball estan
d'acord amb la reconstrucció de la serralada del
Pirineu de Roest i Srivastava (1991). A partir de les
anomalies magnètiques del fons de l'Atlàntic, Roest
i Srivastava suggereixen un escurçament total de
300 km amb els períodes més actius al Cretaci
superior-Paleocè i a a l'Eocè superior, al contrari de
les dades presentades en aquest treball (Fig. 79).
Per fer una reconstrucció acurada del límit pirinenc
durant l'etapa compressiva s'ha d'entendre
l'evolució d'aquest límit des de Cantàbria, a l'oest,
fins al Golf de Lleó i la connexió amb els Alps
occidentals, a l'est. Paral·lelament al coneixement
del límit pirinenc és important conèixer
l'escurçament i la duració d'aquest en el conjunt
d'àrees deformades a l'interior de la placa ibèrica
com a resultat dels esforços compressius
transmesos. La Cadena Costanera Catalana (per ex.
Anadón et al., 1985b) i la Cadena Ibèrica (per ex.
Guimerà i Alvaro, 1990), la part S de Portugal
(Lepvrier i Mougenot, 1984), la part N de Mallorca
(Ramos et al., 1985), el Sistema Central (per ex.
Banks i Warburton, 1991) i les Bètiques (per ex. De
Jong, 1990; i De Ruig et al., 1992) foren àrees amb
deformació activa, en part sincrònica amb la
compressió al Pirineu. Així, per tant, una completa
reconstrucció de la geodinàmica entre les plaques
d'Africa i Europa ha d'incloure les dades
corresponents a l'escurçament dels límits de la placa
ibèrica (Pirineus i Bètiques) així com les dades
corresponents a l'escurçament realitzat a l'interior
de la placa ibèrica.

151
Fig. 79. Taula de les velocitats d'escurçament del vessant S del Pirineu i lligam amb els principals esdeveniments de la tectònica de plaques. (1) Cande i Kent (1992);
(2) Hogan et al., (en revisió); (3) Colombo i Vergés (1993); (4) Burbank (com. per., 1992); (5) Roca (1992); (6) Ziegler (1992); (7) Srivastava i
Tapscott (1986); (8) Srivastava et al., (1990); (9) Lonergam (1993) i (10) Banks i Warburton (1991). (English figure caption page 178).

Referències bibliogràfiques
152
Agustí, J. Anadón, P., Arbiol, S., Cabrera, L, Colombo, F. i Sáez, A. (1987): Biostratigraphical
characteristics of the Oligocene sequences of North-Eastern Spain (Ebro and Campins Basins). Münchner
Geowiss. Abh., (A)10; 35-42.
Almela, A. i Ríos, J.M. (1943): Contribución al conocimiento de la zona sub-pirenaica catalana. Boletín
I.G.M.E., 56; 391-451.
Alonso, J.L. (1989): Fold reactivation involving angular unconformable sequences: theoretical analysis and
natural examples from the Cantabrian Zone (NW Spain). Tectonophysics, 170; 57-77.
Alonso, A., Floquet, M., Melendez, A. i Salomón, J. (1982): 7. Cameros-Castilla, In: El Cretácico de
España (Univ. Complutense eds), Madrid; 345-356.
Alvarado, M., Coma, J., del Valle, J. i Ríos, J.M. (1958): Memoria del mapa geológico de la Hoja de
Benabarre (289) a escala 1 /50.000
Alvaro, M., Capote, R i Vegas, R. (1979): Un modelo de evolución geotectónica para la Cadena
Celtibérica. Acta Geol. Hispànica. Homenatge a Lluís Solé i Sabarís. 14; 172-177.
Anadón, P. i Villalta, J.F. (1975): Caracterización de los terrenos de edad Estampiense de Campins (Vallès
Oriental). Acta Geol. Hispànica, 10; 6-9.
Anadón, P., Cabrera, Ll., Colldeforns, B. i Sáez, A. (1989): Los sistemas lacustres del Eoceno superior y
Oligoceno del sector oriental de la cuenca del Ebro. Acta Geol. Hispànica, 24; 205-230.
Anadón, P., Cabrera, Ll., Guimerà, J. i Santanach, P. (1985b): Paleogene strike-slip deformation along
the southeastern margin of the Ebro Basin. Spec. Publ. on Strike-slip Tect. and Sedimentation, Soc. of
Econ. Paleont. Min., 37; 303-318
Anadón, P., Colombo, F., Esteban. M., Marzo, M., Robles, S., Santanach, P. i Solé Sugrañes, L. (1979):
Evolución tectonoestratigráfica de los Catalánides. Acta Geol. Hispànica. Homenatge a Lluís Solé i
Sabarís. (14); 242-270.
Anadón, P., Feist, M., Hartenberger, J.L., Muller, C. i Villalta, J.F. (1983): Un exemple de correlation
biostratigraphique entre échelles marine et continentales dans l'Éocène: la coupe de Pontils (Bassin de
l'Ébre, Espagne). Bull. Soc. géol. France, 25; 747-755.
Anadón, P., Marzo, M. i Puigdefàbregas, C. (1985a): The Eocene Fan-Delta of Montserrat (Southeastern
Ebro basin, Spain). Exc. Guide-book 6th European Regional Meeting. Lerida, Spain.; 111-146.
Anadón, P., Marzo, M., Riba. O., Sáez, A. i Vergés, J. (1989): Fan-delta deposits and syntectonic
unconformities in alluvial fan conglomerates of the Ebro basin. 4th Int. Conference on Fluvial Sediment.
(M.Marzo i C.Puigdefàbrega s Eds.); 100pp.
Apotria, T.G., Snedden, W.T., Spang, J.H. i Wiltschko, D.V. (1992): Kinematic models of deformation at
an oblique ramp, In: Thrust Tectonics (K.R. McClay, Ed.), Chapman & Hall, London; 141-154.
Arbués, P. (1991) Estudi geològic de la Fm. d'Areny entre els rius Segre i Noguera Ribagorçana. Servei
Geològic de Catalunya, inèdit.
Arthaud, F. et Séguret, M. (1981): Les estructures pyrénéennes du Languedoc et du Golfe de Lion (Sud de
la France). Bull. Soc. géol. France, sér. 7, 23(1); 51-63.
Atkinson, C.D. (1984): Comparative sequences of Ancient fluviatile deposits in the Tertiary South Pyrenean
basin. PhD thesis, Univ. Wales.
Bally, A.W., Gordy, P.L. i Steward, G.A. (1966): Structure, seismic data and orogenic evolution of
southern Canadian Rocky Mountains. Bull. Can. Petrol. Geol., 14; 337-381.
Banks, C.J. i Warburton, J. (1986): 'Passive-roof' duplex geometry in the frontal structures of the Kirthar
and Sulaiman mountain belts, Pakistan. J. Struct. Geol., 8(3/4); 229-237.
Banks, C.J. i Warburton, J. (1991): Mid-crustal detachment in the Betic system of southeast Spain.
Tectonophysics, 191; 275-289.
Barberà, X. i Corregidor, J. (1991): Memòria explicativa de la cartografia geològica del Grup d'Ager a la
conca de Tremp. Servei Geol. de Catalunya, informe inèdit; 14 pp.
Barnolas, A., Robador, A., Gracía-Senz, J., Samsó, J.M., Teixell, A., Zamorano, M., Serra-Kiel, J.,
Tosquella, J., Orue-Etxebarria, X. (1991a): Introduction to the Early Paleogene of the South-Pyrenean
Basin. Field-Trip Guidebook IGCP Project n. 286 Early Paleogene Benthos. first Meeting, Jaca (Spain);
159 pp.

153
Barnolas, A., Samsó, J.M., Teixell, A., Tosquella, J. i Zamorano, M. (1991b): Evolución sedimentaria
entre la cuenca de Graus-Tremp y la cuenca de Jaca-Pamplona. Libro-Guía Exc. 1 (F. Colombo Ed.). I
Congreso del Grupo Español de l Terciario; 123 pp.
Barnolas, A. i Teixell, A. (1992): La cuenca surpirenaica de Jaca como ejemplo de cuenca de antepaís
marina profunda con sedimentación carbonática en el margen distal. Simposio sobre Geología de los
Pirineos, III Congr. Geol. de España , Salamanca, 9 pp.
Bartrina, M.T., Cabrera, L., Jurado, M.J., Guimerà, J. i Roca, E. (1992): Evolution of the central
Catalan margin of the València trough (western Mediterranean). Tectonophysics, 203; 219-247.
Bentham, P.A. (1992): The tectono-stratigraphic development of the western oblique ramp of the southcentral
Pyrenean thrust system, Northern Spain. Ph. D. University of southern California; 253 pp.
Berástegui, X.; García, J.M. i Losantos, M. (1990): Structure and sedimentary evolution of the Organyà
basin (Central South Pyrenean Unit, Spain) during the Lower Cretaceous. Bull. Soc. géol. France, 8,
VI(2); 251-264.
Bergerat, F. (1982): Le couloir rhodanien au Paléogène: analyse de la fracturation et interprétation
cinématique régionale. Revue de Géologie dynamique et de Géographie physique, 23; 239-243.
Berggren, W.A., Kent, D.V., Flynn, J.J. i Van Couvering, J.A. (1985): Cenozoic geochronology. Geol.
Soc. America Bull., 96; 1407-1418.
Betzler, Ch. (1989): The Upper Paleocene to Middle Eocene between the rio Segre and the rio Llobregat
(eastern south Pyrenees): Facies, stratigraphy and structural evolution. Geologie, Paläontologie,
Stratigraphie. Tübingen; (2), 1-113.
Bilotte, M. (1978): Évolution sédimentaire et tectonique du bassin sous-pyrénéen à la fin du Cretacé, à l'est
de la Garonne. Bull. Soc. géol. France, sér. 7, 10(5); 649-655.
Bilotte, M., Peybernès, B. et Souquet, P. (1979): Les Pyrénées Catalanes dans la région de l'Empordà.
Relations entre zones isopiques crétacées et unités structurales. Acta Geològica Hispánica. Homenatge a
Lluís Solé Sabarís, t.14; 280-288.
Birot, P. (1934): Sur les poudingues Nummulitiques dans leurs rapports avec les massifs calcaires Sud-
Pyrénéens, entre la Segre et la Llobregat. C. R. Somm. Soc. Géol. France, (I série), t. IV(1); 11-13.
Boccaletti, M., Guazzone, G. i Manetti, P. (1977): Evoluzione paleogeografica e geodinamica del
Mediterraneo; i bacini marginali. Mem. Soc. Geol. It., 13; 1-39.
Boillot, G. (1984): Some remarks on the continental margins in the Aquitaine and French Pyrenees. Geol.
Mag., 121(5); 407-412.
Boillot, G. (1986): Comparision between the Galicia and Aquitaine margins. Tectonophysics, 129: 243-255.
Boillot, G. i Capdevila, R. (1977): The Pyrenees: subduction and collision?. Earth and Planetary Science
Letters, 35: 251-260.
Boillot, G. i Malod, J. (1988): The north and north-west Spanish continental margin: a review. Rev. Soc.
Geol. España, 1(3-4): 295-316.
Boillot, G., Auxietre, J.L., Dunand, J.P., Dupeuple, P.A. i Mauffret, A. (1979): The northwestern Iberian
Margin: a Cretaceous passive margin deformed during Eocene. In: M. Talwani et al. (Editors). Deep
Drilling Results in the Atlantic Ocean Continental
Bois, C., Gariel, O., et Pinet, B. (1990): Ecors Deep Seismic surveys across Paleozoic and Mesozoic basins
in France and adjacent areas: A review. In: The Potential of Deep Seismic Profiling for Hydrocarbon
Exploration (Pinet, B. i Bois, C. Eds) i Éditions Technip, Paris; 381-401.
Burbank, D.W. i Beck, R. (1991): Rapid, long-term rates of denudation. Geology, 19; 1169-1172.
Burbank, D.W. i Raynolds, R.G.H. (1986): Stratigraphic keys to the timing of thrusting in terrestrial
foreland basins: Applications to the northwestern Himalaya. In: New Perspectives in Basin Analysis
(Kleinspehn, L. i Paola, Ch., Ed.); 331-351.
Burbank, D.W. i Vergés, J. (en revisió): Reconstruction of topography and related depositional systems
during active thrusting. Jour. Geophy. Research
Burbank, D.W., Hogan, Ph. J. i Bentham, P.A. (en premsa) Chronology of foreland-basin evolution in
the central and western Pyrenean foreland. In: Tertiary basins of Spain (Friend, P.F. i Dabrio, C.J. Ed.)
Burbank, D.W., Puigdefàbregas, C. i Muñoz, J.A. (1992b): The chronology of the Eocene tectonic and
stratigraphic development of the eastern Pyrenean Foreland Basin, NE Spain. Geol. Soc. America Bull.,
104; 1101-1020.

154
Burbank, D.W., Vergés, J., Muñoz, J.A. i Bentham, P. (1992a): Coeval hindward- and forwardimbricating
thrusting in the Central Southern Pyrenees, Spain: Timing and rates of shortening and
deposition. Geol. Soc. America Bull., 104; 3-17.
Burrus, J. (1984): Contribution to a geodynamic synthesis of the Provençal basin (North-Western
Mediterranean). Marine Geology, 55; 247-269.
Burrus, J., Olivet, J.L., Auzende, J.M., Cazes, M., Curnelle, R., Galdeano, A., Labaume, P. Mauffret,
A., Patriat, P. i Pinet, B. (1987): Profil ECORS Golfe de Lion: Rapport d'implantation. I.F.P. (inèdit),
116 pp i 92 figs.
Busk, H.G. (1929): Earth flexures. Cambridge University Press, 186 pp.
Busquets, P., Ortí, F., Pueyo, J.J., Riba, O., Rosell, J, Sáez, A., Salas, R. i Taberner, C. (1985):
Evaporite deposition and diagenesis in the saline (potash) catalan basin, Upper Eocene. Excursion Guidebook
6th European Meeting, Lleida, Spain. 13-59.
Cabrera, L., Roca, E. i Santanach, P. (1988): Basin formation at the end of a strike-slip fault: the Cerdanya
Basin (eastern Pyrenees). J. geol. Soc. London, 145; 261-268.
Calvet, M. (1985): Néotectonique et mise en place des reliefs dans l'Est des Pyrénées; l'example du horst des
Albères. Revue de Géologie dynamique et de Géographie physique, 26; 119-130.
Calvet, F., Anglada, E., Solé, N. i Marc, M. (1988): Evolución sedimentaria del Triásico de los Pirineos.
Abstracts del Simposium on the Geology of the Pyrenees and Betics, Barcelona; 81.
Cámara, P. i Klimowitz, J. (1985): Interpretación geodinámica de la vertiente centro-occidental
surpirenaica. Estudios Geol., 41; 391-404.
Cande, S.C. i Kent, D.V. (1992): A new geomagnetic polarity time-scale for the late Cretaceous and
Cenozoic. J. Geophys. Res., 97; 13917-13951.
Carez, L. (1881): Etude des terrains crétacés du Nord de l'Espagne. Thése doct., Univ. de Paris; 327 pp.
Casas, J.M. i Muñoz, J.A. (1987): Sequences of mesostructures related to the development of Alpine thrust
in the Eastern Pyrenees. Tectonophysics, 135; 67-75.
Caus, E. (1973): Aportaciones al conocimiento del Eoceno del anticlinal de Oliana (prov. de Lérida). Acta
Geol. Hispànica, 8(1); 7-10.
Caus, E. (1975): Presencia y estructura de 'Calcarina lecalvezae' en el Biarritziense pirenaico (prov. de
Lérida, España). Acta Geol. Hispànica, 10(5); 175-178.
Caus, E. (1976): Alguns macroforaminífers del Biarritzià català. Butll. Inst. Cat. Hist. Nat., 40(1); 23-29.
Cerveny, P.F., Naeser, C.W., Kelemen, P.B., Lieberman, J.E. i Zeitler, P.K. (1989): Zircon fission-track
ages from the Gasherbrum Diorite, Karakoram Range, northern Pakistan. Geology, 17; 1044-1048.
Choukroune, P. (1976): Structure et évolution tectonique de la zone nord-pyrénéenne (analyse de la
déformation dans une portion de chaîne à schistosité subverticale). Mémoires de la Société Géologique de
France, 127; 116pp.
Choukroune, P. i ECORS Pyrenees Team (1990): Main results of the ECORS Pyrenees profile.
Tectonophysics, in press
Choukroune, P. i ECORS team (1989): The ECORS Pyrenean deep seismic profile reflection data and the
overall structure of an orogenic belt. Tectonics, 8(1):23-39.
Choukroune, P. i Mattauer, M. (1978): Tectonique des plaques et Pyrénées: sur le fonctionnement de la
faille transformante nord-pyrénéenne. Comparaison avec des modèles actuels. Bull. Soc. géol. France,
20; 689-700.
Choukroune, P. i Séguret, M. (1973) Carte structurale des Pyrénées, 1/500.000, Montpellier.
Choukroune, P., Séguret, M. i Galdeano, A. (1973): Caractéristiques et évolution structurale des Pyrénées.
Bull. Soc. géol. France, 7; 601-611.
Cirés, J., Alias, G., Poblet, J. i Casas, J.M. (1990) Laestructura del anticlinal de la Massana (Hercínico del
Pirineo central). Geogaceta, 8; 42-44.
Clavell, E. (1992): Geologia del petroli de les conques terciàries de Catalunya. Tesi doctoral, Univ. de
Barcelona, 448 pp.
Clavell, E., Martínez, A. i Vergés, J. (1988): Morfologia del basament del Pirineu oriental: evolució i
relació amb els mantells de corriment. Acta Geol. Hispànica, 23(2); 129-140.
Closas-Miralles, J. (1952): Las bauxitas del NE de España. C. R. Congr. Geol. Int. Alger, 12(12); 199-223.
Colletta, B., Letouzey, J., Pinedo, R., Ballard, J.F. i Balé, P. (1991): Computerized W-ray tomography
analysis of sandbox models: Examples of thin-skinned thrust systems. Geology, 19; 1063-1067.

