introducció a la geologia de les terres de l'ebre

0

INTRODUCCIÓ A LA GEOLOGIA

DE LES TERRES DE L’EBRE

Alvaro Arasa Tuliesa [email protected]

Tortosa

Departament d’Educació. Generalitat de Catalunya. Llicència retribuïda-2004-2005

mailto:[email protected]

1

0.- MARC GEOLÒGIC REGIONAL En l'actualitat, és àmpliament acceptat que la configuració de la Mediterrània occidental s'estableix com a conseqüència de l'apropament de les plaques africana i europea, segons la direcció predominant N-S. Aquests desplaçaments han donant lloc a diferents moviments relatius entre ambdues plaques (Tapponier, 1977). (Fig.- 1) i les subsegüents microplaques. De la mateixa manera existeixen diferents hipòtesi per a explicar la gènesi general de la Mediterrània occidental. Tanmateix, existeix una certa unanimitat per a explicar l'evolució geològica de la conca Balear septentrional i la fossa de València, emmarcades dins de l'anomenat Cicle Alpí. En la zona estudiada, el Cicle Alpí compren fonamentalment una etapa preorogènica o precompressiva, que s'inicia durant la sedimentació del Permià superior fins a l'acabament del Mesozoic, es a dir, fins a l'inici de les principals pulsacions compressives que delimiten el segon estadi orogènic i que actuen durant tot el Paleogen, i el tercer estadi orogènic o distensiu, anomenat neoalpí, que dura des del Neogen fins l'actualitat. Entre els models que hi destaquen està el de considerar que el Solc de València, la conca Provenzal i el Graben de Serdanya són segments que pertanyen al Rift Cenozoic de l'Europa occidental (Julivert et al., 1977; Mauffret, 1976), es a dir, que geodinàmicament existiria una relació directa entre el colapse de la placa africana i l'europea i la resposta de dislocament del continent (Tapponier, 1977). Un segon model és el que atribueix a aquesta disposició un arc tectònic associat a una zona de subducció (Biju-Duval et al., 1978). Mentre que un tercer model, considera la gènesi de les conques neògenes com la superposició d'ambdues hipòtesis amb els seus respectius processos (Rehault, 1981). La zona d'estudi forma part del sistema de fosses de la Mediterrània Occidental, que s'integren en el marc del "Rift" de l'Europa Occidental, el qual es superposa al sistema alpí (Fig.- 2). Hom ha d'entendre el "Rift" com una estructura formada per blocs individualitzats per falles, basculats i enfonsats respecte a altres blocs colaterals. Aquest ensorrament o enfonsament de blocs intracontinentals ha estat interpretat com la resposta a deformacions i aprimaments de zones de l'escorça continental, en les que s'afavoreix l'ascensió de l'astenosfera i explica el vulcanisme recent d'aquestes àrees, com a la Garrotxa. El procés de "rifting", que s'origina després de la fase compressiva alpina, es comença a desenvolupar a finals de l'Oligocè superior-Miocè inferior a la conca nord baleàrica-provenzal (Biju-Duval et al., 1978; Fontboté et al., 1990). Segons Canerot (1974), la distensió aquitaniana de la conca valenciana és la responsable de les depressions de la Serralada Ibèrica i de les fosses tectòniques que afecten


2

Fig.- 1. Reconstruccions palinpàstiques de l'evolució geològica de la Mediterrània. Segons Tapponier, 1977. als Catalànids. En altres zones adjacents a l'àrea d'estudi, el procés de "rifting" es desenvolupa des de principis del Miocè amb importants manifestacions neotectòniques (Santanach et al., 1980).


3

Degut a que el procés de "rifting" es superposa a les estructures geològiques compressives alpines, en algunes ocasions es pot donar que, diferents estructures compressives hagin estat aprofitades per les fractures normals que han donat lloc al conjunt de cubetes delimitades per diferents blocs basculats, tot enfonsant o aixecant materials paleozoics i/o mesozoics, de tal manera que constitueixen el sòcol d'aquestes fosses en el "Rift" europeu.

Fig.- 2. El sistema de fosses d'Europa occidental. 1.- Plecs i encavalcaments de les carenes alpines; 2.- fractures; 3.- rebliment terciari; 4.- vulcanisme neogen i quaternari. Segons Fontboté y Julivert, 1954. En aquest sentit, l'àrea d'estudi s'integra en el marc de la geologia de la Mediterrània Occidental, concretament en el sector nord-oest del domini Catalano-Valencià de l'anomenat solc de València (Fontboté et al., 1990) o també "Valencia Trough" (Stoeckinger, 1971, 1976; Mauffret, 1976). Aquest sector es caracteritza


4

per un sistema de "horsts" i "grabens" que es formen durant l'Oligocè superior-Miocè inferior (Julivert et al., 1977; Fontboté et al,, 1990) (Fig.- 3), en contraposició del domini Bètic-Baleàric caracteritzat per un cinturó de plecs i encavalcaments. Tots dos dominis són el resultat de la tectònica que afecta a la Mediterrània Occidental, determinada per l'apropament de les plaques africana i europea. 1.- CARACTERÍSTIQUES DE LA GEOLOGIA PRE-CENOZOICA El massis hercinià ibèric va correspondre durant tot el mesozoic a un àrea amb tendència a l'elevació, a la vegada que va romandre envoltat de zones amb sedimentació marina en els mars mesozoics. Aquests varen avançar en diferents èpoques aprofitant zones deprimides, com en el cas del sistema Ibèric i Serralada Costero Catalana. Ambdós sistemes muntanyosos constitueixen un exemple típic de serralades tipus "intermedi" (Julivert et al., 1977), entenent aquestes com àrees afectades per una important deformació compressiva, plecs, nivells de desenganxament i encavalcaments, amb estructures que no assoleixen magnituds semblants a les dels orògens alpins, com en el cas de les Bètiques. 2.- ACONTEIXEMENTS PREVIS A L'EVOLUCIÓ ALPINA Les principals fractures que delimiten el sistema Ibèric estan controlades per les fractures tardihercíniques que afecten a la Península Ibèrica. Es reconeixen tres importants famílies de falles amb desplaçament horitzontal sinistre: * De direcció NE-SW. Són molt importants i es ressegueixen desenes de quilòmetres. El desplaçament horitzontal de granits i el desplaçament o torsió dels plecs de la segona fase del plegament hercinià són indicadors de l'important salt horitzontal sinistre que presenten aquestes falles. El rol d'aquestes falles després del Triàsic condiciona la distensió prealpina i posterior compressió alpina, podent ser novament utilitzades com a línies de fractura durant la distensió postalpina (Fontboté et al., 1954), com en el cas del Vallès-Penedès. * De direcció NW-SE. Són menys abundants i generalment més curtes i amb salts més petits que les anteriors. Aquesta direcció cartogràfica es correspon amb les direccions de plegament de les serralades ibèriques que han aprofitat aquestes ruptures tardihercíniques. * De direcció E. Afecten principalment el NE i SW de la Península Ibèrica. Són de longitud mitja i afecten obliquament els plecs hercínics, el que determina un salt sinistre. A la costa septentrional ibèrica, les estructures són d'ordre quilomètric. Departament d’Educació. Generalitat de Catalunya. Llicència retribuïda-2004-2005