155
Colom, G. (1951): Micropaleontología aplicada: estudio del sondeo profundo del anticlinal de Oliana. Bol.
Inst. Geol. Min. España, 72; 160-218.
Colombo, F. (1986): Estratigrafía y sedimentología del paleogeno continental del borde meridional
occidental de los Catalánides (provincias de Tarragona, España). Cuad. Geol. Ibérica, 10; 55-115.
Colombo, F. i Vergés, J. (1993): Implicaciones sedimentarias y tectónicas de las discordancias progresivas:
Ejemplos en el margen SE de la cuenca del Ebro. Grupo Scala Dei. Serra de la Llena. Acta Geol.
Hispànica, Volum homenatge a Oriol Riba.
Combes, P.J. (1990): Typologie, cadre géodynamique et genèse des bauxites françaises. Geodinamica Acta,
4, 2; 91-109.
Cooper, M.A. (1983): The calculation of bulk strain in oblique and inclined balanced sections. J. Struct.
Geol., 5(2); 161-165.
Coward, M.P. i Dietrich, D. (1989) Alpine Tectonics -an overview. in: Alpine Tectonics (Coward, M.P. i
Dietrich, D. Ed.) Geol. Soc. S pec. Publ., 45; 1-29.
Crusafont, M., Truyols, J., i Riba, O. (1966): Contribución al conocimiento de la estratigrafia del terciario
continental de Navarra y Rioja. Notas Com. Inst. Geol. Min. Esp., 90; 53-76.
Cuenca, G. (1991): Nuevos datos biostratigraficos del Oligoceno del sector oriental de la cuenca del Ebro. I
Congreso del Grupo Español del Terciario. Comunicaciones; 97-100.
Cuevas, J.L., Marzo, M. i Mercadé, L. (1989): Depositos de barras de meandro de granulometria gruesa en
la Formación Talarn (Tránsito mesozoico-cenozoico de la conca de Tremp, Lérida). XII Congreso
Español de Sedimentología, Comunicaciones; 19-22.
Cuevas, J.L. (1989): La Formación Talarn: estudio estratigráfico y sedimentológico de las facies de un
sistema aluvial en el tránsito Mesozoico-Cenozoico de la Conca de Tremp. Tesis de Licencitura. Univ. de
Barcelona, 1-107.
Dahlstrom, C.D.A. (1969): Balanced cross sections. Can. J. Earth Sci., 6; 743-757.
Dahlstrom, C.D.A. (1990): Geometric Constraints Derived from the Law of Conservation of Volume and
Applied to Evolutionary Models for Detachment Folding. A.A.P.G. Bull., 74(3); 336-344.
Daignières, M., Gallart, J. i Banda, E. (1981): Lateral variation of the crust in the North Pyrenean Zone.
Ann. Geophys., 37; 435-456.
Daignières, M., Gallart, J., Banda, E. i Hirn, A. (1982): Implications of the seismic structure for the
orogenic evolution of the Pyrenean Range. Earth and Planetary Science Letters, 57; 88-100.
Dalloni, M. (1913) Stratigraphie et tectonique de la région des Nogueras (Pyrénées centrales). Bull. Soc.
géol. France, 4(13): 243-263.
Dalloni, M. (1930): Étude géologique des Pyrénées Catalanes. Ann. Fac. Sci. Marseille, t. XXVI; 373p.
Davis, D.M. i Engelder, T. (1985): The role of salt in fold-and-thrust belts. Tectonophysics, 119; 67-88.
Déramond, J., Graham, R.H. Hossack, J.R. Baby, P. i Crouzet, G. (1985): Nouveau modèle de la chaîne
des Pyrénées. C. R. Ac. Sc. Paris, 301; 1213-1216.
Derégnaucourt, D. i Boillot, G. (1982): Structure géologique du golfe de Gascogne. Bull. BRGM 2, I(3);
149-178.
Dinarès, J., McClelland, E. i Santanach, P. (1992): Contrasting rotations within thrust sheets and
kinematics of thrust-tectonics as derived from palaeomagnetic data: an example from the southern
Pyrenees In: Thrust Tectonics (K. Mc Clay Ed.), Chapman & Hall; 265-275.
Domingo, F., Muñoz, J.A. i Santanach, P. (1988): Estructures d'encavalcament en els materials del sòcol
hercinià del massís de la Tosa d'Alp (Pirineu oriental). Acta Geol. Hispànica, 23(2); 141-153.
Durand-Delga, M., Méon, H., Masriera, A. et Ullastre, J. (1989): Effets d'une phase tectonique
compressive, affectant du Miocène supérieur, daté palynologiquement, dans la zone de la Pedraforca
(Pyrénées catalanes, Espagne). C. R. Ac. Sc. Paris, 308, Séri
Ecors Pyrenees Team (1988): The ECORS deep reflection seismic survey across the Pyrenees. Nature, 331;
508-511.
Eichenseer, H. (1987): Facies geology of late Maestrichtian to early Eocene coastal and shallow marine
sediments, Tremp-Graus basin, northeastern Spain. Ph. D. Thesis, University of Tubingen, 237 pp.
Engeser, T. i Schwentke, W. (1986): Towards a new concept of the tectogenesis of the Pyrenees.
Tectonophysics, 129; 233-242.

156
Esteban, M. i Robles, S. (1976): Sobre la paleogeografía del Cretácico inferior de los Catalánides entre
Barcelona y Tortosa. Acta Geol. Hispànica, 11(3); 73-78.
Farrell, S.G. (1984): A dislocation model applied to slump structures, Ainsa Basin, South Central Pyrenees.
J. Struct. Geol., 6(6); 727-736.
Farrell, S.G., Williams, G.D. i Atkinson, C.D. (1987): Constraints on the age of movement of the
Montsech and Cotiella Thrusts, south central Pyrenees, Spain. J. geol. Soc. London, 144; 907-914.
Fauré, Ph. (1984): Le Lias de la partie centro-orientale des Pyrénées espagnoles (Prov. de Huesca, Lérida et
Barcelona). Bull. Soc. Hist. Nat. Toulouse, 121; 23-37.
Fleta, J., Vergés, J., Escuer, J., Pujadas, J. i Martínez, A. (en revisió): Memoria del mapa geológico de
España a escala 1/50000, Plan Magna. Hoja número 258 (Figueres).
Fonnesu, F. (1984): Estratigrafía física y análisis de facies de la secuencia de Fígols, entre els río Noguera
Pallaresa e Iscles (prov. de Lleida y Huesca). Tesis Doctoral, Univ. Autònoma de Barcelona; 317 pp.
Fontboté, J.M. (1962): Informe interno BERGA PERMITS. Unión Explosivos Río Tínto. (Inédito).
Fontboté, J.M. (1991): Reflexions sobre la tectònica dels Pirineus. Memorias de la Real Academia de
Ciencias y Artes de Barcelona, 889, Vol. L(7); 303-352.
Fontboté, J.M. i Virgili, C. (1983): Introducción de la evolución tardihercínica y ciclo alpino, In: Libro
Jubilar J.M. Ríos. Geologia de España, t. II, I.G.M.E., 13-17.
Fontboté, J.M., Guimerà, J., Roca, E., Sàbat, F., Santanach, P. i Férnandez-Ortigosa, F. (1990): The
Cenozoic evolution of the València trough (western Mediterranean). Rev. Soc. Geol. España, 3(3-4);
249-259.
Fontboté, J.M., Muñoz, J.A. i Santanach, P. (1986): On the consistency of proposed models for the
Pyrenees with the structure of the eastern parts of the belt. Tectonophysics, 129; 291-301.
Fortin, L. (1963): Etude tectonique des chaînes sub-pyrénéennes de la région de Camarasa - San Lorenzo de
Mongay. S.N.P.A., 28 pp.
Gallart, J. (1981): Estudi de l'estructura de la crosta i el mantell superior als Pirineus segons tècniques de
perfils sísmics. Implicacions geodinàmiques. Tesis doctoral. Univ. de Barcelona; 215 pp.
Gallart, J., Olivera, C., Daignieres, M. et Hirn, A. (1982): Quelques données récentes sur la relation entre
fractures crustales et séismes dans les Pyrenées Orientales. Bull. Soc. géol. France, 7, 24(2); 293-298.
García-Senz, J. (1984): Mapa geològic del Cretaci Inferior de la conca d'Organyà. Servei Geol. de
Catalunya, informe inèdit.
García Senz, J.M. i Zamorano, M. (1991): Dinámica sedimentaria del Terciario continental en el margen
norte de la cuenca del Ebro, entre los ríos Cinca y Noguera Ribagorzana. I Congreso del Grupo Español
del Terciario. Comunicaciones; 147-150.
Garrido-Megías, A. (1972): Sobre la colocación del manto de Pedraforca y sus consecuencias: una nueva
unidad tectónica independiente, "el manto del Montsec". Bol. Geol. Min., 83(3); 242-248.
Garrido-Megías, A. (1973): Estudio geológico y relación entre tectónica y sedimentación del Secundario y
Terciario de la vertiente meridional pirenaica en su zona central (prov. Huesca y Lérida). Tesis Doctoral,
Fac. Ciencias. Granada. 395 pp.
Garrido-Megías, A. i Ríos, L.M. (1972): Síntesis geológica del Secundario y Terciario entre los ríos Cinca
y Segre (Pirineo central de la vertiente surpirenaica, provincias de Huesca y Lérida). Bol. Geol. Min.,
83(1); 1-47.
Garrido-Megías, A. i Posadas, M. (1981): Precisiones sobre la colocación del manto de Pedraforca (Pirineo
oriental, España). Econ. Geol., 37; 221-225.
Garwing, L.J. (1985) Fission track dating and tectonics in the eastern Pyrenees. Unpublished Ph. D. thesis.
Cambridge Univ.; 218 pp.
Gavaldà, J. (1985): Estudi sedimentològic del trànsit Cretàci-Terciari entre el riu Noguera Ribagorçana i la
serra de Sant Mamet (Lleida). Tesi de Llicenciatura, Univ. Autónoma de Barcelona; 90 pp.
Gisbert, J. (1980): Estudio geológico-petrológico del Estefano-Pérmico de la sierra del Cadí (Pirineo de
Lérida). Diagénesis y sedimentología. Tesis Doctoral. Univ. Zaragoza, 314 pp.
Grimaud, S., Boillot, G., Collette, B.J., Mauffret, A., Miles, P.R. i Roberts, D.B. (1982): Western
extension of the Iberian-European plate boundary during the Early Cenozoic (Pyrenean) convergence: a
new model. Marine Geology, 45:63-77.
Guerin-Desjardins, B. i Latreille, M. (1962): Estudio geológico de los Pirineos españoles entre los rios
Segre y Llobregat (prov. de Lérida). Bol. Geol. Min., 73; 329-371

157
Guimerà, J. (1978): Estudi estructural de les zones de fractura de Garraf i de Vallcarca. Massís del Garraf.
Tesis de licenciatura, Univ. de Barcelona; 124 pp.
Guimerà, J. (1984): Palaeogene evolution of deformation in the northeastern Iberian Peninsula. Geol. Mag.,
121(5); 413-440.
Guimerà, J. (1988): Estudi estructural de l'enllaç entre la Serralada Ibèrica i la Serralada Costanera
Catalana. Tesi Doctoral. Univ. de Barcelona. 2 vol; 600 pp.
Guimerà, J., i Alvaro, M. (1990): Structure et évolution de la compression alpine dans la Chaîne Ibérique et
la Chaîne Côtière Catalane (Espagne). Bull. Soc. géol. France, (8), VI, n.2; 339-348.
Guiraud, M. i Séguret, M. (1985): A releasing solitary overstep model for the late Jurassic-early Cretaceous
(Wealdian) Soria strike-slip basin (northern Spain). S.E.P.M. Special Publication on Strike-slip tectonics
and sedimentation, 37; 159-175.
Harland, W.B., Armstrong, R.L., Cox, A.V., Craig, L.E., Smith, A.G. i Smith, D.G. (1989): A
Geological Time Scale. Cambridge University Press, Cambridge.
Hartevelt, J.A. (1970): Geology of the upper Segre and Valira Valleys, Central Pyrenees, Andorra/Spain.
Leidse Geol. Mededelingen, 45; 167-236.
Hirn, A., Daignieres, M., Gallart, J. i Vadell, M. (1980): Explosion seismic sounding of the throws and
dips in the continental Moho. Geophysical Research Letters, 7; 263-266.
Hirst, J.P.P. i Nichols, G.J. (1986) Thrust tectonic control on Miocene alluvial distribution patterns,
southern Pyrenees. Spec. Publs int. Ass. Sediment., 8; 247-258.
Hogan, Ph.J., Burbank, D.W. i Vergés, J. (en revisió) Emergence of the frontal thrust complex, External
Sierras, SW Pyrenees: Chronology and sedimentology response. Tectonics.
Holl, J.E. i Anastasio, D.J. (1993): Paleomagnetically derived folding rates, southern Pyrenees, Spain.
Geology, 21(3); 271-274.
Homewood, P., Allen, P.A., Weidmann, M., Fasel, J.M. i Lateltin, O. (1985): The Swiss Molasse Basin.
Int. Symposium on Foreland Basins. Exc. Guidebook; 5-39.
Hossack, J.R. (1979): The use of balanced cross-sections in the calculation of orogenic contraction: A
review. Geol. Soc. London, 136; 705-711.
Hottinger, L. (1960): Recherches sur les Alvéolines du Paléocéne et de l'Eocéne. Mem. Suisses de Paléont.,
75-76; 1-243.
Hunt, C.W. (1957): Planimetric equation. J. Alta. Petrol. Geol., 5; 259-264.
Jacob, Ch., Fallot, P., Astre, G. i Ciry, R. (1926): Observations tectoniques sur le versant méridional des
Pyrénées orientales et centrales. C.R. 14e Congr. Géol. Internat., Madrid, 2; 335-412.
Jamison, W.R. (1987): Geometric analysis of fold development in overthrust terranes. J. Struct. Geol., 9(2);
207-219.
Jong, K., de (1991): Tectono-metamorphic studies and radiometric dating in the Betic Cordilleras (SE
Spain). Ph. D. University of Vrije, Amsterdam; 192 pp.
Jordan, T.E., Fleming, P.B. i Beer, J.A. (1986): Dating thrust-fault activity by use of foreland-basin strata.
In: New Perspectives in Basin Analysis (Kleinspehn,L. i Paola,Ch., Ed.) 307-330.
Julivert, M., Fontboté, J.M., Ribeiro, A. i Conde, L. (1974): Mapa Tectónico de la Península Ibérica y
Baleares. Instituto Geológico y Minero de España, 113p.
Keller, P. (1992): Palaomagnetische und strukturgeologische Untersuchungen als Beitrag zur Tektogenese
der SE-Pyrenaen. Ph. D., U.T.H.; 113 pp.
Kligfield, R., Geiser, P. i Geiser, J. (1986): Construction of geologic cross sections using microcomputer
system. Geobyte, 1; 60-66.
Kooi, H, Hettema, M. i Cloething, S. (1991): Lithospheric dynamics and the rapid Pliocene-Quaternary
subsidence phase in the southern North Sea basin. Tectonophysics, 192; 245-259.
Kusznir, N.J. i Ziegler, P.A. (1992): The mechanics of continental extension and sedimentary basin
formation: A simple-shear/pure-shear flexural cantilever model. Tectonophysics, 215; 117-131.
Labaume, P., Séguret, M. i Seyve, C. (1985): Evolution of a turbiditic foreland basin and analogy with an
accretionary prism: Example of the Eocene South-Pyrenean basin. Tectonics, 4(7); 661-685.
Lanaja, (1987): Contribución de la exploración petrolífera al conocimiento de la geología de España.
Instituto Geológico y Minero de España, 1-465.

158
Le Pichon (1984): The Mediterranean seas. Proc. of 27th Intern. Geol. Congr., Origin and history of
marginal and inland seas, vol. 23; 189-222.
Lepvrier, C. i Mougenot, D. (1984): Déformations cassantes et champs de contrainte posthercyniens dans
l'ouest de l'Ibérie (Portugal). Rev. Géol. Dyn. Géogr. Phys., 25; 291-305.
Livermore, R.A. i Smith, A.G. (1985): Some boundary conditions for the evolution of the Mediterranean
Region, In: Stanley, D.J. & Wezel, F.C. (eds) Geological Evolution of the Mediterranean Basin.
Raimono Selli Commemorative Volume, Springer Verlag, Berlin; 83-100.
Lonergam, L. (1993): Timing and kinematics of deformation of the Internal Betics. Tectonics; 460-476.
Losantos, M., Aragonés, E., Berástegui, X., Palau, J. i Puigdefàbregas, C. (1989) Mapa Geològic de
Catalunya, 1/250.000 Servei Geològic de Catalunya.
Losantos, M., Berastegui, X., Muñoz, J.A. i Puigdefabregas, C. (1988): Corte geológico cortical del
Pirineo central (Perfil ECORS): Evolución geodinámica de la cordillera pirenaica. II Congreso Geológico
de España, Granada. Simposios, 7-16
Luca, de, P., Duée, G. i Hervouet, Y. (1985): Évolution et déformation du bassin de flysch du Crétacé
supérieur de la haute chaîne (Pyrénées Basco-béarnaises - région du Pic d'Orhy). Bull. Soc. géol. France,
8, t.I, nº2; 249-262.
Maestro-Maideu, E., Betzler, Ch., van den Hurk, A.M. i Serra-Roig, J. (1991) El Ilerdiense de la Serra
d'Aubens. Correlación con la Vall d'Ager. Geogaceta, 10; 58-61.
Malmsheimer, K. i Mensink, H. (1978): Der geologische Aufbau des Zentralkatalanischen
Molassebeckens. Geol. Rundschau, 68; 121-162.
Martínez, A. (1993): Memoria del mapa geològic de Catalunya a escala 1/25000. Full de Gòsol (IV). Servei
Geològic de Catalunya (inèdit).
Martínez, A., Vergés, J. i Muñoz, J.A. (1988): Secuencias de propagación del sistema de cabalgamientos
de la terminación oriental del manto del Pedraforca y relación con los conglomerados sinorogénicos. Acta
Geol. Hispànica, 23(2); 119-128.
Martínez, A., Vergés, J., Clavell, E. i Kennedy, J. (1989): Stratigraphic framework of the thrust geometry
and structural inversion in the southeastern Pyrenees: La Garrotxa area. Geodinamica Acta, 3(3); 185-
194.
Martínez, A., Berástegui, X., Losantos, M. i Vicens, E. (1991): El Cretácico superior del manto del
Pedraforca y del manto del Cadí.
Martínez, A. i Domingo, F. (1993): Memoria del mapa geològic de Catalunya a escala 1/25000. Full de
Gòsol (II). Servei Geològic de Catalunya (inèdit).
Martínez, A., Vergés, J., Fleta, J., Escuer, J., Pujadas, J., Tosquella, J., Samsó, J.M., Barberà, M.,
Muñoz, J.A., Mallarach, J.M. (en premsa): Memoria del mapa geológico de España a escala 1/50000.
Plan Magna. Hoja 257 (Olot).
Martínez-Peña, B. (1991): La estructura del límite occidental de la Unidad Surpirenaica Central. Tesis doc.,
Univ. de Zaragoza; 380 pp.
Martínez-Peña, M.B. i Pocoví, J. (1988): El amortiguamiento frontal de la estructura de la cobertera
surpirenaica y su relación con el anticlinal de Barbastro - Balaguer. Acta Geol. Hispànica, 23(2); 81-94.
Marzo, M. i Calvet, F. (1985): Guía de la excursión del Triásico de los Catalánides. II Coloquio de
Estratigrafía del Pérmico y Triásico de España. La S eu d'Urgell; 175 pp.
Marzo, M., i Anadón, P. (1988): Anatomy of a conglomeratic fan-delta complex: the Eocene Montserrat
conglomerate, Ebro Basin, northeastern Spain. In: Fan deltas: Sedimentology and Tectonic settings, (ed.
W. Nemec and R.J. Steel. Blackie and Son); 318-340.
Masriera, A. i Ullastre, J. (1985): Puntualización acerca de las relaciones entre el Eoceno marino de
Montcalb-La Corriu, el de Sant Llorenç de Morunys y los conglomerados continentales encajantes
(Pirineo catalan). Econ. Geol., 41; 385-390.
Masriera, A. i Ullastre, J. (1990): Yacimientos inéditos de carófitas que contribuyen a fijar el límite
Cretácico-Terciario en el Pirineo Catalán. Rev. Soc. Geol. España, 3(1-2); 33-41.
Mató, E. i Saula, E. (1991): Los ciclos sedimentarios del Eoceno medio y superior en el sector NE de la
depresión del Ebro (zona de Berga-Vic). Caracterización de sus límites. Geogaceta, 10; 45-48
Mató, E., Saula, E., Vergés, J., Martínez-Ríus, A., Escuer, J. i Barberà, M. (1991): Memoria del mapa
geológico de España a escala 1/50000. Plan Magna. Hoja número 293 (Berga).

159
Mattauer, M. (1985): Présentation d'un modèle lithosphérique de la chaîne des Pyrénées. C. R. Ac. Sc.
Paris, 300(II); 71-74.
Mattauer, M. (1990): Une autre interprétation du profil ECORS Pyrénées. Bull. Soc. géol. France, VI(2);
307-311.
Mattauer, M. i Henry, J. (1974): The Pyrenees. In: Spencer, A.M.: Mesozoic and Cenozoic orogenic belts,
data for orogenic studies. Spec. Publs. Geol. Soc. London, 4; 3-21.
Mattauer, M. i Proust, F. (1963): Sur le sens de déplacement de la nappe du Cap Sicié (Var). C. R. Somm.
Soc. Géol. France, Fasc. 7; 210-211.
Mattauer, M. i Séguret, M. (1971): Les relations entre la chaîne des Pyrénées et le golfe de Gascogne. In:
Debyser, J. et al. (Eds): Histoire structurale du Golfe de Gascogne, Ed. Technip, Paris; 1-24.
Meigs, A., Burbank, D.W. i Muñoz, J.A. (1992): Thrust Sequence in the Western Sierras Marginales
Thrust Sheet, South-Central Pyrenees, Spain. Abstract A.G.U. Fall Meeting, San Francisco, page 545.
Mellere, D. (1992): I Conglomerati di Pobla de Segur: Stratigrafia Fisica e Relazioni Tettonica-
Sedimentazione. [Ph. D. dissert.]: Univ. di Padova, Italia, 203 pp.
Mey, P.H.W., Nagtegaal, P.J.C., Roberti, K,J. i Hartevelt, J.J.A. (1968) Lithostratigraphic subdivision of
post-hercynian deposits in the south-central Pyrenees, Spain. Leidse Geol. Mededelingen, 41; 221-228.
Misch, P. (1934): Geologie der mittleren sudpyreneen. Abh. Geselsch. Wiss. Göttingen Math. Phys. Kl. T.
III. H. (Traducción española por J. Gomez de Llarena en Publ. ext. sobre Geol. España, vol. IV, 184 pp.
Madrid.
Mitra, S. (1990): Fault-propagation folds: Geometry, kinematic evolution, and hydrocarbon traps. A.A.P.G.
Bull., 74(6); 921-945.
Morgan, P. i Fernández, M. (1990): Neogene extension in the Catalan Coastal Range. Terra Abstr. 2(2);
115.
Muñoz, J.A. (1985): Estructura alpina i herciniana a la vora sud de la zona axial del Pirineu oriental. Tesi
doctoral. Univ. de Barcelona, 305 pp.
Muñoz, J.A. (1988): Estructura de las unidades surpirenaicas en la transversal del corte ECORS. En: J.A.
Muñoz. Guía de campo, Reunión extraordinaria Ecors-Pirineos; 35 pp.
Muñoz, J.A. (1992): Evolution of a continental collision belt: ECORS-Pyrenees crustal balanced crosssection.
In: Thrust Tectonics (K. R. McClay Ed.). Chapman & Hall, London; 235-246.
Muñoz, J.A., Sàbat, F. et Santanach, P. (1983): Cisaillements alpins et hercyniens dans le versant
méridional de la zone axiale des Pyrénées entre le Freser et le Ter (Pyrénées catalanes). C. R. Ac. Sc.
Paris, 296, sér. II; 1453-1456.
Muñoz, J.A., Martínez, A. i Vergés, J. (1986): Thrust sequences in the eastern Spanish Pyrenees. J. Struct.
Geol., 8(3/4); 399-405.
Muñoz, J.A., Vergés, J., Martínez-Ríus, A., Fleta, J., Pujadas, J., Tosquella, J. Sanz, J., Samsó, J.M.,
Saula, E., Mató, E i Barberà, M. (en premsa): Memoria del mapa geológico de España a escala
1/50000. Plan Magna. Hoja número 256 (Ripoll).
Mutti, E., Luterbacher, H.P., Ferrer, J. i Rosell, J. (1972): Schema stratigrafico e lineamenti di facies del
paleogene marino della zona centrale sudpirenaica da Tremp (Catalogna) e Pamplona (Navarra). Mem.
Soc. Geol. It., 11; 391-416.
Mutti, E., Rosell, J., Allen, G.P., Fonnesu, F. i Sgavetti, M. (1985): The Eocene baronia tide dominated
delta-shelf system in the Ager Basin. Exc. Guide-book 6th European Regional Meeting. Lerida, Spain.;
579-600.
Mutti, E., Séguret, M. i Sgavetti, M. (1988): Sedimentation and deformation in the Tertiary sequences of
the southern Pyrenees. AAPG Mediterranean Basins Conference. Field Trip 7; 1-153.
Nijman, W. (1989): Thrust sheet rotation? -The South Pyrenean Tertiary basin configuration reconsidered.
Geodinamica Acta, 3, 2; 17-42.
Nijman, W. i Nio, S.D. (1975): The Eocene Montañana delta. (Tremp-Graus Basin, provinces of Lérida and
Huesca, Southern Pyrenees, N. Spain). In: IX Congrés de Sedimentologie. Nice, 1-18.
Olivet, J.L., Beuzart, P., Bougault, H., Monti, S., Argyriadis, J., i Bonnin, J. (1981): Sea Beam survey of
the Azores triple junction. E.O.S., v. 62(17); 405.
Olivet, J.L., Bonnin, J., Beuzart, P. i Auzende, J.M. (1984): Cinematique de l'Atlantique nord et central.
Centre National pour l'exploration des oceans, Rapports scientifiques et techniques, 54: 108 pp.

160
Ortí, F. (1987): Aspectos sedimentologicos de las evaporitas del Triasico y del Liásico inferior en el E de la
península ibérica. Cuad. Geol. Ibérica, 11; 837-858.
Papon, J.P. (1969): Étude de la Zone Sud-Pyrénéene dans le Massif du Turbon (Province de Huesca,
Espagne). Thèse 3ème Cycle. Univ. de Toulouse; 99 pp.
Pardo, G. i Villena, J. (1979): Aportación a la geología de la región de Barbastro. Acta Geol. Hispànica.
Homenatge a Lluís Solé i Sabarís. 14; 289-292.
Parish, M. (1984): A structural interpretation of a section of the Gavarnie nappe and its implications for
Pyrenean Geology. J. Struct. Geol., 6; 247-255.
Peón, A., Alonso, F., Rosell, J., Trilla, J., Obrador, A. i Ramírez del Pozo, J. (1975): Mapa y memoria
explicativa de la Hoja 363 de Manresa (36-14), del mapa geológico nacional a escala 1/50000. IGME; 22
pp.
Peybernès, B. i Souquet, P. (1984): Basement bloks and tecto-sedimentary evolution in the Pyrenees during
masozoic times. Geol. Mag., 121(4); 397-405.
Peybernés, B. (1976): Le Jurassique et le Crétacé inférieur des Pyrénées franco-espagnoles entre la Garonne
et la Mediterranée. Thèse Doct. Sc. Nat. Toulouse, 459 pp.
Platt, N.H. (1989): Lacustrine carbonates and pedogenesis: Sedimentology and origin of palustrine deposits
from the Early Cretaceous Rupelo Formation, Western Cameros Basin, Northern Spain. Sedimentology,
36(4); 665-684.
Plaziat, J.C. (1972): Précisions nouvelles sur la position stratigraphique et structurale des conglomérats à
ciment rouge de Coll de Nargó (Prov. de Lérida, Espagne). C. R. Ac. Sc. Paris, 274; 2431-2343.
Poblet, J. (1991): Estructura herciniana i alpina del vessant sud de la Zona Axial del Pirineu central. Tesi
Doctoral, Univ. de Barcelona; 604 pp.
Pocoví, A. (1978): Estudio geológico de las Sierras Marginales Catalanas (Prepirineo de Lérida). Tesis
doctoral. Univ. de Barcelona, 218 pp.
Pocoví, A., Millán, H., Navarro, J.J. i Martínez-Peña, M.B. (1990): Rasgos estructurales de la Sierra de
Salinas y zona de los Mallos (Sierras Exteriores, Prepirineo, provincias de Huesca y Zaragoza).
Geogaceta, 8; 36-39.
Pueyo, J.J. (1975): Estudio petrológico y geoquímico de los yacimientos potásicos de Cardona, Súria,
Sallent y Balsareny (Barcelona, España). Tesis Doctoral. Universidad de Barcelona; 315 pp.
Puigdefàbregas, C. (1975): La sedimentación molásica en la cuenca de Jaca. Pirineos, 104; 1-188.
Puigdefàbregas, C. i Soler, M. (1980): Cardona Permits. The Eocene. Informe interno de Unión Explosivos
Rio Tinto (inédito).
Puigdefàbregas, C. i Souquet, P. (1986): Tectosedimentary cycles and depositional sequences of the
Mesozoic and Tertiary from the Pyrenees. Tectonophysics, 129; 173-203.
Puigdefàbregas, C., Muñoz, J.A. i Marzo, M. (1986): Thrust belt development in the Eastern Pyrenees and
related depositional sequences in the southern foreland basin. In: Foreland basins (Ed. by P.A. Allen i P.
Homewood). Spec. Publ. Int. Ass. Sedim., 8; 229-246.
Puigdefàbregas, C., Collinson, J., Cuevas, J.L., Dreyer, T., Marzo, M., Mellere.D., Mercadé, L.,
Muñoz, J.A., Nijman, W., i Vergés, J. (1989): Alluvial deposits of the successive foreland basin stages
and their relation to the Pyrenean thrust sequence. 4th Internat. Conference on Fluvial Sedimentology (M.
Marzo i C. Puigdefàbregas Eds.). Publ. del Servei Geològic de Catalunya, 176 pp.
Puigdefàbregas, C., Muñoz, J.A., i Vergés, J. (1992): Thrusting and foreland basin evolution in the
Southern Pyrenees In: Thrust Tectonics (K.R. McClay Ed.), Chapman & Hall, London; 247-254.
Pujadas, J., Casas, J.M., Muñoz, J.A. i Sàbat, F. (1989): Thrust tectonics and Paleogene syntectonic
sedimentation in the Empordà area, southeastern Pyrenees. Geodinamica Acta, 3(3); 195-206.
Querol, R. (1988): Recursos petrolíferos y de gas natural en Cataluña, In: 1er Congrés de Mineria a
Catalunya. Ed. per Generalitat de Catalunya, Dept. Indústria i Energia, Barcelona; 233-266.
Ramírez, A. i Riba, O. (1975): Bassin potassique catalan et mines de Cardona. IX Congres Inter. de
Sédimentologie, Nice 1975. Livret-guide Ex. 20 49-58.
Ramírez del Pozo, J., Riba, O. i Maldonado, A. (1975): Mapa y memoria explicativa de la Hoja 330 de
Cardona (35/13), del Mapa geológico nacional a escala 1/50000. IGME; 58 pp.
Ramírez del Pozo, J., Riba, O. i Maldonado, A. (1982): Mapa y memoria explicativa de la Hoja 362 de
Calaf (35-14), del mapa geológico nacional a escala 1/50000, IGME; 59 pp.
Ramos, E., Marzo, M., Pomar, L. i Rodriguez-Perea, A. (1985): Estratigrafía y sedimentología del
Paleógeno del sector occidental de la Sierra Norte de Mallorca (Baleares). Rev. Inv. Geol., 40; 29-63.