5

2.1.- EL PALEOZOIC El conjunt dels materials que caracteritzen el paleozoic han estat soterrats a grans profunditats. Han estat sotmesos a grans pressions i temperatures que han provocat canvis i modificacions mineralògiques que es tradueixen en diferents graus de metamorfisme. 2.1.1.- MATERIALS PRE-HERCINIANS. Afloren de manera aïllada en àrees adjacents a la zona d'estudi. Es detecten materials de l'Ordovicià inferior en la carretera de Picamoixons a Valls, formats per roques detrítiques, pissarres gris-verdoses i quarsites, amb pistes de trilobites. L'Ordovicià superior s'observa al sud del Priorat i està representat per pelites negres amb intercalacions de calcarenites. El Silurià està constituït per quarsites a la base, pissarres negres amb abundants restes de graptolits i calcàries grises amb mol.luscs marins. El Devonià està representat per margues verdes i calcàries amb tentaculites, calcarenites, quarsites i pissarres (Benzaquen et al., 1973). 2.1.2.- MATERIALS HERCINIANS El Cicle hercinià s'inicia amb la sedimentació dels materials carbonifers, sobre de la discordança que afecta als materials anteriors, originada per una important fracturació que bascula les sèries prehercinianes. Aquesta fracturació continua durant tot l'hercinià i condiciona enormement la sedimentació durant la resta d'aquest cicle. 2.1.2.1.- EL CARBONIFER Aquests materials, presenten en el Priorat una deformació menor que a les Gavarres, Guilleries, Montseny, Montnegre, Baix Llobregat i Congots-Anoia (Juliver y Martinez, 1980). En la sèrie carbonífera, en base a la a la litològica, s'hi poden diferenciar quatre unitats estratigràfiques, que arriben a assolir els 2500 m de potència (Saez, 1982). Unitat de les Vilelles. Està constituïda per lidites que alternen amb trams de pissarres i quarsites corresponents al Devonià mig-superior i el Tournaisià, on aquest últim representa la base del Carbonífer. Unitat gresosa de Bassetes. Està formada per nivells mètrics de gresos amb base erosiva i formant seqüències granodecreixents. Entre el gresos existeixen intercalacions de lidites plegades entre les quals es poden trobar nivells de roques volcàniques, també es presenten de forma aïllada nivells de carbonats. Unitat pelitico-gresosa d'Scala Dei. Està formada per tres trams. El tram pelític inferior, format per pissarres amb intercalacions centimètriques de gresos llimosos amb ripples, així com escassos nivells de carbonats lenticulars. El tram gresós Departament d’Educació. Generalitat de Catalunya. Llicència retribuïda-2004-2005

6

Fig.- 3. Mapa esquemàtic de l'estructura oligocena sup. (?) neògena del solc de València. L'estructura del solc de València resulta del desenvolupament més o menys sincrònic de a) un sistema de "horts" i "grabens" al llarg del marge ibèric durant l'Oligocè sup.(?) - Miocè inferior, i b) la prolongació NE del sistema d'encavalcaments bètics desenvolupats principalment en el Miocè inferior i mig. Més tard, durant el MIocè mig i superior, a aquesta estructura se li superposa una tectònica de caràcter extensiu. Segons Fontboté et al., 1990.


7

intermedi, format per gresos massius granodecreixents, amb base erosiva i ripples al sostre. El tram pelitico-turbidític superior, format per l'alternança de trams pelítics i turbidítics amb intercalacions de nivells prims de carbonats. Unitat turbidítica de Poboleda. Està constituïda per tres megaseqüències turbidítiques. Formen un tram inferior de gresos amb seqüències negatives d'ordre decamètric i un tram superior d'arenes i conglomerats amb nivells granodecreixents. Les unitats de Poboleda i Scala Dei han estat atribuïdes a un sistema de ventalls submarins progradants amb aports des del N. La tectònica herciniana afecta tots els materials carbonífers, presentant successives fases de deformació. En una primera fase es desenvolupen estructures de plecs i encavalcaments amb eixos NW-SE i amb vergència cap al SW. Els plecs presenten un gran radi de corbatura i una esquistositat de pla axial poc desenvolupada. Els encavalcaments utilitzen com a nivell de desenganxament les pelites carbonoses del Devonià o Silurià (Melgarejo, 1987). Una segona fase de deformació provoca l'aparició de plecs també de direcció NW-SE, però amb una vergència en sentit contrari als anteriors. El metamorfisme regional que afecta aquests materials és de grau molt baix, que associat amb l'escassa esquistositat pot indicar la relativa profunditat a la que han estat soterrats (Melgarejo, 1987) 2.1.2.2.- EL MAGMATISME TARDIHERCINIA Respecte als plutons de roques ignees i dics de similar composició que afloren al Priorat, es considera que es van emplaçar durant el Permià, si bé no existeix datacions absolutes (Melgarejo, 1987). Malgrat tot la seva edat absoluta es relaciona amb els granitoïds del Montnegre, que han aportat una edat absoluta de Permià, segons l'estudi d'isòtops (Enrique y Bebon, 1987). Existeixen cinc principals cossos plutònics: el de Falset, el de Prades, el d'Alforja, el de la Pena i el de Vilanova d'Escornalbou. La petrologia és prou variada i oscil.la entre leucogranits, granits, granodiorites i diorites, als que s'associen dics porfídics granítics i quarsítics. Aquest tipus d'intrusió ha provocat un metamorfisme de contacte representat per una aureola de corneanes i pissarres motejades. 3.- EVOLUCIÓ GEODINÀMICA DURANT EL MESOZOIC Majoritàriament es ve acceptant que la Península Ibèrica des del Triàsic al Cretaci ha estat sotmesa a esforços de distensió que han condicionat llur història geològica durant el Mesozoic. Aquest període distensiu generalitzat marca l'inici del Cicle Alpí. Així, s'accepta que el Pangea que vorejava la Ibèrica es comencés a separar en diferents direccions a partir dels centres de triple unió o "Hot spots". En les proximitats de l'àrea d'estudi s'hauria de fer-se referència al centre triple de la zona de València-Castelló en temps triàsics, el qual es fa notar excepcionalment


8

durant el Muschelkalk mig i sobretot durant el Keuper, tot manifestant-se amb una ascenció de l'astenosfera que dóna lloc a un procés de "rifting" (Kaz'Min, 1984). En alguns casos aquest "rifting" culmina amb la separació de l'escorça continental

i formació de noves conques oceàniques, amb l'evolució conseqüent del magmatisme associat des de termes alcalins a termes toleïtics. En altres casos, el procés de "rifting" és avortat i sols apareix la fase alcalina com en el cas del Baix

Fig.- 4. A) Esquema geològic del sector meridional de les Serralades Costero Catalanes, la zona d'enllaç i el sector meridional de la Serralada Ibèrica. B) Talls geològics seriats de nord a sud. 1.- Paleozoic. 2.- Triàsic. 3.- Juràssic. 4.- Cretaci inferior. 5.- Cretaci superior. 6.- Paleogen. 7.- Neogen. 8.- Plio-Quaternari. Segons Guimerà, 1988.


9

Ebre, el qual vindria a correspondre amb una zona de "rift" que es situaria en la inflexió de l'aulacogen Celtibèric i la conca Catalano-Balear (Dewey et al., 1973, Alvaro et al., 1979, Mitjavila, J. y Marti, J. 1986). Durant el Juràssic inferior, la placa africana comença a separar-se de la placa americana segons un gir levògir respecte de la placa europea, de manera que la placa ibèrica pot quedar descomprimida i restant, aquesta última, separada d'Apulia per l'acreció d'escorça oceànica durant el Juràssic superior, mentre que al Cretàci superior comença a separar-se d'Amèrica (Biju-Duval et al., 1976). Obviament, existeixen altres teories que expliquen aquesta evolució, entre les que destaquen les de Tapponnier (1977), les quals no difereixen excessivament en quant a la paleogeografia es refereix, però sí en qüestions geodinàmiques, ja que aquest últim autor no creu necessari invocar una inversió del moviment d'Africa respecte d'Europa durant el Cretaci superior. Tanmateix, no hi ha dubte de que l'etapa mesozoica distensiva evoluciona cap a un període compressiu, anomenat Orogènia Alpina. Aquesta perdura fins als temps actuals des de que es produïren les primeres compressions durant el Cretaci superior (Anadón et al., 1979; Guimerà, 1988). En l'actualitat la neotectònica existent a l'àrea d'estudi, sobre tot a la Mediterrània Occidental, es caracteritza per coexistir esforços distensius i compressius, segons les zones considerades (Julià y Santanach, 1983). Amb l'objectiu d'emmarcar geològicament la zona d'estudi, es fa necessari fer una referència als materials mesozoics que afloren a les àrees adjacents. Aquests pertanyen al Domini Meridional i sector intern dels Catalànids (Anadón et al., 1979). Es designa el Domini Meridional com la zona dels Catalànids amb materials mesozoics que pertanyen bàsicament al Juràssic i Cretaci, constituïts per materials calcari-dolomítics i margosos, amb un predomini de fàcies amb caràcter més marí que en el domini central, així com també a les potències del conjunt. El sector intern, es desenvolupa al llarg dels dominis central i meridional, i on no afloren materials paleozoics. Aquest sector presenta les sèries i seqüències mesozoiques més ben desenvolupades i potents del conjunt dels catalànids. Les discontinuïtats que s'observen són de menor magnitud que les que es poden trobar en el sector extern, es a dir, que a nivell de conca mesozoica ens trobaríem relativament lluny dels seus marges actius, si bé es detecten llurs influències. Tanmateix, la història geològica de la zona d'estudi resta íntimament lligada a l'evolució de la Mediterrània Occidental, i més concretament en el marc de les grans unitats que l'envolten, entre les que hi destaquen: la Serralada Costero Catalana i Serralada Ibèrica, la Depressió de l'Ebre i el Golf de València (Fig.- 4). Totes quatre grans unitats presenten una història geològica pròpia en la seva formació sedimentària, així com una història postdeposicional que, condicionada per la tectònica que han sofert llurs materials, plegats i fracturats, configuren el disseny estructural de la Mediterrània Occidental. Departament d’Educació. Generalitat de Catalunya. Llicència retribuïda-2004-2005

10

3.1.- LA SERRALADA COSTERO CATALANA Quan la Serralada Ibèrica s'apropa a la Mediterrània, les estructures geològiques, encavalcaments, plecs i falles E-W, comencen a canviar llur direcció per assolir les de la Serralada Costero Catalana, SW-NE. Es just en aquesta zona on es situa l'àrea d'estudi (Llopis Lladó, 1947). La Serralada Costero Catalana correspon a una carena de tipus intermedi que s'extén, en direcció NE-SW al llarg de 250 km, des de l'àrea de la Selva fins als Ports de Beseit. En aquesta darrera zona, enllaça amb les Serres del Sistema Ibèric, mitjantçant un canvi progressiu de fàcies i estils tectònics. i s'extén cap al sud amb la complicada estructura en blocs que afecten les Serres de Castelló de la Plana.

Fig.- 5. Síntesi geològica dels coneixements actuals de la zona d'estudi amb indicació de les principals unitats geològiques i alineacions tectòniques.