161
Rat, P. (1988): The Basque-Cantabrian basin between the Iberian and European plates. Some facts but still
many problems. Rev. Soc. Geol. España, 1(3-4); 327-348.
Rehault, J.P. (1981): Evolution tectonique et sédimentaire du Bassin Ligure (Méditerranée Occidentale).
Thèse d'État, Paris VI, 128 pp.
Rehault, J.P., Boillot, G. et Mauffret, A. (1984): The western Mediterranean Basin geological evolution,
Mar. Geol., 55; 447-477.
Rehault, J.P., Boillot, G. et Mauffret, A. (1985): The Western Mediterranean Basin, In: Geological
evolution of the Mediterranean Basin, (Stanley, D.J. & Wezel, F.C. Eds.), Springer-Verlag, New York;
101-129.
Reille, J.L. (1971): Les relations entre téctogènese et sédimentation sur le versant sud des Pyrénées centrales
d'aprés l'étude des formations terciaires essentiellement continentales. Thèse Montpellier, 330 pp.
Reille, J.L. (1971): Les relations entre téctogènese et sédimentation sur le versant sud des Pyrénées centrales
d'aprés l'étude des formations terciaires essentiellement continentales. Thèse Montpellier, 330 pp.
Riba, O. (1967): Resultados de un estudio sobre el Terciario continental de la parte este de la depresión
central catalana. Acta Geol. Hispànica, II(1); 1-6.
Riba, O. (1973): Las discordancias sintectónicas del Alto Cardener (Prepirineo catalán), ensayo de
interpretación evolutiva. Acta Geol. Hispànica, 8(3); 90-99.
Riba, O. (1976): Tectogenèse et sédimentation: deux modèles de discordances syntectoniques pyrénéenes.
Bull. B.R.G.M., 2ème série, 1(4); 383-401
Riba, O. (1989): Las discordancias sintectónicas como elementos de análisis de cuencas, In: Sedimentologia,
vol. II (Coord. A. Arche), Consejo Superior Investigaciones Cientificas, Madrid; 489-522.
Riba, O., Maldonado, A., Ramírez del Pozo-Tomás i Ramírez del Pozo, J. (1975): Mapa y memoria
explicativa de la Hoja 329 de Ponts (34-13), del Mapa geológico nacional a escala 1/50000. IGME; 47
pp.
Riba, O., Reguant, S. i Villena, J. (1983): Ensayo de síntesis estratigráfica y evolutiva de la cuenca
terciaria del Ebro. Libro Jubilar J.M. RIOS. Geologia de España, t. II; 131-159.
Rich, J.L. (1934): Mechanics of low-angle overthrust faulting illustrated by the Cumberland thrust block,
Virginia, Kentucky and Tennessee. A.A.P.G. Bull., 18; 1584-1596.
Ríos, J.M. (1951): Análisis estratigráfico y tectónico de una parte del valle del Segre, en la provincia de
Lérida (la zona del coll de Nargó). Bol. Inst. Geol. Min. España, 63; 561-656.
Rivero, Ll. (1991): Geologia del subsòl de les comarques del Berguedà i el Solsonès en base a la
interpretació conjunta de dades de gravimetria i de sísmica. Tesi de Llicenciatura, Univ. de Barcelona;
137 pp.
Robles, S. (1975): Síntesis de la evolución estratigráfica y tectónica de los materiales secundarios del bloque
del Cardó y sectores adyacentes (Provincia de Tarragona). Acta Geol. Hispànica, 10(2); 59-66.
Robles, S. i Ardévol, L.F. (1984): Evolución paleogeográfica y sedimentológica de la cuenca lacustre de
Sossís (Eoceno superior, prepirineo de Lérida): Ejemplo de influencia de la actividad de abanicos
aluviales en el desarrollo de una cuenca lacustre asociada. Public. de Geología, 20. Univ. Autónoma de
Barcelona, 233-268.
Roca, E. (1992): L'estructura de la conca Catalano-Balear: paper de la compressió i de la distensió en la seva
gènesi. Tesi doct., Univ. de Barcelona; 330 pp.
Rodés, D. (1983): Biostratigrafia del Cretaci superior de la Vall del riu Perles (Alt Urgell). Tesi de
Licenciatura. Univ. Autònoma de Barcelona; 49 pp.
Roest, W.R. i Srivastava, S.P. (1991): Kinematics of the plate boundaries between Eurasia, Iberia, and
Africa in the North Atlantic from the Late Cretaceous to the present. Geology, 19; 613-616.
Rosell, J. (1965): Estudio geologico del sector del prepirineo comprendido entre los rios Segre y Noguera
Ribagorzana (prov. de Lérida). Pirineos, 75-78; 5-225.
Rosell, J. i Riba, O. (1966): Nota sobre la disposición sedimentaria de los conglomerados de Pobla de Segur
(prov. de Lérida). Pirineos, 81-82; 61-74.
Rosell, J. i Robles, S. (1975): Le Paleogène marin de la Catalogne. Bull. Soc. géol. Fr., (7)XVII, 2; 195-
198.
Rosell, J., Trilla, J., Obrador, A., Peón, A., Alonso, F., Ramírez del Pozo, J., (1975): Mapa y memoria
explicativa de la Hoja 392 de Sabadell (36-15), del mapa geológico nacional a escala 1/50000. IGME; 31
pp.

162
Rosell, J. i Llompart, C. (1988): Guia geològica del montsec i de la vall d'Ager. Ed. Montblanc Martín-
CEC), Barcelona; 183 pp.
Rosell, L. (1983) Estudi petrològic i geoquímic de la formació de sals potàsiques de Navarra (Eocè
superior). Tesis Doctoral, Univ. de Barcelona; 321 pp.
Rosell, L. i Pueyo, J.J. (1984) Características geoquímicas de la formación de sales potásicas de Navarra
(Eoceno superior). Comparación con la cuenca potásica catalana. Acta Geol. Hispànica, 19(2); 81-95.
Roure, F.; Choukroune, P.; Berastegui, X.; Muñoz, J.A.; Villien, A.; Matheron, P. (1989): ECORS
Deep Seismic data and balanced cross-sections: geometric constraints to trace the evolution of the
Pyrenees. Tectonics, 8(1): 41-50.
Ruig, M.J., de, Smit, J., Geel, T. i Kooi, H. (1991): Effects of the Pyrenean collision on the Paleocene
stratigraphic evolution of the southern Iberian margin (southeast Spain). Geol. Soc. America Bull., 103;
1504-1512.
Sàbat, F. (1986): Estructura geològica de les Serres de Llevant de Mallorca (Balears). Tesi doctoral, Univ.
de Barcelona; 128 pp.
Sàbat, F., Muñoz, J.A. i Santanach, P. (1988): Transversal and oblique structures at the Serres de Llevant
thrust belt (Mallorca Island). Geol. Rundschau, 77(1); 529-538.
Sáez, A. (1987): Estratigrafía y sedimentología de las formaciones lacustres del tránsito Eoceno - Oligoceno
del NE de la cuenca del Ebro. Tesis doctoral. Univ. de Barcelona; 352 pp.
Sáez, A. i Riba, O. (1986): Depósitos aluviales y lacustres paleógenos del margen pirenaico catalán de la
cuenca del Ebro. Libro guia Exc. XI Congreso Español de Sedimentologia. Barcelona; 6.1-6.29.
Sáez, A., Vergés, J., Pueyo, J.J., Muñoz, J.A. i Busquets, P. (1991): Eventos evaporíticos paleógenos en la
cuenca de antepaís surpirenaica: Causas climáticas-causas tectónicas? Libro-Guía Exc. 5. (F. Colombo
Ed.). I Congreso del Grupo Español del Terciario, Vic; 85 pp.
Salas, R. (1987): El Malm i el Cretaci inferior entre el Massís de Garraf i la Serra d'Espadà: Anàlisi de
conca. Tesi Doctoral, Univ. de Barcelona; 345 pp.
Saula, E., Mató, E., Barnolas, A., Escuer, J. i Barberà, M. (en premsa): Memoria del mapa geológico de
España a escala 1/50000. Plan Magna. Hoja número 294 (Manlleu).
Savostin, L.A., Sibouet, J., Zonenshaim, P., Le Pichon, X. i Roulet, M. (1986): Kinematic evolution of
the Tethys belt from the Atlantic ocean to the Pamirs since the Triassic. Tectonophysics, 123; 1-35.
Schmitt, J.G. i Steidtmann, J.R. (1990): Interior ramp-supported uplifts: Implications for sediment
provenance in foreland basins. Geol. Soc. America Bull., 102; 494-501.
Schouten, H., Srivastava, S.P. i Klitgord, K. (1984): Iberian plate kinematics: Jumping plate boundaries,
an alternative to ball-bearing tectonics. Abs.: Eos (Transactions American Geophysical Union), v. 65;
190.
Séguret, M. (1972): Étude tectonique des nappes et séries décollées de la partie centrale du versant sud des
Pyrénées. Pub. USTELA, sér. Geol. Struct. n.2, Montpellier; 155 pp.
Séguret, M. i Daignieres, M. (1986): Crustal scale balanced cross-sections of the Pyrenees: discussion.
Tectonophysics, 129; 303-318.
Séguret, M., Daignières, M. et équipe profil ECORS Pyrénées (1985): Coupes balancées d'échelle
crustale des Pyrénées. C. R. Ac. Sc. Paris, 301(5); 341-346.
Simó, A. (1985): Secuencias deposicionales del Cretácico superior de la Unidad del Montsec (Pirineo
Central). Tesis Doctoral. Univ. de Barcelona, 1-326.
Simó, A. i Puigdefàbregas, C. (1985): Transition from shelf to basin on an active slope, upper Cretaceous,
Tremp area, southern Pyrenees. Exc. Guide-book 6th European Regional Meeting. Lerida, Spain.; 63-
108.
Simón, J.L. (1981): Reactivación alpina del desgarre del Segre en el borde NE de la Cadena Ibérica. Teruel,
65; 195-209.
Smith, A.G. i Briden, J.C. (1977): Mesozoic and Cenozoic Paleocontinental Maps. Cambridge University
Press, 63 pp.
Solé Sugrañes, L. (1970): Estudio geológico del Prepirineo Español entre los ríos Segre y Llobregat. Tesis
doctoral. Univ. de Barcelona; 495 pp.
Solé Sugrañes, L. (1971): Estudio geológico del Prepirineo español entre los ríos Segre y Llobregat. Acta
Geol. Hispànica, 6(1); 8-12.
Solé Sugrañes, L. (1973): Algunos aspectos de la tectónica del Prepirineo oriental entre los ríos Segre y
Llobregat. Acta Geol. Hispànica, 8(3); 81-89.

163
Solé Sugrañes, L. i Clavell, E. (1973): Nota sobre la edad y posición tectónica de los conglomerados
eocenos de Queralt (Prepirineo oriental, Prov. de Barcelona). Acta Geol. Hispànica, 8(1); 1-6.
Solé Sugrañes, L. i Santanach, P. (1970): Nota sobre la escama de corrimiento del Montsec de Tost en el
Prepirineo español (Lérida). Acta Geol. Hispànica, 5; 24-28.
Soler, M. (1972) Carte Geologique des Pyrenees (4 feuilles), 1/250.000 Soc. Nat. des Petrol. d'Aquitaine.
Soler, M. i Puigdefàbregas, C. (1970): Lineas generales de la geología del Alto Aragón Occidental.
Pirineos, 96; 5-20.
Souquet, P. (1967): Le Crétacé superieur sud-pyreneen en Catalogne, Aragon et Navarre. These Doctorat
Sc. Nat. Fac. Sc. Toulouse., 529 pp.
Souquet, P., Bilotte, M., Canérot, J., Debroas, E.J., Peybernés, B.i Rey, J. (1975): Nouvelle
interprétation de la structure des Pyrénées. C. R. Ac. Sc. Paris, t. 281, sér. D; 609-612.
Souquet, P., Peybernès, B., Bilotte, M., Debroas, E.J., Rey, J. i Canerot, J. (1977): Nouvelle esquise
structurale des Pyrénées. Publ. Univ. Paul Sabatier, Toulouse, sér. Geol., 8; 1-16.
Souquet, P. i Déramond, J. (1989): Séquence de chevauchements et séquences de dépôt dans un bassin
d'avant-fosse. Exemple du sillon crétacé du versant sud des Pyrénées (Espagne). C. R. Ac. Sc. Paris,
309(sér. II); 137-144.
Specht, M., Déramond, J. i Souquet, P. (1991): Relations tectonique-sédimentation dans
H les bassins d'avant-pays: utilisation des surfaces stratigraphiques isochrones comme marqueurs de la
déformation. Bull. Soc. géol. France, in press
Srivastava, S.P. i Tapscott, C.R. (1986): Plate kinematics of the North Atlantic; in Vogt, P.R. i Tucholke,
B.E. eds., The Geology of North America, Volume M, The Western North Atlantic Region. Geological
Society of America. 379-404.
Srivastava, S.P., Roest, W.R., Kovacs, L.C., Oakey, G., Lévesque, S., Verhoef, J. i Macnab, R (1990):
Motion of Iberia since the Late Jurassic: Results from detailed aeromagnetic measurements in the
Newfoundland Basin. Tectonophysics, 184; 229-260.
Sudre, J., De Bonis, L., Brunet, M., Crochet, J.Y., Duranthon, F., Godinot, M., Hartenberger, J.L.,
Jehenne, Y., Legendre, S., Marandat, B.,Remy, J.A., Ringeade, M., Sigé, B. i Yianey-Liand, M.
(1992): La biochronologie mammalienne du paléogène au Nord et au Sud des Pyrénées: état de la
question. C. R. Ac. Sc. Paris, 314; sér. II; 631-636.
Suppe, J. (1983): Geometry and kinematics of fault-bend folding. Am. Jour. Sci., 283; 684-721.
Suppe, J. (1985): Principles of structural geology. Englewood Cliffs, New Jersey, Prentice-Hale.; 537pp.
Suppe, J. i Medwedeff, D.A. (1984): Fault-propagation folding. Geol. Soc. of America. Abstracts with
Programs, v. 16; 670.
Suppe, J. i Medwedeff, D.A. (1990): Geometry and kinematics of fault-propagation folding. Eclogae Geol.
Helv., 83/3; 409-454.
Taberner, C. (1983): Evolución ambiental y diagenética de los dépositos del Terciario inferior (Paleoceno y
Eoceno) de la Cuenca de Vic. Tesis Doctoral. Univ. de Barcelona, 1-1400.
Teixell, A. (1990): Alpine thrusts at the western termination of the Pyrenean Axial zone. Bull. Soc. géol.
France, 8, VI(2); 241-249.
Trümpy, R. (1980) Geology of Switzerland. Guide-Book, part A: an outline of the Geology of Switzerland.
Wepf and Co., Basel.
Ullastre, J., Durand-Delga, M. i Masriera, A. (1987): Argumentos para establecer la estructura del sector
del pico de Pedraforca a partir del análisis comparativo del Cretácico de este macizo con el de la región
de Sallent. Bol. Geol. Min., 98(1); 3-22.
Ullastre, J. i Masriera, A. (1989): Discusión de algunas apreciaciones estratigráficas relativas al "Cretácico
superior de la Vall d'Alinyà" (Pirineo oriental, Lérida). Acta Geol. Hispànica, 24(1); 55-58.
Ullastre, J., Durand-Delga, M. i Masriera, A. (1990): Relaciones tectónicas y sedimentarias entre las serie
del Cadí y la zona del Pedraforca (Pirineo catalán). Treb. Mus. Geol. Barcelona, 1; 163-207.
Valladares, I. (1985): Facies y su evolución en el Cretácico calcáreo del borde occidental de la cuenca de
Cameros (Burgos-Soria). Trabajos de Geol., (Oviedo), 15; 99-113.
Valle, J., del (1978) Memoria del mapa geológico de España a escala 1/50000. Plan Magna. Hoja número
141 (Pamplona); 23 pp.
Van Eeckhout, J.A. (1990): Estratigrafía y sedimentología de la Formación de Vallfogona entre los ríos
Llobregat y Ter. Tesis de Licenciatura. Univ. de Barcelona, 120 pp.