11

3.2.- LA SERRALADA IBÈRICA Representa un edifici sedimentari intracratònic, que originàriament, durant el Tiàssic-Juràssic, podia haver estat un aulacogen (Duran-Delga et Fontboté, 1980), que vindria a representar una zona feble de l'escorça terrestre, on es produiria un cert aprimament d'aquesta. La seva organització en blocs enfonsats condicionaria l'existència de zones deprimides que haurien estat envaïdes per la mar i hauria donat lloc a la sedimentació de les seqüències deposicionals del Triàsic i Juràssic (Duran-Delga et Fontboté, 1980). En ella, es donen importants gruixos de materials mesozoics que en alguns punts es presenten molt deformats, però que ni l'estil sedimentari ni tectònic són propis de serralades del Sistema Alpí (Julivert i Fontboté, 1977; Duran-Delga et Fontboté, 1980). Per tant, es pot considerar el Sistema Ibèric com una típica serralada de sòcol i cobertera sedimentaria. Els materials del sòcol estan formats per roques precàmbriques i paleozoiques que poden aflorar discontínuament (Julivert i Fontboté, 1977). En les àrees adjacents a la zona d'estudi la cobertera mesozoica està formada per una sèrie mesozoica més o menys complerta amb discordances sedimentàries en els marges de l'aulacogen. Una discordança preaquitaniana, afecta de manera generalitzada a tot l'àmbit de la Serralada Ibèrica (Riba y Rios, 1962). 3.3.- ELS MATERIALS MESOZOICS Actuen de sòcol de la zona d'estudi i afloren en les serres que l'envolten: Serralada Costero Catalana i Serralada Ibèrica. La Serra de Llaveria, el Bloc de Cardó, la Serra del Boix, el Montsià i les serres del Baix Maestrat, són els principals promontoris mesozoics, representats per materials del Triàsic, Juràssic i Cretaci, on predominen les fàcies carbonàtiques. En general, els materials mesozoics es presenten basculats des del Bloc de Cardó cap al sud. Obviament, aquesta disposició resulta molt més complexa, ja que la Serra de Llaveria i el Bloc de Cardó estan afectats per un front d'encavalcament dels materials juràssics sobre dels triàsics, aprofitant les argiles i guixos com a nivells de desenganxament. Així mateix els materials triàsics queden fortament comprimits com ho evidencien els apretats plecs sinclinals i anticlinals amb vergència cap al NNW. Els materials cretacis aflorants a la Serra del Boix mostren menys deformacions degut al fet de no presentar importants nivells de comportament plàstic. Aquesta circumstància ha condicionat una fracturació en l'època distensiva (Fig.- 5). El Mesozoic dels Catalànids pot ser dividit en quatre grans seqüències deposicionals (Salas, 1987): el Triàsic, el Juràssic, el Cretaci inferior i el Cretaci Departament d’Educació. Generalitat de Catalunya. Llicència retribuïda-2004-2005

12

superior (Fig.- 6). La potència i distribució dels sediments resta en funció de l'existència de grans falles del sòcol paleozoic, d'escala quilomètrica, esgraonades i orientades aproximadament de NE-SW i obliqües a la direcció dels Catalànids (Guimerà, 1988). 3.3.1.- EL TRIÀSIC Està constituït per materials de fàcies germànica (Virgili, 1958). S'inicia amb la discordança pretriàsica que el separa dels materials paleozoics. De base a sostre es reconeixen les següents unitats litoestratigràfiques:

Fig.- 6. Columna general sintètica dels materials mesozoics de la Serralada Costero Catalana i el Baix Maestrat. Segons Esteban i Robles in Anadón et al., 1979.


13

Buntsandstein.- Està representat per materials detrítics silicis, però que no aflora a les rodalies de la zona d'estudi. S'identifiquen tres trams (Marzo, 1980): Conglomerats bassals, formats per còdols quarsitics i amb matriu arenosa. Presenten una elevada maduresa textural; Arenes roges: amb una important estratificació encreuada del tipus "trough"; i lutites roges i verdes, que també poden presentar alguns nivells d'arenes i guixos intercalats. La potència total oscil.la entre 100 i 130 m.

Fig.- 7. a) Unitats estratigràfiques del Juràssic de la vora oriental de la Ibèrica. A: carnioles; B: evaporites; c: bretxes; D: calcàries bioclàstiques; E: calcàries amb esponges; F: margues anòxiques; G: dolomies; H: calcàries; I: ritmita calcària; J: calcària oolítica; K: margues; L: Departament d’Educació. Generalitat de Catalunya. Llicència retribuïda-2004-2005

14

margocalcàries; M: esculls d'esponges; N: gresos; O: fons endurit; P: acumulació d'oòlits ferruginosos; Q: discontinuïtat. b) Unitats estratigràfiques de l'interval Osfordià-Senomià de les Serralades Costero Catalanes i de la Ibèrica oriental. Segons Salas, 1987. Muschelkalk.- Constituït per dos trams carbonàtics amb una intercalació de lutites roges. El Muschelkalk inferior està format per calcàries i dolomies, variant entre les textures micrítiques i calcarenítiques, de 80-100 m. de potència. El Muschelkalk mig està constituït per argiles roges amb intercalacions de guixos, de 60-80 m. de potència. El Muschelkalk superior està format per calcàries, dolomies i margues, de 100-130 m. de potència. Keuper.- Està format per lutites amb intercalacions de guixos i carnioles, amb una potència pròxima als 100 m. Localment es presenten intercalacions de materials basàltics, piroclàstics i vulcanosedimentaris (Mitjavila y Martí, 1986). Existeix un tram superior de dolomies taulejades que representa la Formació Imon (Goy et al., 1976), amb una potència de 30 m. 3.3.2.- EL JURÀSSIC El límit inferior és una superfície de disconformitat molt important que pot representar una etapa d'erosió. Aquesta superseqüència, àmpliament estudiada per Salas (1987) està constituïda per altres seqüències secundàries en les que es defineixen una gran quantitat de formacions litoestratigràfiques. A les serres circumdants a l'area d'estudi es reconeixen diferents seqüències deposicionals juràssiques (Robles, 1974; Salas, 1987) (Fig.- 7): - Seqüència de l'Hetangià-Carixià. Està caracteritzada per la presència d'un important paquet de bretxes dolomítiques que poden assolir els 200 m. de potència, a les que es superposen uns 70 m. de calcàries ben estratificades. - Seqüència del Domerià. Està representada per margocalcàries i calcàries noduloses, calcàries bioclàstiques, margues i calcàries, que desenvolupen un nivell oolític ferruginós al sostre. La potència estimada s'aproxima als 30 m. - Seqüència del Toarcià-Aalenià. Està constituïda per calcàries amb sílex parcialment dolomititzades i margues grises amb intercalacions de nivells calcaris. Degut a la dolomitització la potència pot oscil.lar entre 40 i 90 m. - A la zona d'estudi, les Seqüències deposicionals del Bajocià-Callovià, Oxfordià, Kimmeridgià superior-Berriasià i la del Valanginià es presenten dolomitzades. La seva potència pot assolir els 250 m. 3.3.3.- EL CRETACI En les proximitats de l'àrea d'estudi hi trobem el Cretaci del Maestrat que forma part de la unitat dels Ports de Beseit. Revesteix una gran importància el seu Departament d’Educació. Generalitat de Catalunya. Llicència retribuïda-2004-2005

15

coneixement degut a que majoritàriament correspon als materials que actuen de sòcol de la cubeta, a excepció de la zona septentrional, on probablement el sòcol pot ser Juràssic. Les dades referents a aquests materials es basen en la nomenclatura establerta per Salas (1987). L'estratigrafia clàssica ha estat definida a la Serra del Boix (Robles, 1974) i a la Serra del Montsià (Colombo, 1975; Fonollosa, 1976). El límit inferior ve marcat per la discontinuïtat intravalanginiana i el límit superior es fixa per la important superfície d'erosió que afecta l'Albià mig i que és solapada per les Arenes d'Utrilles (Salas, 1987) (Fig.- 7). En conjunt es diferencien les següents seqüències deposicionals: - Seqüència del Valanginià superior-Hauterivià. Constituït per calcàries amb carofícies i margues. Potència de 25 m. - Seqüència del Barremià. Calcàries, laterites i alternança de calcàries i margues amb Choffatella sp. La potència és de 80 m. - Seqüència de l'Aptià. Representada per dolomies a la base i calcàries massives amb Toucasia sp. La potència és de 80 m. - Seqüència de l'Albià inferior. Està constituïda per calcàries i margocalcàries arenoses. La potència és de 25 m. - Seqüència de l'Albià mitjà. Representada per argiles roges i negres amb intercalacions discontínues de lignits, també es poden observar intercalacions de nivells calcaris. La potència és molt desigual, pot oscil.lar entre 15-35 m. - Seqüència de l'Albià superior-Cenomanià superior. Està representada per dos unitats litològiques: a la part inferior, arenes silíciques i calcàries arenoses amb una potència de 20 m.; la part superior, dolomies blanques amb una potència aproximada de 40 m. - La Seqüència del Cenomanià terminal-Turonià i la del Senonià-Maastrichtià, resten escassament representades a les proximitats de la zona d'estudi, si bé podrien identificar-se uns 20 m. de calcàries amb Radiolites a les rodalies de La Carroba. 4.- LA DEPRESSIÓ DE L'EBRE Els materials terciaris de la Conca de l'Ebre adossats a les serres mesozoiques de Pàndols, Cavalls i Bloc de Beseit, varen ser dipositats durant l'etapa compressiva alpina. També la Cubeta de Móra presenta una evolució semblant a la Depressió de l'Ebre fins que s'individualitza (Fig.- 5).


16

Els materials acumulats en aquestes zones són principalment de caràcter terrigen i evolucionen a partir del desmantellament dels relleus mesozoics circumdants. Aquests materials han estat estudiats per diferents autors: Garcia, 1974, Anadón et al., 1979, Colombo, 1980, Teixell, 1985, Guimerà, 1988, etc., els quals identifiquen:

FIG.- 8. Distribució de les principals unitats paleògenes a la Depressió de l'Ebre. 1. Fm. Mediona; 10, Complex d'Ulldemolins; 11, Nivells de Gandesa; 12, Nivells d'Horta de Sant Joan; Fm. Bosc d'en Borràs-La Morera; 40, Conglomerats del Montsant; 41, Conglomerats de Corbera d'Ebre, 42, Conglomerats de Puig Cavaller; 43, Conglomerats de l'Ermita; 44, Fm. Margalef; Fm. Flix. Les calcàries superiors de la Fatarella s'integren al Miocè (Anadón et al., 1979). 100-Horta de S. Joan; 101-Gandesa; 102-Corbera; 103-Vinebre; 106-Montsant El Grup Cornudella, format per la Formació Mediona, amb lutites roges i nivells de crostes carbonatades i Microcodium que s'atribueix al Tanetià. El Complexe d'Ulldemolins o Nivells d'Horta i de Gandesa, tots són equivalents laterals i formats


17

per lutites roges amb guixos i calcàries pisolítiques, que s'extenen fins al Lutecià. Els Gresos d'Albarca i la Formació Calcàries de la Morera, representada per calcàries rosades i grises són atribuïdes al Biarritzià. A partir del Priabonià inferior-mig fins a l'Estampià es desenvolupa el Grup Scala Dei, un sistema detrític important caracteritzat per grans acumulacions de conglomerats, com són els de Montsant, Puig Caballé, L'Ermita, etc, que cap a centre de conca passen a materials més fins, com són la Formació Margalef, representada per arenisques i lutites; la Formació Flix, més evaporítica. Al mateix temps a la Cubeta de Móra es produeixen importants acumulacions de conglomerats i bretxes al sector SW, del Pinell de Brai, mentre que al sector NE es dipositen conglomerats i gresos silícis provinents del Priorat. A partir d'aquest moment, mentre a la Depressió de l'Ebre continua la sedimentació amb la Formació Fatarella (Fig.- 8), representada per calcàries margoses amb fauna lacustre, que s'extén fins a l'Aquitanià (base del Miocè), a la Cubeta de Móra, ja individualitzada, es detecten importants discontinuïtats a partir de les quals es dipositen conglomerats calcaris , que han estat atribuïts al Miocè (Teixell, 1985). 5.- LA PLATAFORMA CONTINENTAL DE L'EBRE La majoria d'autors, entre d'altres Taponnier (1977), Stoeckinger (1971, 1976), Mauffret (1976), Garcia Siñeriz et al., (1978), Riba (1981), Soler et al., (1983), Maldonado, (1985), Maldonado et al., (1986) etc., accepten que el Solc de València, és el resultat de l'obertura, durant el Miocè inferior, del promontori actual que formen les illes Balears i el bloc Corso-Sard, a través del desplaçament per rotació levògira del bloc Corso-Sard segons la falla transcorrent de Paul Fallot (Duran-Delga et Fontboté, 1980), el que representa que el depocentre es situaria prop del golf de Gènova. Amb aquesta obertura s'originaria la conca Balear per la separació del bloc Corso-Sard, que originàriament quedava a prop de Catalunya i la Provença, amb la conseqüent formació d'escorça oceànica en el marge occidental de les plaques Ibèrica i Euroasiàtica. Al Solc de València, aquests esdeveniments tan sols produeixen un considerable aprimament de l'escorça entre les costes catalanes i les balears, provocant el contínuo enfonsament del Solc de València sense arribar a la ruptura total i conseqüentment a la no producció d'escorça oceànica (Stoeckinger, 1976; Durand-Delga et Fontboté, 1980; Maldonado, 1985). Els materials terciaris més antics que afloren en superfície a les proximitats de l'Ebre corresponen a un nivell de crostes carbonatades ("caliches"), conglomerats i argiles pisolítiques, que es troben en paraconformitat amb els nivells carbonàtics del Cretaci, en els afloraments de Sant Onofre (Canerot et al., 1975). A la plataforma continental, segons informació proporcionada pels sondatges (Stoeckinger, 1976; Garcia Siñeriz et al., 1978; Soler, et al., 1983, etc), Departament d’Educació. Generalitat de Catalunya. Llicència retribuïda-2004-2005

18

identifiquem una clara superfície d'erosió i carstificació, que afecta als materials mesozoics, sobre de la qual es dipositen els materials terciaris, on s'identifiquen les següents unitats (FIG.- 9):