164
Van der Voo, R. i Boessenkool, A. (1973): Permian paleomagnetic results from the Western Pyrenees
delineating the plate boundary between the Iberian peninsule and stable Europe. J. Geophys. Res., 78;
5118-5127.
Vann, I.R., Graham, R.H. i Hayward, A.B. (1986): The structure of mountain fronts. J. Struct. Geol.,
8(3/4); 215-227.
Velasque, P.C. i Ducasse, L. (1986): Tectonique et sédimentation dans la couverture crétacé des Pyrénées
occidentales. Arguments en faveur de la subduction de la plaque ibérique sous la plaque européenne. C.
R. Ac. Sc. Paris, sér.II, 302; 1477-1482.
Vergés, J. (1992): Mapa geològic a escala 1/50000 del full número 291 (Oliana). Servei Geològic de
Catalunya (inèdit).
Vergés, J. i Martínez, A. (1985): L'Eocè de les contrades del comte Arnau. Servei Geològic de Catalunya;
15 pp (inèdit).
Vergés, J. i Martínez, A. (1988): Corte compensado del Pirineo oriental: geometría de las cuencas de
antepaís y edades de emplazamiento de los mantos de corrimiento. Acta Geol. Hispànica, 23(2); 95-106.
Vergés, J. i Martínez, A. (1989): Estudi geològic de la zona de l'Alt Cardener. 20 pp (inèdit).
Vergés, J. i Muñoz, J.A. (1990): Thrust sequences in the Southern Central Pyrenees. Bull. Soc. géol.
France, 8, VI(2); 265-271.
Vergés, J. i Burbank, D.W. (1991): Penrose short field trip guides. Can Boix and Sant Llorenç de Morunys.
14 pp.
Vergés, J. i Riba, O. (1991): Discordanciasintectónicas ligadas a cabalgamientos: modelo cinemático. Vic
341-345.
Vergés, J., Muñoz, J.A. i Martínez, A. (1992): South Pyrenean fold-and-thrust belt: Role of foreland
evaporitic levels in thrust geometry. In: Thrust Tectonics (K. McClay Ed.). Chapman i Hall, London;
255-264.
Vergés, J. i Burbank, D.W. (en premsa): Eocene-Oligocene thrusting and basin configuration in the
eastern and central Pyrenees (Spain), In: Tertiary Basins of Spain (Friend, P.F. & Dabrio, C.J. Eds).
Vergés, J., Martínez-Ríus, A., Fleta, J., Pujadas, J., Tosquella, J., Samsó, J.M., Sanz, J., Muñoz, J.A. i
Barberà, M. (en premsa): Memoria del mapa geológico de España a escala 1/50000. Plan Magna. Hoja
número 255 (La Pobla de Lillet).
Viallard, P. (1983): Le décollement de la couverture dans la Chaîne ibérique méridionale: effet de
racourcissement différentiels entre substratum et couverture. Bull. Soc. géol. France, 25, 3; 379-383.
Vicens (1992): Estudio de la fauna de rudistas (Hippuritidae y Radiolitidae) de los materiales
cretácicos del Pirineo oriental: Implicaciones biostratigráficas. Tesis doctoral, Univ.
Autònoma de Barcelona; 247 pp, (inèdita).
Wagner, G., Mauthe, F. i Mensik, H. (1971): Der Salzstock von Cardona in Nordospanien. Geol.
Rundschau, 60(3); 970-996
Waters, C.N. (1990): The Cenozoic tectonic evolution of Alpine Corsica. J. geol. Soc. London, 147; 811-
824.
Wilkerson, M.S., Marshak, S., i Bosworth, W. (1992): Computerized tomographic analysis of
displacement trajectories and three-dimensional fold geometry above oblique thrust ramps. Geology,
20(5); 439-442.
Willems, H. (1985): Marine uppermost Cretaceous and Garumnian facies in the region of Boixols - Coll de
Nargó Anticline (prov. de Lérida, Spain). Estudios Geol., 41; 17-24.
Williams, G.D. (1985): Thrust tectonics in the south central Pyrenees. J. Struct. Geol., 7(1); 11-17.
Williams, G.D. i Fischer, M.W. (1984): A balanced section across the Pyrenean orogenic belt. Tectonics
3(7); 773-780.
Zamorano, M. (1993): Los sistemas deltaicos del Ilerdiense superior-Cuisiense de la cuenca de Àger
(Prepirieno de Lleida). Tesi doctoral de la Univ. Autònoma de Barcelona; 161 pp, (inèdita).
Estudio geológico del Paleogeno de la Vall d'Ager. Tesis doctoral. Univ. Autònoma de Barcelona; ...pp.
Zeitler, P.K., Sutter, J.F., Williams, I.S., Zartman, R. i Tahirkheli, R.A.K. (1989): Geochronology and
temperature history of the Nanga Parbat-Haramosh Massif, Pakistan. (Ed. Malinconico & Lillie). Geol.
Soc. America Special Paper 232; 1-22.
Zeyen, H.J., Banda, E., Gallart, J. i Ansorge, J. (1985): A wide angle seismic reconnaissance survey of
the crust and upper mantle in the Celtiberian Chain of eastern Spain. Earth Plan. Sci. Lett., 75; 393-402.

165
Ziegler, P.A. (1989): Geodynamic model for Alpine intra-plate compressional deformation in Western and
Central Europe. In: Inversion Tectonics (Cooper, M.A. i Williams, G.D. Eds), Geol. Soc. Sp. Publ., 44;
63-85.
Ziegler, P.A. (1992): Plate tectonics, plate moving mechanisms and rifting. Tectonophysics, 215; 9-34.
Zoetemeijer, R., Desegaulx, P., Cloetingh, S., Roure, F., i Moretti, I. (1990): Lithospheric dynamics and
tectonic-stratigraphic evolution of the Ebro Basin. J. Geophys. Res., 95; 2701-2711.

English figure captions
166
Fig. 1. Diagram showing the method used in this study. After the Introduction and Objectives, Chapter 1
deals with the Geological Setting of the Pyrenees and the Mesozoic and Tertiary Stratigraphy. Chapter 2
describes the network of 15 perpendicular cross-sections as well as the methodology for cross-section
construction. Chapter 3 documents the 15 cross-sections emphasising shortening and time of thrust activity
deduced from crosscutting relationships between structures and sediments. Each cross-section represents the
final version after the double loop of checking (comparison with both adjacent cross-sections and with
restored maps). Chapter 4 deals with the construction of palinspastic maps (restored maps). In this chapter
we integrate different cross-sections with independent data sets (i.e. magnetic and basin analysis data) to
construct step-by-step restored maps in agreement with shortening and timing, resulting from restored crosssections.
The combination of restored cross-sections and maps (palinspastic maps) constitute a geological
restoration in 3D and the main aim of this work. The geometry, timing and kinematics of the eastern margin
of the South Central Unit form the second objective, and finally the comparison between shortening and
timing for different transects of the southern Pyrenees and its relation with plate tectonics makes up the third
object of this work.
The geological sections were built using field-based geological information, seismic lines and oil- and
potash-wells. Each of the sections contains information from a narrow stripe along the trace of the section in
order to avoid significant projections, especially in the oblique regions where the structural changes are rapid
and could lead to large errors in the geometry at depth. The bulk of the sections was constructed N-S,
parallel to the main transport direction for the eastern and central-eastern southern Pyrenean thrust sheets.
However, a N-195ºE direction of transport was deduced for the uppermost thrust sheets (Fig. 8). Crosssections
with a large number of associated growth strata were balanced and restored. Growth strata and good
timing control permit the calculation of deformation sequences and shortening rates along the strike of the
chain.
Fig. 2. Western Mediterranean tectonic map based on different authors. The Pyrenean chain is located in the
northern margin of the Iberian plate and was formed from Late Cretaceous (83 Ma) to Oligocene-Miocene
time owing to the northern convergence between Africa and Europe. Its present geometry is due to different
Alpine geological events on the plate tectonic scale. Pre-collisional stage is represented mainly by rifting
events during the Late Paleozoic and Early Mesozoic. Collisional stage is characterised by thrust tectonics
above the lithospheric subduction of the Iberian plate underneath the European plate. Neogene rifting events,
resulting in the opening of the Western Mediterranean and overprinting the previously formed structures
delineates post-collisional stage.
Fig. 3. Structural map of the NE part of the Iberian peninsula. Basement rocks are depicted by an oblique
pattern both allochthon and authocthon such as the Guilleries (G). Different thrust sheets are represented in
different degrees of shadow. Upper and older thrust sheets are illustrated by dark dotted pattern and lower
and younger thrust sheets are depicted by light dotted pattern.
The Pyrenean chain forms an asymmetric double sided orogen, the southern side being the most important
(both in areal extension and shortening). From N to S, the Pyrenees can be divided into the Aquitaine
Foreland Basin, the Northern Pyrenean Thrust Sheets bounded by the North Pyrenean Fault, the South
directed Antiformal Stack, the Southern Thrust Sheets and the Ebro Foreland Basin, deformed in its eastern
termination. From E to W, the chain is divided into the Eastern Pyrenees from the Mediterranean Sea to the
Segre Thrust (S), the Central Pyrenees to the Pamplona Fault (FP) and the Western Pyrenees. The irregular
geometry of the Southern Thrust Sheets (mainly the upper ones) is inherited and corresponds to the
boundaries of the Mesozoic extensional Basins. The South Central Unit (USC) has a trapezoidal shape
bounded by the Segre thrust at its eastern end and by a set of ~N-S trending folds and thrusts (such as the
Mediano and Boltaña anticlines) at its western end.
The intraplate Catalan Coastal and Iberian ranges were synchronous with the Pyrenean Chain. The Pyrenees,
as well as the Catalan Coastal Ranges and the Iberian Range limit and control the development of the Ebro

167
Foreland Basin. Basement structural units are named after the ECORS Pyrenees profile interpretation (see
Fig. 4).
Location of the ECORS Pyrenees and ESCI Catalan Coastal Ranges deep seismic reflection profiles. The
box displays the studied area comprising the Eastern and Central Pyrenees (see also Fig. 14).
Principal Catalan-English terminology translations:
encavalcament - thrust;
encavalcament cec - blind thrust;
mantell - thrust sheet;
falla - fault;
apilament antiformal - antiformal stack;
anticlinal - anticline;
sinclinal, cubeta - syncline;
conca - basin;
Fig. 4. Areally balanced and restored crustal scale cross-section along the ECORS Pyrenees profile by
Muñoz (1992), (see location on Fig. 3). Cross-section shows a thin crustal thrust system above an intracrustal
detachment level located at 15 km depth (orogenic lid). Middle and lower crust was subducted below the
European plate. This structural interpretation implies 147 km of total shortening with ~110 km of middle and
lower crust northern subduction. Balanced cross-section shows the asymmetric structural disposition of the
Pyrenees (already described in Fig. 3). Restored cross-section displays the pre-collision geometry of the
Mesozoic basins and the suggested crustal thickness below these basins.
This interpretation has been recently supported by magnetotelluric studies along the ECORS profile (Pous et
al., 1995). Beaumont and Muñoz have developed a dynamic modelling along the ECORS profile. (Muñoz,
pers. comm., 1995).
Fig. 5. Early and Late Cretaceous stratigraphy based on the most recent works.
Fig. 6. N-S stratigraphic panel of the eastern Pyrenees and the eastern Ebro Foreland Basin according to
different authors. The sedimentary infill of the foreland basin can be separated in lower marine (from
Paleocene to Upper Eocene time) and upper continental (from Upper Eocene to Oligocene-Miocene time)
stages. The Cardona salt is the last marine infill of the basin. The ages are constrained by chronostratigraphy
(foraminifera and mammal fauna) and by magnetostratigraphy. On the right side of the panel, which
represents the Pyrenean and more active margin, 5 different magnetic sections show the ages of Eocene
marginal terrestrial sediments (see Fig. 7). In the Oliana section, the constrained portion of the section is
shown in black whereas the white segment represents an extrapolation. According to this estimation, the
younger sediments in the Eastern Ebro foreland Basin are uppermost Lower Oligocene in age (~28.9 Ma).
Absolute ages correspond to the Cande and Kent (1992) geological timescale.
Magnetostratigraphic results were corrected using new time scales in Vergés and Burbank (1996) (see
additional references). The age of the youngest deposits of the eastern Ebro basin was documented in Meigs
et al. (1996). An improved stratigraphic panel together with a regional subsidence analysis was documented
in Vergés et al. (1998).
Fig. 7. Eastern Pyrenean magnetostratigraphic sections. These sections constrain the ages of the sedimentary
infill of the basin, mainly in its northern margin where terrestrial sediments are abundant.
Correlation of the magnetic polarity stratigraphies of the eastern and central Pyrenean foreland with the
magnetic polarity time scale of Cande and Kent (1992). Major depositional sequences (Puigdefàbregas et al,
1986) are depicted in their appropriate stratigraphic range for each section. Note that the correlation of the
Campdevànol strata between the Gombrèn and Sant Jaume de Frontanyà section is problematical. These
correlations are constrained by relevant faunal data.
Strata correlation is discussed in Vergés et al. (1998).

168
Fig. 8. Tectonic transport direction for the South Pyrenean Upper Thrust Sheets south Central Unit and
Pedraforca t.s.). The N-195ºE sense of motion is based on the disposition of frontal and oblique thrust ramps
and the main fold direction in the deformed foreland basin. Clear tear faults such as the Llobregat Fault (1)
and the la Foradada Fault (2) display the same N-195ºE direction, parallel to the assumed tectonic transport
direction for the Upper Thrust sheets. Nevertheless, the average tectonic transport direction for the whole
eastern thrust sheets is approximately to the south. Therefore, the balanced and restored cross-sections were
constructed following a general N-S direction, parallel to this tectonic transport (see Fig. 14).
Fig. 13. Legend for geological cross-sections. 1) Intersection line with another cross-section; 2) Limit of
1/50,000 scale topographic maps; 3) Oil-well location, with the name and number from "Contribución de la
exploración petrolífera al conocimiento de la geología de España" (Lanaja, 1987), (p. projected); 4) Village
location; 5) Geographical location; 6) Geological structures (a. anticline, s. syncline and e. thrust); 7)
Mammal fauna location; 8) Limits of seismic lines parallel to the cross-section; 9) Stratigraphic section (oilwell
or field); 10) Stratigraphic section (oil-well or field) delineated on the same vertical as its position on
the cross-section; 11) Geographic coordinates based on topographic maps (1/50,000 scale); 12) Same vertical
and horizontal scale. The final scale for each cross-section and related seismic lines (either 1/100,000 or
1/200,000) is marked on the figure captions.
Fig. 14. Simplified structural map of the Southeastern Pyrenean fold-and-thrust belt showing location of
geological cross-sections, limits of 1/50,000 scale topographic maps, oil-wells location, and the situation of
the deep reflection profiles ECORS Pyrenees and ESCI Catalan Coastal Ranges (dashed lines). The 15
geological cross-sections described in this work form a perpendicular network of linked cross-sections.
Cross-sections J-1, J-2, J-3, J-7 and J-13 were line length balanced and restored. Cross-sections J-1 and J-3
traverse the whole Ebro Foreland Basin ending at the Catalan Coastal Ranges. Cross-section J-12 is parallel
to the ECORS Pyrenees profile. Its southern end has been studied in the la Llena cross-section (Colombo and
Vergés, 1993).
Each of these 15 cross-section is described in detail in the following pages.
Fig. 16. Balanced and restored geological cross-section J-1 (Location in Fig. 14). The cover structure was
modified from Martínez et al. (1989), Clavell (1992), Muñoz et al. (1994), and Saula et al. (1994). The
basement structure was modified from Muñoz et al. (1986). From south to north: the undeformed foreland
basin, the folded and thrusted foreland, the Cadí thrust sheet limited by the Vallfogona thrust and the Freser
antiformal stack constituted by cover and basement rocks.
The foreland fold-and-thrust system is detached above a detachment level located above the lower-middle
Eocene limestones, at the base of the middle Eocene marls and evaporites. The lower segment footwall ramp
of the foreland detachment coincides with the northern lateral facies change from limestones to marls
(Martínez et al., 1990). The Ridaura-2 and Serrat-1 oil-wells constrain the deep geometry of the south
directed Cadí thrust sheets. The Vallfogona thrust is a relatively shallow thrust, which cut at a right angle the
thick lower-middle Eocene succession below the northern flank of the Ripoll syncline. For this reason it is
assumed that these lower-middle Eocene units remained in the footwall of the Vallfogona thrust. The Freser
antiformal stack forms a tectonic and topographic culmination in the internal part of the Cadí thrust sheet
which is cut by the Ribes-Camprodon out-of-sequence thrust.
In the balanced section, the pin line is located south of the Bellmunt anticline, in the undeformed foreland
basin. Point B is the northernmost point located in the footwall of the Ribes-Camprodon thrust. Point C
represents the northernmost outcrop of the Freser antiformal stack.
In the restored section, reference horizontal lines correspond to near-horizontal strata during deposition: the
base of the Vidrà Fm. in the foreland, the top of the evaporitic Beuda Fm. in the northern segment of the
foreland and Cadí thrust sheet, and the top of the Paleocene red-beds in the northern segment of the Cadí
thrust sheet and Freser antiformal stack. Syntectonic Bellmunt Fm. deposits were pinned at point B, on the
northern flank of the Ripoll syncline (location of the youngest syntectonic deposit). The Serrat-1 oil-well
(displayed in 3 segments in the restored section) marks a vertical reference line. The Serrat-1 well is

169
projected, parallel to the structures, into the section. Its top is located 150 m below the topographic line along
cross-section J-1.
Total shortening between points A-C is 31 km (57%) which can be divided into 16 km for the Freser
antiformal stack, 11 km for the Cadí thrust sheet and 4 km for the deformed foreland. Neither the internal
deformation (cleavage and small structures) nor the out-of-sequence displacement along the Ribes-
Camprodon thrust was considered in this calculation. The total shortening is thus a minimum amount which
can be increased by 20-30%, by adding the internal strain along this section (Casas et al., 1996).
The internal unconformities displayed by the Coubet and Bellmunt formations (marine-continental transition
and fluvial sediments) in both flanks of the Ripoll syncline record the emplacement of the Cadí thrust sheet
(Vallfogona footwall ramp at the front and Freser antiformal stack at the back). The Bellmunt anticline, the
southernmost detached structure in the foreland is partially fossilised by the base of the alluvial and fluvial
Berga Fm. The rate of shortening between 47-34.4 Ma (Cadí thrust sheet and foreland basin deformation) is
1.6 mm/a.
Fig. 17. Balanced and restored geological cross-section J-2 (Location in Fig. 14), modified from Vergés et
al. (1994) and Mató et al. (1994). The balanced section shows the internal structure of the lower Pedraforca
imbricate system of thrusts. The lower Pedraforca thrust sheet is composed by 6 different imbricates
constituted by Triassic to Paleocene rocks. In the southernmost external units, lower Eocene deposits show
syntectonic geometries. The Mesozoic and Paleocene wedges taper towards the south recording the
sedimentary infill geometry of the original Mesozoic rifted basin. The length, lateral extension and
displacement of the tectonic imbricates decrease to the south where the original stratigraphic wedge is
thinner. The lower thrust of the lower Pedraforca thrust sheet (Pedraforca thrust) overthrusts lower to middle
Eocene foreland basin deposits. The geometry of the hangingwall is flat whereas the footwall geometry is a
gently inclined ramp.
In the balanced section, the pin point A is located in the northernmost outcrop of the turbidites of the
Campdevànol Fm. (footwall of the Pedraforca thrust). Intermediate point B is located at the leading point of
the lower Eocene sediments on top of the Pedraforca thrust sheet. Point C is located in the northernmost
outcrop of the Jurassic rocks of the Pedraforca thrust sheet.
The reconstruction of the eroded footwall ramp of the Pedraforca thrust has an angle (~7º) similar to the
restored basal angle for the Mesozoic wedge. This reconstructed Pedraforca footwall ramp allows the leading
zone (front) of the Pedraforca thrust sheet to advance below sea level, with no important internal
deformation at the front, and with no major uplift at the back.
Total shortening between points A-C is 39.5 km. Because of the coincidence of points A and C in the
balanced section, the shortening is 100%. The internal imbricate thrust system represents 9.5 km and the
southwards motion of the whole thrust sheet is 30 km, which can be divided into 17 km for the wellconstrained
part of the ramp and 13 km for the reconstructed part.
Lower Eocene detrital limestones (Cadí Fm.) record the formation of the imbricate system of thrusts at 55
Ma. The southward motion of the Pedraforca thrust sheet over the Eocene foreland basin deposits (currently
forming the Ripoll syncline) is recorded by Middle Eocene sediments (Armàncies and Campdevànol
formations). The middle Lutetian (~47 Ma) transition sediments fossilise the Pedraforca thrust sheet.
Although the basal Pedraforca thrust was blocked, the Pedraforca thrust sheet was internally deformed by a
break-back sequence of thrusting during the emplacement of the lower and younger Cadí thrust sheet. The
rate of shortening for the imbricate system of thrusts and southward motion of the Pedraforca thrust sheet
(55-47 Ma) is 4.4 mm/a.
Fig. 26. Simplified structural section showing the links between basement (antiformal stack structure based
on Cirés et al., 1990) and cover tectonic units along cross-section J-3 (Location in Fig. 14). The Pedraforca
thrust is the basal thrust of the Nogueres basement unit and the Pedraforca cover units. The Vallfogona thrust
is the basal thrust of the Orri basement and Cadí cover units. The basal thrust of the foreland fold-and-thrust
system is the lower thrust of the Rialp basement unit. The uppermost thrust bounding the Nogueres-
Pedraforca units continues northwards to join the Soldeu-Lanou thrust, south of the North Pyrenean Fault
(Structural map on Fig. 3). These links allow us to determine the timing of basement thrust sheets
emplacement.

170
Fig. 27. Balanced and restored geological cross-section J-3 (Location in Fig. 14). The balanced section
shows the complete structure of the southern Pyrenean thrust sheets, deformed Ebro basin and the
undeformed southern margin of the basin linked to the Catalan Coastal ranges. The section will be described
from south to north:
A set of different trending folds and thrusts characterise the structure of the eastern Ebro Foreland Basin.
These folds and thrusts are detached above the Cardona salt décollement level (Vergés et al., 1992). Crosssection
J-3 traverses the Oló, Súria and Cardona anticlines. The Cardona anticline constitutes a gently south
verging salt cored anticline ("la Muntanya de sal", Fig. 18). North of the Cardona anticline, the Puig-reig
anticline is formed above a footwall ramp where the basal décollement climbs from a lower detachment level
to the Cardona salt level. Alluvial and fluvial Upper Eocene-Lower Oligocene sediments show a double
syntectonic wedge geometry related to the growth of the Puig-reig anticline (Fig. 19). Seismic lines across
the detached folds in the foreland show that deformation is localised above the décollement level but not
below. Seismic line S-12 across the Puig-reig anticline shows a complex internal structure for this anticline
and very gentle north dipping reflectors around 2.1 s (T.W.T.) on the northern side, interpreted as lowermiddle
Eocene shallow marine limestones. The northern seismic line S-19 shows the northern continuation
of lower reflectors and a prominent north dipping reflector which crosses the complete line and is interpreted
as the Vallfogona thrust. The footwall of the Vallfogona thrust is constituted by subhorizontal reflectors.
The frontal Vallfogona thrust limits the allochthonous south Pyrenean units (Cadí and Pedraforca thrust
sheets). A number of syntectonic deposits cover the internal structure of the thrust sheets. The geometrical
disposition of middle and upper Eocene syntectonic deposits on both the hangingwall (Figs 20 and 21) and
footwall of the Vallfogona thrust show both the emergence of the Vallfogona thrust above the footwall ramp
and a break-back sequence of thrusting deforming the lower Pedraforca thrust sheet.
The upper Pedraforca thrust sheet (Fig. 25 based on Vergés & Martínez, 1988, and Martínez et al., 1991) is
constituted mainly by Lower Cretaceous rocks (from Prada Fm. limestones to Lluçà Fm. marls), (see also
Fig. 5). These rocks form a high hanging wall cut-off angle with the basal thrust detached within Keuper
evaporites. The upper Pedraforca thrust sheet represents the positive inversion along the southern margin of
the Lower Cretaceous extensional basin. The basal thrust climbs up across the footwall Upper Cretaceous
rocks incorporating thin slices of these rocks. Paleocene (Garumnian) alluvial (Roca Roja South) and fluvial
(Coll de la Trapa) strata overlap the basal thrust recording the latest emplacement of the Upper Pedraforca
thrust sheet (Fig. 25).
The present gentle south dipping position of the Upper Pedraforca basal thrust is due to the general southern
tilting of thrust sheets during the emplacement of lower and younger basement thrust sheets (compare with
westward cross-sections J-6 and J-7, Figs 34 and 49).
The reference horizontal lines for the restored cross-section correspond to near-horizontal strata during
deposition: the top of the Cardona and Beuda evaporites constitute two excellent levels in the foreland and
Cadí thrust sheet. The top of the Paleocene fluvial and lacustrine deposits and the top of Cenomanian
limestones (Santa Fe sequence) are traced on the lower and upper Pedraforca thrust sheets. Cross-section J-3
was line-length balanced but not the Cardona salts which were areally balanced.
Total shortening between points A and B is 69.2 km (54%). These can be divided into 11 km for the Upper
Pedraforca thrust sheet, 36.2 km for the lower Pedraforca thrust sheet, 16.4 km for the Cadí thrust sheet and
frontal blind thrust below the Busa syncline, and 5.6 km for the foreland basin fold and thrust system.
The well-preserved structural geometries and the well-dated emplacement relationships among different
thrust sheets allow the construction of crustal-scale balanced and restored sections. These structural
parameters together with fission track cooling ages, paleobotanical assemblages, and sedimentological data
were used to reconstruct a crustal scale section during middle Lutetian times (Vergés et al., 1995). A
subsidence analysis has been carried out along the J-3 section from the Ripoll syncline to the Montserrat
region in Vergés et al. (1998). Geometric analysis of detached folding focused on the Súria and Balsareny
anticlines has been carried out by Sans and Vergés (1995). The tectonic internal structure of the Cardona salt
décollement level is described in Sans et al. (1997). Growth folding in Sant Llorenç de Morunys associated
with the frontal Vallfogona emergent thrust and fold kinematic models have been published by Ford et al.
(1997) and Suppe et al. (1997). Williams et al. (1998) presented a sedimentological analysis of these growth
strata at Sant Llorenç de Morunys.

171
Fig. 29. Geological cross-section J-4 (the northern side of the section is from Hartevelt, 1970. Location in
Fig. 14). The section shows the cross-cutting relations between the Pedraforca and Cadí thrust sheets. The
western end of the La Cerdanya normal faults cut the Cadí thrust sheet. The relatively rapid northward
tapering of the Stephanian, Permian and Buntsandstein red bed deposits is well-preserved in the hangingwall
of the major normal fault. As in the previous sections (section J-2 and J-3, Figs 17 and 27, the northern flank
of the Pedraforca thrust sheet is deformed by a set of subparallel to oblique to the bedding and north directed
thrusts.
Fig. 33. Geological cross-section J-5 (Location in Fig. 14). From south to north the section crosses the Puigreig
anticline in the foreland basin, the Port del Comte (Cadí) thrust sheet, the Serres Marginals (Pedraforca)
thrust sheet, the Bóixols (upper Pedraforca) thrust sheet and the Montsec de Tost basement unit.
The Puig-reig anticline shows a complex structure at depth. Fluvial deposits on top of the anticlines display
growth geometries which attenuate the anticlinal shape at surface. Seismic line S-1 presents the Solsona
syncline above non deformed and gently north dipping set of reflectors, interpreted as lower to middle
Eocene marine sediments including the Cardona salt level at the top of the set. To the north, the Puig-reig
anticline shows a tectonic wedge geometry which is characteristic along the front of this anticline (Seismic
line S-12 on cross-section J-3, Fig. 27). The tectonic wedge geometry continues to the west at the front of the
Oliana anticline (Line drawing on cross-section J-6, Fig. 34 and cross-section J-7, Fig. 49). Internally, the
anticline is interpreted as a duplex structure with increasing shortening towards the west. Very gentle north
dipping subparallel reflectors in the northern part of the line and located underneath the allochthonous South
Pyrenean units account for the interpretation of this area as a south verging syncline. The Port del Comte
thrust sheet (equivalent to the Cadí thrust sheet) constitutes a thin tectonic unit which is located at the highest
topographic elevation of the studied area. The N-S geometry of this thrust sheet constrain the geometry of
the Vallfogona thrust at depth, especially the location of the footwall ramp above the continental
conglomerates of the northern flank of the buried syncline. The Serres Marginals (equivalent to the lower
Pedraforca) and the Bóixols (equivalent to the upper Pedraforca) thrust sheets and the Montsec de Tost
basement unit overthrusted the Cadí thrust sheet strata showing a slightly oblique footwall ramp. The best
site to observe the cross-cutting relations between the Montsec de Tost and Cadí units is shown in Fig. 32.
The map shows the basal thrust of the Montsec de Tost and Bóixols units climbing up the Cadí unit section.
The Montsec de Tost is the easternmost outcrop of the Nogueres basement unit (Figs 3, 14 and 26).
Fig. 34. Geological cross-section J-6 (Location in Fig. 14). This section helps to visualise the along strike
changes in the geometry of the south Pyrenean thrust sheets (Compare with cross-sections J-5 and J-7, Figs
33 and 49). From south to north, the Oliana anticline shows a major displacement over the Cardona salt
décollement level. Line drawing of seismic line L-3 and Basella-1 oil-well constrain both the geometry of the
southern end of the Oliana anticline and the growth strata geometry and thickness of the continental package
which is 2500 m thick in the cores of the foreland synclines.
The Port del Comte (equivalent to Cadí) thrust sheet is very reduced, ending towards the west in the footwall
of the Segre oblique ramp (K-K' line represents the cut-off line of the Port del Comte-Cadí thrust by the
Segre thrust on map of Fig. 30). The change in dip of the bedding of the Montsec thrust sheet reflects the
position of the footwall ramp of the Montsec (Segre thrust). This ramp cuts Eocene-Oligocene continental
conglomerates of the northern flank of the buried syncline, north of the Oliana anticline. This syncline
outcrops westwards between the section and the Segre river (Right upper margin of map on Fig. 39).
The Bóixols thrust sheet displays a complex structure developed during the tectonic inversion of a set of
normal faults defining the southern margin of the Mesozoic extensional basin. Sedimentological facies
distribution and thickness changes indicate that the south directed Figols thrust is the major normal fault. The
frontal thrust of the Bóixols thrust sheet is either a small fault or a cut off south of the main fault.
Fig. 49. Balanced and restored geological cross-section J-7 (Location in Fig. 14). The balanced section
contains a large number of oil-wells constraining the subsurface interpretation, and shows the complete
structure from the southern Pyrenean thrust sheets to the undeformed Ebro foreland basin. The section will
be described from south to north:

172
The southernmost structure of the section is the evaporite cored Sanaüja anticline (Fig. 35). The anticline is
cut by a set of north directed thrusts. These thrusts were interpreted as developed along the southern margin
of the Cardona salt basin (Fig. 36). Northwards, the detached Vilanova anticline shows a roughly
symmetrical shape (Line drawing on Fig. 37).
The Oliana anticline is the most important and northernmost structure of the foreland in this section (Fig.
39). The map shows a doubly plunging anticline. Its southwestern end is overthrusted by the Serres
Marginals thrust whereas the northeastern end is buried below syntectonic conglomerates. The Oliana oilwell
constrains the deep geometry of the anticline which is constituted by the superposition of two tectonic
slices composed of middle Eocene marine marls. These two slices are displaced over the autochthonous
Cardona salt detachment. The southern margin of the anticline acts as a backthrust (a restored section
showing the importance of this backthrust is shown in Fig. 47).
On top of the northern flank of the Oliana anticline, the Serres Marginals unit is made of a set of imbricates
showing a break back sequence of thrusting as evidenced by a group of four growth strata units, upper
Eocene-lower Oligocene in age (Figs 38 and 39). The third growth strata unit is related to the Montsec thrust
sheet out-of-sequence emplacement whereas the uppermost unit overlaps the Montsec although it is slightly
deformed (Fig. 38). The Mesozoic and Paleocene section in the Montsec thrust sheet abruptly increases its
thickness with respect the Serres Marginals one. This rapid and important change in thickness across the
Montsec thrust reflects inherited Mesozoic and Paleogene geometries. The dip of the bedding on the back
side of the Montsec thrust sheet indicates the position of a footwall ramp, which is interpreted in this work as
the footwall ramp of the Oliana duplex. The Bóixols thrust sheet represents the tectonic inversion of the
Early Cretaceous extensional basin. It is interesting to observe the lateral changes of this uppermost cover
thrust along the strike, especially across the Segre oblique ramp. In section J-7 the frontal thrust is north
dipping and the whole thrust sheet shows an almost untilted position. However, in eastern sections such as J-
3 (Figs 25 and 27), the frontal thrust gently dips to the south and the thrust sheet is tilted to the south by the
emplacement of deeper basement unit. The basal thrust of the allochthonous units shows both the south and
north directions of tectonic transport (outcrop-scale south verging folds and down cutting into lower
stratigraphic section to the north, Fig. 44).
The horizontal reference lines for the restored section correspond to: 1) the top of the Cardona salts (foreland
basin), 2) the top of the Paleocene lacustrine deposits for the Serres Marginals and Montsec thrust sheets,
and 3) the base of the upper Cenomanian marine limestones for the Montsec and Bóixols thrust sheets. The
final version of the cross-section represents the final form after the completion of different restorations to
account for shortening that occurred during early and middle Eocene times (restoration of Fig. 46). This
shortening is achieved by the displacement of the allochthonous units over lower to middle Eocene marine
foreland marly deposits over a ramp of 8º (Fig. 46).
Total shortening between A and I points is 68 km (56%). This can be divided into 16.9 km for the deformed
foreland (13.9 km for the Oliana duplex and 3 km for the southern structures above the Cardona salt layer),
22 km for displacement of allochthonous units above foreland Eocene strata, 1 km for the Serres Marginals,
3.4 km for the Montsec thrust displacement, and 7.2 km for the Bóixols thrust sheet.
The Bóixols thrust sheet was fossilised during Paleocene times as evidenced to the west of this section (Fig.
43). The Monstec and Serres Marginals were finally emplaced at the end of the middle Eocene as confirmed
by the composition of the lower units of conglomerates outcropping in the northern flank of the Oliana
anticline. The synchronous development of the Oliana anticline and the break back sequence of deformation
developed within the allochthonous units during the upper Eocene and lower Oligocene times.
The relationships between foreland evaporitic basins and the way in which they control the geometry of the
foreland folding and thrusting have been studied by Vergés et al. (1992), Sans and Vergés (1995). The
triangle zone propagating at the front of a triangle wedge is discussed has been documented by Sans et al.
(1996). A previous version of this section has been published in Burbank et al. (1992). The break-back
sequence of deformation determined by syntectonic deposits has been published in Vergés and Muñoz
(1990) and in Burbank and Vergés (1994). The analysis of growth strata and kinematic of folding has been
documented by Vergés et al. (1996).
Fig. 50. Geological cross-section J-8 (Location in Fig. 14). The section crosses the western end of the Oliana
anticline along seismic line TR-65. A north verging hangingwall anticline located in the southern flank of the
Oliana anticline highlights the existence of a backthrust parallel to the Cardona salt layer. The seismic line