FIG.- 9. Esquema estratigràfic de les principals unitats tectosedimentàries de la Plataforma Continental de l'Ebre. Segons Soler et al., 1983. 5.1.- CONGLOMERAT D'ALCANAR Es distingeixen dos nivells: l'inferior està format de fragments de roca del substracte més immediat, mentre que el superior ja mostra evidències de transport. El conjunt d'aquests materials rebleixen zones deprimides i poden assolir potències entre 100 i 400 m. Aquests materials són atribuïts a un fini Oligocè-Aquitanià (Soler et al., 1983; Maldonado et al., 1986). 5.2.- GRUP DE CASABLANCA Està constituït per calcilutites i margues calcàries fosques. Aquests materials rebleixen depressions més fondes i la seva potència disminueix en els alts estructurals. S'atribueix a l'Aquitanià superior-Burdigalià inferior. (Soler et al., 1983; Maldonado et al., 1986) Departament d’Educació. Generalitat de Catalunya. Llicència retribuïda-2004-2005

19

5.3.- GRUP SANT CARLES Es caracteritza per presentar un important increment de materials terrígens, que es relaciona amb una fase de reactivació tectònica (Soler et al., 1983; Maldonado et al., 1986). A continent, la transgressió marina penetra en les depressions dels Catalànids (Vallès-Penedès) i solapa els materials més antics (Anadón et al, 1979). S'atribueix al Burdigalià superior-Langià inferior (Soler et al., 1983; Maldonado et al., 1986). 5.4.- MARGUES DE CASTELLÓ Estan constituïdes per margues blaves amb fauna planctònica. Estan ben representades a tota la conca sedimentària i corresponen a la fase principal d'estructuració de la Mediterrània Occidental. Al continent, aquesta unitat està representada per una important transgressió caracteritzada per sistemes d'esculls i medis somers (Anadón et al., 1979). La seva potència varia entre 400 i 600 m. S'atribueix al Langià superior-Serravalià, podent assolir el Tortonià inferior (Soler et al., 1983; Maldonado et al., 1986). 5.5.- GRESOS DE CASTELLÓ Està representada per una alternança d'arenisques, fines i grolleres, margues i argiles, formant seqüències regressives. En el marge continental es corresponen amb fàcies litorals, aconseguint penetrar més enllà de l'actual línia de costa, com en el cas del Vallès-Penedès i Empordà (Anadón et al., 1979). Mentre que a les zones distals del marge continental pot desaparèixer en molts sectors (Mauffret et al., 1982; Canals et al., 1983) S'atribueixen al Tortonià i poden incloure localment el Messinià inferior (Soler et al., 1983; Maldonado et al., 1986). Les últimes seqüències regressives, amb la presència d'anhidrita i dolomies primàries, marquen l'inici de les fàcies evaporítiques del Messinià, fase final del Miocè a la Mediterrània, que representa un important episodi en el que es manifesten notables aconteixements de dessecació de la conca (Riba, 1981). Aquest estatge, que correspon a les fases regressives del Miocè, està representant per materials evaporítics en el centre de conca, amb importants espessors que poden sobrepassar els 2000 m., mentre que en els marges continentals es manifesta amb superfícies erosives importants, posteriorment colmatades per les fàcies marines del Pliocè. 5.6.- ARGILES DE L'EBRE Una nova transgressió es manifestà durant el Pliocè, amb la sedimentació de les Argiles de l'Ebre, formades per margues i argiles blaves fossilíferes. Aquests materials de caràcter transgressiu afloren en diferents depressions al llarg del litoral mediterrani, com l'Empordà, Baix Llobregat i, també al Baix Ebre en els Departament d’Educació. Generalitat de Catalunya. Llicència retribuïda-2004-2005

20

afloraments de Sant Onofre (Solé Sabarís et al., 1965; Civis, 1970; Maldonado, 1972; Magné, 1978; Arasa, 1985, 1990; 1992; Fleta et al., 1992). 5.7.- ARENES DE L'EBRE Són atribuïdes a les fases terminals regressives del Pliocè i a la resta dels materials quaternaris, en els quals es diferencia un complex quaternari predeltaic i els sediments pròpiament deltaics de l'Holocè (Farran et al., 1984; Maldonado et al., 1986).

FIG.- 10. Esquema de la distribució de les unitats litosísmiques del Complex Detrític quaternari predeltàic. 1 i 2, corresponen als perfils sísmics interpretatius de les principals característiques de les unitats litosísmiques diferenciades. 3, Perfil litoestratigràfic simplificat de la Plataforma Continental de l'Ebre. Q4: Holocè indiferenciat; Q3-3c: Subunitat superior del Tirrenià amb sediments continentals; Q3-3: Subunitat superior del Pleistocè superior; Q3-2: Subunidad intermèdia del Pleistocè superior; Q3-1: Subunitat inferior del Pleistocè superior; Q3: Pleistocè superior indiferenciat; Q2: Pleistocè mig; Q1: Pleistocè inferior; T2-Q: Plio-Quaternari; T2: Pliocè inferior; T1: Miocè indiferenciat; J-C: Mesozoic indiferenciat; J, I, G, superfícies d'erosió quaternàries. Segons Farran et al., 1984; Maldonado et al., 1986.5.8.- EL COMPLEX DETRÍTIC QUATERNARI PREDELTAIC El conjunt de materials que s'engloben en aquest complex són tots aquells que estan entre el sostre del Pliocè i la base de l'Holocè. El seu estudi, si més no, ha estat pràcticament fornit per les dades sísmiques, les quals aporten un important ventall d'informacions, que comparades amb dades de sondatges, permeten identificar diverses unitats litosísmiques, separades per reflectors que defineixen superfícies de discontinuïtat. Hi ha altres tipus de reflectors interns que aporten


21

informació sobre el tipus d'estratificació i la geometria dels cossos interns (Fig.- 10). Hom pot observar la disposició dels principals reflectors, anomenats per lletres majúscules (G,I,J), que ressegueixen superfícies de discontinuïtat, les quals acostumen a desaparèixer quan arriben al talús continental. S'identifiquen tres unitats de quaternari: Q1 atribuït al Calabrià, Q2 al Sicilià i Q3 al Tirrenià (Farran et al., 1984; Maldonado et al., 1986). 5.9.- EL COMPLEX DELTAIC Està representat per arenes i llims, amb una potència variable que oscil.la entre 20 i 70 m. Representen el conjunt de materials dipositats durant la transgressió versiliana a la Mediterrània Occidental. Correspon al quaternari Q4 de Farran et al., (1984) i Maldonado et al., (1986)


22

6.- BIBLIOGRAFIA ALVARO, M.; CAPOTE, R.; VEGAS, R. (1.979): "Un modelo de evolución geotectónica para la Cadena Celtibérica" Act. Geol. Hisp., 14, 172-177. Barcelona ANADÓN, P.; COLOMBO, F.; ESTEBAN, M.; MARZO, M.; ROBLES, S.; SANTANACH, P.; SOLE SUGRAÑES, LL. (1.979): "Evolución tectonoestratigráfica de los Catalánides" Act. Geol. Hisp. Homenatge a Lluís Solé Sabarís, 14, 242-270 Barcelona ARASA TULIESA, A. (1.985): "Estratigrafia y sedimentologia de los materiales plio-cuaternarios de la fosa del Baix Ebre" Tesis de Licenciatura. Univ. de Barcelona. 101 p., 2 map., 35 fig. ARASA TULIESA, A. (1.986b): El Baix Ebre: Condicionaments de Localització i Recursos del Territori. in: Diagnosi Comarcal del Baix Ebre. de J. Grau i J. Sorribes, (C.I.T.E.) Dep. Pol. Territ. i Obres Públ.. Gen. de Catalunya. ARASA TULIESA, A. (1.987): El Montsià: Condicionaments de Localització i Recursos del Territori. in: Diagnosi Comarcal del Montsià. de J. Grau i J. Sorribes, (C.I.T.E.) Dep. Pol. Territ. i Obres Públ.. Gen. de Catalunya. ARASA TULIESA, A. (1.990a): "El terciario del Baix Ebre: aportaciones estratigráficas y sedimentológicas". Act. Geol. Hisp. 35(4): 271-287 ARASA TULIESA, A. (1.990b): "Consideracions geològiques sobre la vall al.luvial de l'Ebre i llurs marges dret i esquerre entre Tortosa i Amposta. Fundació Bosch Gimpera, Barcelona. (inèdit) ARASA TULIESA, A. (1994): "Estratigrafia i sedimentologia dels materials Plio-Quaternaris del Baix Ebre i sectors adjacents". Tesi Doctoral, Universitat de Barcelona, Facultat de Geologia. 932 pp. (inèdic) BENZAQUEN, M; NUÑEZ, A; MARTINEZ, W y CABAÑES, I. (1.973): "Mapa Geológico de España. Hoja de Valls, nº446". IGME. Madrid. BIJU-DUVAL, B.; DERCOURT, J. & LE PJCHON, X. (1.976): "La Génèse de la Méditerranée". La Recherche, 71: 811-82 BIJU-DUVAL, B.; LETOUZEY, J. & MONTADERT, L. (1.978): "Structure and evolution of the Mediterranean Basins". Initial Rep. of the DSDP, 42/1: 951-984 CANALS, M.; MALDONADO, A.; ZAMARREÑO, I.; DIAZ, J.I. Y FARRAN, M. (1.983): "Análisis comparativo entre los depósitos post-messinienses y ante-messinienses en el margen continental balear: significado paleoceanográfico". A. Departament d’Educació. Generalitat de Catalunya. Llicència retribuïda-2004-2005

23

Obrador (Ed.). X Cong. Nacional de Sedimentologia. Simposium sobre el Neógeno del Mediterráneo Español. Maó, Menorca (set. 1.983). Comunicaciones. Univ. Autonoma de Barcelona. Barcelona. p. 7.39-7.42 CANEROT, J.(1.974): "Recherches geologiques aus confins des Chaines Iberique et Catalane (Espagne)" Lab. de Geol. Univ Paul Sabatier Toulouse CANEROT, J.; FONOLLOSA, Mª. J.; VALLEZ, Mª. J. (1.975): "Identification du Miocène inférieur-moyen dans la basse vallée de l'Ebre. Conséquences sur l'âge de la tectorogenèse alpine aux confins des Chaînes ibérique et catalane (Espagne)". C. R. Acad. Sc. Paris, 280, CIVIS, J. (1.975): "Estudio de los Foraminíferos del Plioceno del NE de España" Tesis doctoral. Fac. de Ciencias, Univ. Salamanca. 2 vol. 219 y 277 pp. COLOMBO, F.(1.975): "Estratigrafia del Cretácico de la Sierra del Montsià" Bol. Estrat., v. 2, p. 34-44 Barcelona COLOMBO, F.(1.980): "Estratigrafia i sedimentologia del Terciario inferior continental de los Catalánides" Tesis Doct. Univ. Barcelona. 609 pp. DEWEY, J.F., PITMAN, W.C., RYAN, W.B.F. y BONNIN, J. (1.973): Plate tectonics amd the evolution of the Alpine System. Geol. Soc. Am. Bull. 84: 3137-180 DURAND-DELGA, M. et FONTBOTE, J. M. (1.980): "Le quadre structural de la Méditerranée occidentale" Mémoire du B.R.G.M., 115: 67-85 ENRIQUE, P. et BEBON, F. (1.987): "Le pluton permien calcoalcalin de Montnegre (Chaines Côtières Catalanes, Spagne): étude isotopique Rb-Sr et comparaison avec les granites hercyniens des Pyrénées, Sardigne et Corse". C.R. Acad. Sci. PAris, t. 305, Série II, pp, 1157,1162 FARRAN, M.; ALONSO, B-; DIAZ, J.I.; GIRO, S.; MALDONADO, A.; MIRAVILE, L. Y VAZQUEZ, A. (1.984): "Secuencias litosísmicas del Cuaternario en el margen continental proximal catalán (Mediterraneo Occidental" I Cong. Español de Geologia. t. 1. págs. 327-338. FLETA, J.; ARASA, A. y ESCUER, J. (1.992): "Comparación del relleno sedimentario de las fosas neógenas del Empordà y Baix Ebre (Catalunya)". Libro Homenaje a D. Oriol Riba. Act. Geol. Hisp. 26(3-4): 159-171 FONOLLOSA, M. J. (1.976): "Recherches geologiques dans la region d'Amposta-Ulldecona. Prov. de Tarragona (Espagne)". Trav. du Lab. de Geol. Univ Paul Sabatier. Tèse Doct. Toulouse