173
shows complex cross-cutting relationships in the core of the Oliana anticline. As in the previous section, the
integration of the Basella-1 oil-well information and field data suggests that the continental conglomerates
outcropping in the southern flank of the anticline are syn-folding and that they developed strong angular
unconformities.
Fig. 52. Geological cross-section J-9 (Location in Fig. 14). From east to west, the section crosses the
Montsec and Serres Marginals thrust sheets as well as the Oliana anticline. The section is supported by the
relatively recent and deep Comiols-1 oil-well and seismic line TR-69. The most important feature detected in
the Comiols-1 drill was the presence of lower to middle Eocene rocks below the allochthonous south
Pyrenean units (Montsec and Serres Marginals thrust sheets). The seismic line also shows the important dip
to the west of the Serres Marginals above the Oliana anticline and the geometry of the basal surface of the
Comiols conglomerates. The evolution of the Comiols paleorelief is shown interpreted in Fig. 51.
Fig. 53. Geological cross-section J-10 (Location in Fig. 14). The section crosses the western end of the
Isona-Tremp basin and the Isona anticline along the seismic line TR-3. The Isona-1 oil-well was drilled in
the axis of the Isona anticline. Section J-9 (Comiols-1 oil-well) and section J-10 (Isona-1 oil-well) constitute
a solid support for the three-dimensional subsurface interpretation of the Segre oblique ramp zone. The most
important characteristic of the Isona anticline is that it corresponds to a detached anticline over the Keuper
evaporites on top of the Cardona salt located in the footwall of the basal thrust of the southern Pyrenean
allochthonous units. The presence of a thin layer of Eocene within the thick Keuper unit will be discussed in
cross-section J-11 (Figs 57 and 60).
Fig. 60. Geological cross-section J-11 (Location in Fig. 14). The section is pinned in the undeformed
foreland basin, south of the Barbastro-Balaguer anticline. From south to north, the section crosses the eastern
end of the Barbastro-Balaguer anticline, the Sanaüja-Cubells anticline and the South Central Unit (Serres
Marginals and Montsec thrust sheets). The section ends north of the Sant Corneli anticline within the Bóixols
thrust sheet.
The southernmost structure of the section is the Barbastro-Balaguer anticline, cored by Barbastro gypsum.
Northwards, the north directed Sanaüja and Cubells thrusts deform the previously emplaced Serres
Marginals thrust sheet (Regional map on Fig. 35 and detailed map on Fig. 54). An important upper Eocene-
Oligocene fluvial and lacustrine section displays cross-cutting relationships with both the Serres Marginals
imbricates and the north directed foreland thrusts, defining a complex deformational history. The Serres
Marginals thrust sheet shows a relatively simple structure constituted by two tectonic imbricates with a
hangingwall flat. Underneath the lower thrust of these imbricates, the footwall shows a very low angle ramp.
The Montsec thrust is buried underneath a thick conglomeratic unit, the Comiols conglomerates. The E-W
geometry of these deposits is imaged in cross-section J-9 (Fig. 52). Seismic line TR-68 shows the N-S
disposition of the Comiols deposits and the diagram in Fig. 58 shows the 3 D geometry based on crosssections
J-9 and J-11. The major structure of the Montsec thrust sheet is the Isona anticline, very well imaged
in seismic line TR-47. This line shows anticlinally folded reflectors above gently north dipping parallel
reflectors at 1.7 s (T.W.T. on the northern side of the line), which we interpreted as lower-middle Eocene
sediments. North of the Isona anticline, there is a narrow syncline located in the footwall of the Bóixols
thrust. The E-W structure of the anticline is outlined in cross-section J-10 (Fig. 53).
An interesting study of the last 10 million years of the frontal activity along these sections has been studied
by Meigs et al. (1996).
Fig. 61. Geological cross-section J-12 (Location in Fig. 14). This N-S trending section is parallel to the Deep
Seismic ECORS Profile. Commercial seismic line TR-1 shows the geometry of the Montsec and of the
northern part of Serres Marginals thrust sheets. The section crosses the deformed foreland (Barbastro-
Balaguer and Sanaüja-Cubells anticlines), the South Central Unit (Serres Marginals, Montsec and Bóixols
thrust sheets) and the Nogueres basement units to the north.
The Barbastro-Balaguer and the Sanaüja-Cubells anticlines were interpreted as detached anticlines cut by a
set of south dipping, north directed thrusts. The detachment level is located within the continental and

174
uppermost Eocene Barbastro gypsum. These two anticlines are separated by the open and flat-bottom
Agramunt syncline. The northern flank of the Sanaüja-Cubells anticline is overhrusted by the frontalmost
structure of the Serres Marginals thrust sheet. Syn-thrusting deposits display cross-cutting and overlapping
geometries with the north and south directed frontal structures (western continuation of J-11 cross-section
relations). The Serres Marginals unit is constituted by a group of imbricates with increasing thickness in their
Mesozoic section northwards. This controls the extension and displacement of the imbricates, which are
more important towards the north (the Sant Mamet unit, south of the Montsec thrust sheet). A foreland
footwall ramp, above the Cardona salt level, is demonstrated by the geometry and stratigraphic thickness of
the northern flank of the Sant Mamet anticline as well as the disposition of reflectors on the seismic line TR-
1. A double sedimentary and large-scale wedge of lower Eocene marine strata indicate the growth of both the
Montsec hangingwall to the north and the Sant Mamet anticline to the south. The Montsec thrust shows a
simple hangingwall flat geometry whereas the footwall shows a flat-ramp geometry. The south wedging
geometry of the Serra de Campanetes lower Eocene deposits confirms the emergence of the Montsec thrust.
Similar geometries within the Garumnian red beds suggest that this emergence could have been produced
during upper Paleocene times.
The Bóixols thrust cut the northern margin of the wide and open Tremp syncline (Tremp basin). The Sant
Corneli anticline is the frontalmost structure of the Bóixols thrust sheet. At depth, the Sant Corneli-1 oil-well
cuts an overturned and highly thinned southern flank of the anticline. North dipping and thick conglomerates
of Collegats represent the infilling of an intramontane basin formed during the uppermost Eocene and
probably lower Oligocene period of thrusting. These are infilling highly incised paleotopographies and
display syntectonic relationships with folding and thrusting. They are related to the reactivation of the Sant
Corneli anticline (the major north dipping attitude of the sedimentary pile of conglomerates) and to the
formation of the north directed thrusts at the cover-basement boundary. The Senterada unit of conglomerates
overlaps several of the south dipping and south directed Nogueres basement tectonic units.
Although the section has not been restored, well constrained cross-cutting relationships permit the
determination of displacement and shortening above thrusts. The foreland structures account for ~2 km of
shortening. The lower Serres Marginals thrusts are displaced on top of foreland continental deposits for 13.5
km. The lower to middle marine deposits are interpreted as located underneath the Nogueres units (as
deduced from palinspastic maps). The Montsec thrust shows a minimum displacement of 9 km. The Bóixols
thrust displacement can be evaluated as 8.4 km. The sum of these amounts gives 73.4 km for the total
shortening. The shortening from a pin line in the undeformed foreland deposits to the North Pyrenean Fault
is 88.4 km.
Fig. 66. Balanced and restored cross-section J-13 (Location in Fig. 14). The section crosses from the
undeformed foreland to the northern cover-basement contact of the South Central Unit (comprising Serres
Marginals and Montsec-Bóixols thrust sheets). Fairly good quality seismic lines TR-16 and T-16 show the
deep structure of the open and large scale Tremp syncline. The foreland frontalmost structures are the
Barbastro-Balaguer and Sanaüja-Cubells anticline and backthrusts. The Barbastro-Balaguer anticline shows
more amplitude than in the eastern cross-sections J-11 and J-12 (Figs 60 and 61). The Sanaüja-Cubells north
directed thrusts display complex cross-cutting relations with the frontal and lower thrust of the Serres
Marginals thrust sheets (Fig. 62; Camarasa locality). There, the most external and thinnest slices of the
Serres Marginals unit, the Sant Salvador thrust sheets are unconformably overlain by both the middle Eocene
marine sandy limestones and the upper Eocene continental conglomerates (Fig. 63).
North of the Sant Salvador thrust sheets, the out-of-sequence Mont-roig thrust constitutes the southern
boundary of a very distinctive thick Mesozoic and Paleocene section, made up of Triassic, Jurassic, upper
Cretaceous and Paleocene rocks (Fig. 65 shows the reconstruction and tectonic inversion of the Mont-roig
and Sant-Salvador boundary). To the north, the Sant Mamet anticline and Ager syncline are the major
structures of the Mont-roig thrust sheet. The northern flank of the Sant Mamet anticline is located above a
footwall ramp. The Eocene infill of the Ager syncline shows a double wedge indicating the amplification of
the San Mamet anticline synchronous with the emplacement of the Montsec thrust sheet. A bedding-parallel
backthrust is located in the northern flank of the Ager syncline (Fig. 64). The Serra del Montsec forms the
hangingwall of the Montsec thrust displaying a flat geometry. The upper Triassic (Keuper) constitutes the
main detachment level of the complete South Central Unit. The Tremp syncline shows an open geometry.
Both flanks display a different stratigraphy, especially the upper Cretaceous one. In the northern flank, the
uppermost Campanian Puigmanyons unit (Fig. 5) has been traditionally related to the onset of tectonic

175
activity in this area (note the strong onlap of the overlying units on top of Campanian Vallcarga and Herbasabina
units).
The most important feature of this northern part of the section is the absence of the Bóixols tectonic unit. The
Sant Corneli anticline (cross-section J-13, Fig. 66) ends to the east of the Noguera Pallaresa river. This rapid
westward ending of the Bóixols thrust sheet is interpreted as the margin of the limited and discontinuous
lower Cretaceous rift basin.
The restored section shows a reconstructed middle Eocene basin which corresponds to the South Central
Unit underlying foreland sediments. These have been interpreted as extending to the north, below the
Nogueres basement thrust sheets, to be consistent with thrust sheet displacements to the east of this section.
Fig. 67. Geological cross-section J-14 (Location in Fig. 14). This section is E-W oriented and displays the
shortening perpendicular to the tectonic transport in the SE corner of the South Central Unit. The Serres
Marginals unit is constituted by a set of imbricates showing N-S trending synclines with a vertical to
overturned western flanks. The basal detachment of the Pyrenean thrust sheets is placed in the lower part of
the Barbastro gypsum.
From A to B, 3.5 km of shortening can be calculated. This shortening is interpreted as the oblique to normal
component of shortening of the Serres Marginals thrust sheet during the tectonic transport to the south.
Fig. 70. Geological cross-section J-15 (Location in Fig. 14). This section is an E-W section crossing the
Segre oblique thrust ramp. The westernmost segment of the section is supported by seismic line TR-62. This
section describes the deep structure of the Oliana and Puig-reig anticlines as well as the topographically high
location of the Port del Comte thrust sheet.
According to the N-S trending geological sections, the Puig-reig anticline increases shortening from 0 km, to
the east of the section J-3 (Fig. 27), to 10 km towards the west beneath the conglomerates of the Ebro basin
(section J-6, Fig. 34). To the west, the Oliana anticline shows a different orientation and 14 km of
shortening. This change in orientation is in agreement with paleomagnetic data documenting 35º of
counterclockwise rotation (Fig. 68). The structural map in figure 68 shows the present position of the
footwall cutoff of the Banyoles and Igualada marls, forming the Oliana anticline structure (labelled as "línia
de tall e. Sudpirinenc-dúplex d'Oliana" in Fig. 68).
The Port del Comte thrust sheet constitutes the westernmost part of the Cadí thrust sheet, which is mainly
composed of lower-middle Eocene marine and shallow-water limestones. The Port del Comte thrust sheet is
completely overthrusted by the South Central Unit as shown by the cut-off points K and K' in Fig. 30. In the
section, the Port del Comte thrust sheet forms the highest topographic elevation of the study area as it
overthrusts the thick foreland continental conglomeratic section, upper Eocene and Oligocene in age.
However, to the west (locality 1 in Fig. 69), the uppermost conglomerates of the Ebro basin overlap the
thrust sheet. To the east, the mainly carbonatic Port del Comte unit thrusts the marly basinal Cadí thrust sheet
(both forming the major tectonic unit Cadí-Port del Comte thrust sheet) (between points 3 and 4 in Fig. 69).
The formation of the ramp that thrusts youngest conglomerates in locality 2 (Fig. 69) is attributed to the
displacement normal to the Segre oblique ramp. The tightening of fold of the Port del Comte unit is
attributed to the last 2.7 km of displacement of this ramp.
Discussion and conclusions
The discussion and conclusions of this regional study on the southeastern Pyrenean fold-and-thrust system
are included in three sections: a) 5 different palinspastic maps; b) geometry of the Segre oblique ramp; and c)
links of the regional scale tectonic study with western Mediterranean plate tectonics.
Palinspastic maps correspond to: 1) Paleocene times at the initiation of thrusting, before 55 Ma (Fig. 71); 2)
lower Eocene times during deposition of the Armàncies slope marls at 55-53 Ma (Fig. 72); 3) middle Eocene
times during the development of the Beuda evaporite basin at 47 Ma (Fig. 73); 4) uppermost middle Eocene
during the rapid deposition of the Cardona salt at ~37.2 Ma (Fig. 74); and 5) during the last stages of
shortening between 34.4 and 28.7 Ma (Oligocene, Fig. 75).

176
The geometry of the Segre oblique ramp zone is discussed using a set of 3 figures. Figure 76 shows time-bytime
reconstructed E-W cross-sections through the Segre oblique ramp (corresponding to the same periods as
the palinspastic maps). Figure 77 shows the evolving geometry of the eastern and central southern Pyrenean
thrust sheets and their southwards tectonic transport. Figure 78 shows a simplified tectonic map of the Segre
oblique ramp zone with the ages of the syntectonic strata that unconformably overlap segments of thrusts
resulting in their fossilisation.
Fig. 71. Palinspastic reconstruction of the eastern and central Pyrenean thrusts and adjacent foreland at the
end of Paleocene time. The N-S restored cross-sections J-1, J-3, J-7 and J-13 constitute references for the
maps. The present position of the thrust front serves as a reference frame for all the reconstructions. The
Nogueres unit (N) is marked in the hinterland. The positions of drill holes in the foreland, and the various
key boundaries in the present Catalan Coastal Ranges are shown: (1) coastal shoreline; (2) southeastern
boundary of Vallés-Penedés Neogene Basin; (3) position of the north-fault-boundary of the Vallés-Penedés
Neogene Basin; (4) location of the frontal thrust except where cut by a Neogene extensional fault in the NE;
(5) southern boundary of the Ebro foreland basin; and (6) south westernmost extension of Eocene marine
strata.
Plotting the restored position of the southern limits of the middle and upper Mesozoic and Triassic rocks in
both the Pyrenees and the Catalan margin we obtain a more than 50 km wide area with Paleozoic rocks.
These rocks could have been the source area for materials entering the eastern side of the Ager region at that
time.
Tectonic inversion of the Bóixols and upper Pedraforca thrust sheets was the only tectonic activity in this
southeastern region of the Pyrenees. K and K' are the footwall cutoff points of the future Cadí thrust beneath
the South Central Unit. The reconstructed footwall cutoff line is located more to the east than the
reconstructed hangingwall cutoff line (in the hangingwall of the Segre oblique ramp zone and delineated by
the easternmost continuous black line of the South Central Unit). This mismatch supports the view that the
margin was exposed to erosion during its Eocene evolution. B = Barcelona; C = Cardona; L = Lleida; R =
Ripoll; T = Tremp; V = Vic.
Fig. 72. Palinspastic reconstruction of the eastern and central Pyrenean foreland and adjacent thrusts during
early Eocene (Ypresian) time. In this and subsequent palinspastic reconstructions, areas of positive relief in
the Pyrenean thrusts sheets are depicted by dark shading and in the Catalan Coastal Ranges by hachured
regions. Shortening within the Catalan Coastal Ranges is not shown here. Coarse-grained sedimentary fans
are depicted as stippled lobes (e.g., San Esteban, SE), and paleocurrent directions are indicated by small
arrows. Important geographic limits of depositional units are shown by lightly shaded regions with dashed
boundaries where the boundaries are uncertain. The Ripoll trough is represented during the Armàncies talus
marls deposition. Thick arrows and lines show the reconstructed direction of thrusting and amount of
displacement during the time interval. The amount of thrust displacement (in km) is shown for calibrated
thrusts, and the starting and ending positions of the thrust traces are depicted. The axes of active folds are
indicated by solid dark lines. The present position of the thrust front serves as a reference frame for all the
reconstructions. The Nogueres (N), Bóixols (B), Montsec (M), Pedraforca (P), Segre (S), Serres Marginals
(SM) and Vallfogona (V) thrust traces are represented in the map. The positions of drill holes in the foreland
are shown by open circles.
As determined by the wedge-shaped stratal geometries in the Ager basin and by the terrestrial deposits of the
Corones Formation in the east, differential shortening occurred along the Montsec thrust and its eastern
equivalents. Owing to larger displacements in its western and frontal parts, the pre-deformational position of
the Montsec thrust was straighter than today. Within the carbonate platform of the Serres Marginals thrust
sheet, folds developed parallel to the Montsec thrust front. The folds in the Port del Comte region (PC),
which can be linked to the Serres Marginals, were later truncated by the basal Serres Marginals thrust. The
Tremp piggyback basin was fed by alluvial fans from the north and distributed detritus to the turbiditic
systems of the Jaca basin. In the east, the Ripoll basin was infilled with carbonates, marls, and red beds
primarily derived from the north. B = Barcelona; C = Cardona; L = Lleida; R = Ripoll; T = Tremp; V = Vic.

177
Fig. 73. Palinspastic map of the middle Lutetian time (47 Ma) in the eastern and central Pyrenees, during the
deposition of the Beuda evaporites. Although no accurate reconstruction of shortening in the central
Pyrenees is available, the frontal parts of the Serres Marginals (SM) advanced under water. In more
constrained cross sections we determined ~32 km of thrust advance in the eastern Pyrenees where rapid
deepening occurred in front of the advancing thrust load (since 55 Ma). As the related depocentre migrated
southwards, the Beuda evaporites were deposited above the Campdevànol turbidites, and an extensive
carbonate platform extended westward and southward across much of the foreland. The Beuda strata formed
an important décollement for the next stage of thrusting. Coarse fans (SE: San Esteban) continued to infill
the piggy back Tremp basin. Farther south, incipient uplift and fan-delta deposition occurred at Sant Llorenç
del Munt (SL) and Montserrat (M) in the Catalan Coastal Range.
Fig. 74. Palinspastic reconstruction of early Priabonian time (37.2 Ma) during the deposition of the Cardona
marine salt. The Isona (I) and Comiols (C) oil-wells provide important constraints on the geometry and
shortening along the western cross section.
The Pedraforca thrust sheet was blocked at ~47 Ma and fossilised by terrestrial deposits, and was
subsequently carried to the south on top of Vallfogona thrust. Vallfogona thrusting initiated in the eastern
Pyrenees at ~46 Ma, and a minimum of 11 km of displacement occurred in the following 10 my.,
synchronous with breakback thrusting in the Pedraforca thrust sheet (indicated by thick NE- and NW-facing
arrows from 47 to 36.5 Ma). During the following 2 my., 8 km of additional southwards thrust advance
occurred in the east. At the same time a breakback sequence developed at Oliana while the Serres Marginals
frontal thrust migrated 11 km to the south. Several conglomeratic fans fed detritus to the northern foreland
basin (C: Collegats; O: Oliana; SL: Sant Llorenç de Morunys; SM: San Marti Xic), whereas deformation
along the Catalan Coastal Ranges led to significant influxes of coarse clastic materials (V: Vic; M:
Montserrat; L: Llena). The centre of the foreland was dominated by evaporitic deposition (Cardona
evaporites; dark shading) and by related gypsiferous deposits (continuous thin line) during earliest
Priabonian times, and was largely succeeded by terrestrial deposition in the Priabonian and Oligocene times.
Fig. 75. Palinspastic reconstruction for the early Oligocene time (between 34.4 and 28.7 Ma). Conglomeratic
deposition dominated the Pyrenean deformed margin of the basin, whereas lacustrine deposition occurred in
a closed basin in the central foreland (ULS: Urgell lacustrine system; Anadón et al, 1989), and coarse fans
continued to feed the basin from the southwestern Catalan Coastal Ranges (L: Llena). Highly differential
shortening occurred along the Pyrenean front. A minimum of 17 km of southerly thrusting advance took
place in the frontal and oblique margins of the SCU. Farther east, the magnitude of shortening diminished
and was partitioned differently: the Puig-reig and Oliana anticlines (P-O) experienced a scissors-like
transport at the same time as the shortening along the Vallfogona thrust also decreased to the east. Most of
the deformation in the Catalan Coastal Ranges had migrated farther southwest along the range front during
the early Oligocene. Ol: Oló; Sa: Sanaüja; Ba: Barbastro-Balaguer; O: Oliana; P: Puig-reig; C: Campins.
Fig. 76. One of the most interesting results of the Segre oblique thrust ramp evolution is the emergent and
erosive aspect of the Segre oblique ramp zone, the western oblique boundary of the large South Central Unit.
During the complete evolution of this tectonic unit (since 55-51 Ma), the Segre ramp carried its hangingwall
to the synorogenic surface. However, the starting point of this Segre ramp corresponded to a tectonic
inversion of a thicker Mesozoic basin toward the west (compare sections AA' with BB'). The initial ramp
above the lower Eocene deposits of the Ripoll trough (cut off point K on section BB' and Figs 30, 72 and 73)
constrained the future evolution of this margin. This eastern margin of the South Central Unit evolved
differently from its western margin outlined by the Mediano and Boltaña anticlines. The eastern margin was
always emergent and had a longer evolution than the western margin. This western margin grew by forming
detached anticlines above the upper Triassic evaporites during several millions of years which were
subsequently transported to the south above the frontal and emergent Sierras Exteriores thrust.
Fig. 77. Evolution of the traces of the thrust based on the palinspastic maps. The original irregular shape of
the South Central-Pedraforca units conditioned the entire evolution of the southern Pyrenean thrust system.

178
Evaporitic levels, both pre-thrusting (Keuper) and syn-thrusting (foreland Eocene evaporitic basins), also
played an important role in controlling the location and extent of the different detachment levels. The
Vallfogona thrust, the southern limit of the Cadí thrust sheet developed as a response to the continued
southern transport of the South Central Unit. The Vallfogona thrust merged into the eastern margin of the
South Central Unit, the Segre oblique ramp zone. South of the Vallfogona thrust, the deep structure of the
Puig-reig and Oliana anticlines also merged into the Segre ramp zone (Figs 59 and 68). The final evolution
of the entire thrust system, the eastern foreland fold-and-thrust region (Fig. 75), deformed above the Cardona
salt layer, also merges into the South Central Unit along the Sanaüja and Cubells anticlines and backthrusts.
Fig. 78. Timing of the end of thrust activity along the Segre oblique ramp zone. The complexity of the region
cannot be solved without taking into account the composite linked system of thrusts and detachments at
depth. The 3D geometry of this region presented in this study (cross sections and maps) is necessary to
understand the cross-cutting relationships between the different segments of thrusts and syntectonic deposits.
Fig. 79. Rates of shortening based on balanced and restored cross-sections covering 225 km along the strike
of the Pyrenean chain (1, using Cenozoic ages from Cande and Kent, 1992). The distribution of the rates of
shortening for the southern part of the Pyrenees shows 3 different periods related to the emplacement of
different thrust sheets. An initial period (older than 55 Ma) was characterised by very low rates of shortening
of less than 0.5 mm/yr. These low rates were related to the emplacement of uppermost thrust sheets resulting
from the positive tectonic inversion of rifted Mesozoic basins (upper Pedraforca and Bóixols thrust sheets).
A second period corresponds to the highest rates of shortening (4-4.4 mm/yr.). These rates correlated with
the emplacement of intermediate units (lower Pedraforca and South Central Unit thrust sheets) from 55 to 47
Ma. A third period in which the rates of shortening, from 47 to the Middle Oligocene time, varied from 1.5
to 2.6 mm/yr. Although there is no shortening data related to the Catalan Coastal Ranges, the Montserrat (4,
Burbank, pers. comm., 1992) and La Llena (3, Colombo and Vergés, 1993) conglomeratic sections indicate
approximately the timing of thrusting in the southeastern margin of the foreland Ebro basin.
The end of thrusting was diachronous, migrating from east to west. Between cross-sections J-1 and J-7 the
migration rate was 11 mm/yr. and from this transect to the west (2, Riglos section from Hogan et al., in rev.)
was 20 mm/yr. Middle Miocene post-tectonic sediments in the frontal western Pyrenees (Crusafont et al.,
1966) imply a constant 20 mm/yr. migration rate for the end of thrusting.
The right side of the panel indicates plate tectonic events that occurred during thrusting in the Pyrenees.
Although their close relationship with Pyrenean events may be conjectural there is a striking coincidence of
high rates of thrusting in the Pyrenees with both the abrupt change of the Africa convergence vector (7,
Srivastava and Tapscott, 1986) and the initiation of the opening of Greenland, Baffin and Norway Seas in
Early Eocene times (6, Ziegler, 1992). The end of this second period characterised by rapid shortening
coincided with the initiation of deformation in the Betics (8, Srivastava et al., 1990; and 9, Lonergam, 1993).
The end of the Pyrenean thrusting roughly corresponds to significant compression in the Betics (10, Banks
and Warburton, 1991) and extension in the westernmost Mediterranean Sea forming the Gulf of Lyon and
València Trough (9, Roca, 1992).

New references
179
Bentham, P. A., and D. W. Burbank, 1996, Chronology of Eocene Foreland-Basin Evolution along the
Western Oblique Margin of the South-Central Pyrenees, in P. F. Friend, and C. J. Dabrio, eds., Tertiary
basins of Spain, Cambridge.
Burbank, D. W., and J. Vergés, 1994, Reconstruction of topography and related depositional systems during
active thrusting: Journal of Geophysical Research, v. 99, p. 20,281-20,297.
Fleta, J., J. Vergés, J. Escuer, J. Pujadas, and A. Martínez-Ríus, 1994, Mapa geológico de la hoja n. 258 de
Figueres a escala 1/50.000 (proyecto MAGNA, Segunda serie, Primera edición). Memoria, 1-92.: ITGE.
Ford, M., E. A. Williams, A. Artoni, J. Vergés, and S. Hardy, 1997, Progressive evolution of a fault-related
fold pair from growth strata geometries, Sant Llorenç de Morunys, SE Pyrenees.: Journal of Structural
Geology, Special Issue on Fault-Related Folding, v. 19, p. 413-441.
García-Castellanos, D., Vergés, J., Gaspar-Escribano, J., and Cloetingh, S., 2003, Interplay between
tectonics, climate, and fluvial transport during the Cenozoic evolution of the Ebro Basin (NE Iberia):
Journal of Geophysical Research, v. 108, B7, 2347, p. 10.1029/2002JB002073.
Hogan, P. J., and D. W. Burbank, 1996, Evolution of the Jaca piggyback basin and emergence of the
External Sierras, southern Pyrenees., in P. F. Friend, and C. J. Dabrio, eds., Tertiary Basins of Spain. The
stratigraphic record of crustal kinematics., Cambridge, Cambridge University press, U.K., p. Chapter
E14, p.153-160.
Martínez-Ríus, A., J. Vergés, J. Pujadas, J. Fleta, and J. Escuer, 1994, Mapa geológico de la hoja n. 257 de
Olot a escala 1/50.000 (proyecto MAGNA, Segunda serie, Primera edición). Memoria, 1-88.: ITGE.
Mató, E., E. Saula, J. Vergés, A. Martínez-Ríus, J. Escuer, and M. Barberà, 1994, Mapa geológico de la hoja
n. 293 de Berga escala 1/50.000 (proyecto MAGNA, Segunda serie, Primera edición). Memoria, 1-92.:
ITGE.
Meigs, A. J., J. Vergés, and D. W. Burbank, 1996, Ten-million-year history of a thrust sheet: Geological
Society of America Bulletin, v. 108, p. 1608-1625.
Muñoz, J. A., J. Vergés, A. Martínez-Ríus, J. Fleta, J. Cirés, J. M. Casas, and F. Sàbat, 1994, Mapa
geológico de la hoja n. 256 de Ripoll a escala 1/50.000 (proyecto MAGNA, Segunda serie, Primera
edición). Memoria, 1-103.: ITGE.
Pous, J., J. J. Ledo, P. Queralt, and J. A. Muñoz, 1995, Constraints on the Deep Structure of the Pyrenees
from New Magnetotelluric Data, v. 8 (4), p. 395-400.
Sans, M., and J. Vergés, 1995, Fold development related to contractional salt tectonics: southeastern
Pyrenean thrust front, Spain, in M. P. A. Jackson, D. G. Roberts, and S. Snelson, eds., AAPG Memoir 65
on Salt Tectonics: a global perspective, p. 369-378.
Sans, M., J. A. Muñoz, and J. Vergés, 1996, Thrust wedge geometries related to evaporitic horizons
(Southern Pyrenees)., in P. A. MacKay, T. E. Kubli, A. C. Newson, J. L. Varsek, R. G. Dechesne, and J.
P. Reid, eds., Triangle Zones and Tectonic Wedges, Bulletin of Canadian Petroleum Geology, p. 375-
384.
Saula, E., E. Mató, A. Barnolas, J. Escuer, and M. Barberà, 1994, Mapa geológico de la hoja n. 294 de
Manlleu a escala 1/50.000 (proyecto MAGNA, Segunda serie, Primera edición). Memoria, 1-92.: ITGE.
Suppe, J., F. Sabat, J. A. Muñoz, J. Poblet, E. Roca, and J. Vergés, 1997, Bed-by-bed fold growth by kinkband
migration: Sant Llorenc de Morunys, Eastern Pyrenees: Journal of Structural Geology, v. 19, p.
443-461.
Vergés, J., 2003, Evolución de los sistemas de rampas oblicuas de los Pirineos meridionales: fallas del Segre
y Pamplona: Boletin Geológico y Minero de España, v. 114, p. 87-101.
Vergés, J., 2007, Drainage responses to oblique and lateral thrust ramps: a review, in Nichols, G., Paola, C.,
and Williams, E., eds., Sedimentary processes, environments and basins: a tribute to Peter Friend,
Volume International Association of Sedimentologists Special Publication, Blackwell Publishing, vol. 38.
Chapter 3, p. 29-47.

180
Vergés, J., and D. W. Burbank, 1996, Eocene-Oligocene thrusting and basin configuration in the eastern and
central Pyrenees (Spain)., in P. F. Friend, and C. J. Dabrio, eds., Tertiary Basins of Spain. The
stratigraphic record of crustal kinematics., Cambridge, Cambridge University press, U.K., p. Chapter
E11, p. 120-133.
Vergés, J., and García Senz, J.M., 2001, Mesozoic Evolution and Cenozoic Inversion of the Pyrenean Rift, in
Ziegler, P.A., Cavazza, W., Robertson, A.H.F., and Crasquin-Soleau, S., eds., Peri-Tethys Memoir 6:
Pery-Tethyan Rift/Wrench Basins and Passive Margins. Mémoires Muséum National d'Histore Naturelle,
186, Volume 186: Paris, p. 187-212.
Vergés, J., D. W. Burbank, and A. Meigs, 1996, Unfolding: An inverse approach to fold kinematics.:
Geology, v. 24, p. 175-178.
Vergés, J., Fernàndez, M., and Martínez, A., 2002, The Pyrenean orogen: pre-, syn-, and post-collisional
evolution, in Rosenbaum, J.G., and Lister, G.S., eds., Reconstruction of the evolution of the Alpine-
Himalayan Orogen, Journal of Virtual Explorer, 8, p. 55-84.
Vergés, J., A. Martínez-Ríus, F. Domingo, J. A. Muñoz, M. Losantos, J. Fleta, and J. Gisbert, 1994, Mapa
geológico de la hoja n. 255 de La Pobla de Lillet a escala 1/50.000 (proyecto MAGNA, Segunda serie,
Primera edición). Memoria, 1-92.: ITGE.
Vergés, J., M. Marzo, T. Santaeulària, J. Serra-Kiel, D. W. Burbank, J. A. Muñoz, and J. Giménez-Montsant,
1998, Quantified vertical motions and tectonic evolution of the SE Pyrenean foreland basin., in A.
Mascle, C. Puigdefàbregas, H. P. Luterbacher, and M. Fernàndez, eds., Cenozoic Foreland Basins of
Western Europe, London, Geological society Special Publications, p. 107-134.
Vergés, J., Marzo, M., and Muñoz, J.A., 2002, Growth strata in foreland settings: Sedimentary Geology, v.
146, p. 1-9.
Vergés, J., H. Millán, E. Roca, J. A. Muñoz, M. Marzo, J. Cirés, T. den Bezemer, R. Zoetemeijer, and S.
Cloetingh, 1995, Eastern Pyrenees and related foreland basins: Pre-, syn- and post-collisional crustalscale
cross-sections.: Marine and Petroleum Geology (Cloetingh, Durand & Puigdefàbregas, eds.), v. 12,
p. 903-916.
Williams, E.A., Ford, M., Vergés, J., and Artoni, A., 1998, Alluvial gravel sedimentation in a contractional
growth fold setting, Sant Llorenç de Morunys, southeastern Pyrenees., in Mascle, A., Puigdefàbregas, C.,
Luterbacher, H.P., and Fernàndez, M., eds., Cenozoic Foreland Basins of Western Europe, Volume 134:
London, Geological Society Special Publications, p. 69-106.