24

FONTBOTÉ, J.M. I JULIVERT, M. (1.954): "Algunas precisiones sobre la cronologia de los plegamientos hercínicos en Catalunya". C.R. IX Congr. Géol. Internat. Alger, Sect. 18(3): 575-591 FONTBOTE, J.M.; GUIMERA, J.; ROCA, E.; SABAT, F.; SANTANACH, P. and FERNANDEZ-ORIGOSA, F. (1.990): "The Cenozoic Geodynamic Evolution of the Valencia Trough (Western Mediterranean)". Rev. Soc. Geol. España, 3, (3-4), 249-259. GARCIA SIÑERIZ. B.; QUEROL, R.; CASTILLO, F.; FERNANDEZ, J.F. (1.978): "A new hydrocarbon province in the western Mediterranean" Publ. "10 th World Petroleum Congres, Bucharest, 1.979" Panel Discussions GARCIA, A. (1.974): "El Cretácico inferior de la Sierra Martes (Valencia)" Seminario de Estratigrafia. 9, 27-32 GOY, A., GOMEZ, J.J. I YERBENES, A. (1.976): "El Jurásico de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica (Mitad Norte): Unidades Litoestratigráficas". Estud. Geol., 32: 391-423 GUIMERA, J. (1988): "Estudi estructural de l'enllaç entre la Serralada Ibèrica i la Serralada Costero Catalana" Tesi Doctoral. Univ. de Barcelona, 600 pp. JULIA, R. y SANTANACH, P. (1.983) "Las fosas neógenas del litoral catalán". I.G.M.E., Libro Homenaje a J.M. Ríos, 2: 449-456. JULIVERT, M.; FONTBOTÉ, J.M.; RIBEIRO, A. Y CONDE, L. (1.977): "Mapa tectónico de la Península Ibérica i Baleares. 1:1.000.000,". Mem. Expl. IGME., 113 pp JULIVER, M. y MARTINEZ, F.J. (1980): "The Paleozoic of the Catalonian Coastal Ranges (Northwestern Mediterranean" Neusletter, nº 2. F.G. Sasso (Ed), I.G.C.P. nº 5 KAZ'MIN, V.G. 1.984: "The two types of continental rifting". Geotectonics, 18:113-122) LLOPIS, N. (1947): "Contribución al conocimiento de la morfoestructura de los Catalánides" CSIC, Inst. Lucas Mallada, 373 pp. MAGNE, J. (1.978): "Estudes microestratigraphiques sur le Neogène de la Méditerranée Nord.Occidentale. Iles Bassins Neogènes Catalans". C.N.R.S., 259 pp 118 fig., 65 tbls., 85 pl. 5 mapes f.t. MALDONADO, A.(1.972): "El Delta del Ebro: Estudio sedimentológico y estratigráfica". Bol. Estrat., v.1, 486 pp. Univ. Barcelona Departament d’Educació. Generalitat de Catalunya. Llicència retribuïda-2004-2005

25

MALDONADO, A. (1985): "Evolution of the Mediterranean Basins and Detailled Reconstruction of the Cenozoic Paleoceanography". in Margalef, R. (Ed.), Western Mediterranean, Key environments, Pergamon Press, Oxford, New York, p. 17-59 MALDONADO, A.; ALONSO, B.; DIAZ, J.I.; FARRAN, M.; GIRO, S.; VAZQUEZ, A. y SAINZ-AMOR, E. (1986): "Mapa Geológico de la Plataforma Continental Española y zonas Adyacentes. Hoja de Tortosa-Tarragona, 1: 200.000". IGME. MARZO, M. (1.980): "El Buntsandstein de los Catalánides: estratigrafia y procesos de sedimentación". Tesis Doctoral. Univ. de Barcelona MAUFFRET, A. (1.976): "Etude geodynamique de la marge des Iles Balears". These Doct. Univ. Pierre et Marie Curie Paris MELGAREJO, J.C. (1987): Estudi metal.logènic del Paleozoic del sud de les Serralades Costero Catalanes. Tesi Doc. 646p 3 v. Dep. Crist. Min i Dipòsits Minerals. Univ. de Barcelona. MITJAVILA, J. y MARTI, J. (1986): "El volcanismo triàsico del sur de Catalunya". Rev. Inv. Geol. 42/43: 89-103 REHAULT, J.P. (1.979): "Evolutions Tectonique et Sedimentaire di Bassin Ligure (Mediterranée Occidentale)" Paris. Iniv. Pierre et Marie Curie. Thèse de Doctoral d'Etat. 132 pages. RIBA, O y RIOS, J.M. (1962): "Observations sur la structure du secteur sudoest de la Chaîne Ibérique (Espagne)". Societé Géol. de France. Livre à la Mémoire de Paul Fallot, v. I, pp. 275-290 RIBA, O. (1981): "Aspectes de la Geologia marina de la Conca Mediterrània Balear durant el Neogen". Mem. Real Acad. Ciències i Arts de Barcelona. Tercera època nº 805. v. XLV, n 1. 115 p. ROBLES, S. (1.974): "Estudio geológico del Mesozoico del bloque de Cardó y sectores adyacentes". Tesis Doct. Univ. Autonoma (Bellatera), 436 pp.Barcelona SAEZ, A. (1.982): "Estudio Estratigráfico y Sedimentológico de los materiales paleozoicos de la parte central del Priorat (Tarragona)". Tesis de Licenciatura. Univ. de Barcelona SALAS, R. (1987): "El Malm i el Cretaci entre el Massis de Garraf i la Serra d'Espadà. Analisi de Conca". Tesi Doctoral. Univ. de Barcelona, 2 vol., 345 pp., 132 figs.


26

SANTANACH, P.F.; SANZ DE GALDEANO, C.; BOUSQUEST, J.C.(1.980): "Neotectónica de las regiones mediterráneas de España (Cataluña y Cordilleras Béticas)". Bol. Geol. Min., XCI-II, 417-440 SOLE SABARIS, L.; MACAU, F.; VIRGILI, C.; LLAMAS, M. (1.965): "Sobre los depósitos pliocénicos y cuaternarios del Bajo Ebro". Mem. Com., v. 1, pp. 83-92. Barcelona SOLER, R.; MARTINEZ DEL OLMO, W.; MEGIAS, A.; ABEGER, J. (1.983): "Rasgos básicos del Neógeno del Mediterráneo español". Mediterránea Ser. Geol. 1 (71-82) STOECKINGER, W. (1.971): "Spanish Med. geology offers musch for Europe's drillers". Oil and Gas International. v. 11, 7: 44-48 STOECKINGER, W. (1.976a): "Valencian gulf offer dead line nears".Oil and Gas Journal. TAPPONIER, P., (1977): "Evolution tectonique du système alpin en Mediterranée: poinçonnement et écrasement rigide-plastique". Bull. Soc. Géol. Fr. XIX, nº 3, pp. 437-460 TEIXELL, A. (1985): "Estudi geològic de Pàndols, de Cavall, i del Montsant i de les seves relacions amb les depressions de l'Ebre i de Móra (Tarragona)". Tesis de Llicenciatura. Univ. de Barcelona. Fac. de Geologia. VIRGILI, C.(1.958): "El Triásico de los Catalánides". Inst. Geol. Min. España. v.LXIX, 856 pp., 92 fig., 7 lam. Madrid.


introducció a la geologia de les terres de l'ebre

Documents