Iniciamos esta salida en la extracción de calizas que se encuentra ...

II Simposio Latino sobre Geología, Medio ambiente y Sociedad
Cubells (Lleida), marzo del 2000, E, pp, 41-44
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GUÍA DE LA EXCURSIÓN GEOLÓGICA
A FORADADA
Pau MONTANÉ i GARCIA
Director técnico del Centre d’Estudis Mont-Roig, Geologia i Patrimoni Integral dels
Pirineus (Camarasa, Lleida)
Parada 1: Foradada
Afloramiento 1: Cantera de calizas de Foradada
Iniciamos esta salida en la cantera de extracción de calizas que se encuentra
en las cercanías de Foradada, en la carretera que desde este pueblo conduce a Alòs
de Balaguer pasando por Rubió.
Estas calizas micríticas lacustres, pertenecientes a las facies garumnienses,
se diferencian de las de otras localidades de la zona donde también están presentes
por su aspecto fragmentario. Este afloramiento se nos presenta como una gran
acumulación de bloques.
Al mirarnos diferentes muestras de mano y algunos de los bloques que
podemos encontrar caídos por toda la cantera observaremos, recubriendo los
fragmentos de calizas, multitud de estructuras kársticas como estalactitas, gourps y
otras propias de cavernas.
Podemos interpretar este afloramiento como una antigua cueva colapsada.
Esta conclusión no explica totalmente el afloramiento que, si tan sólo fuese debido al
colapso de una caverna no presentaría un aspecto tan fragmentario. Para explicar
esta peculiaridad deberemos visitar otros afloramientos de la zona.
Afloramiento 2: Carretera de Rubió, frente a la cantera de calizas
Dejamos la cantera y cruzamos la carretera, y en el talud de la misma
podemos ver unos niveles de calizas bioclásticas del Cretáceo Superior

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(Campaniense Superior – Maastrichtiense Inferior) situados bajo el nivel de calizas
que hemos visitado en el anterior afloramiento.
En estas calcarenitas son muy abundantes los fragmentos de rudistas,
equinodermos, bivavos y otros animales marinos.
Afloramiento 3: Camino de Foradada, desde la carretera de Rubió
Siguiendo este camino asfaltado que conduce hasta Foradada, dejando atrás
los campos de cereal y los pequeños grupos de encinas que se encuentran a sus
lados, encontramos a mano izquierda un afloramiento de arcillas y limos de
tonalidades rojizas y verdosas correspondientes a las facies triásicas del Keuper.
En contacto con los materiales del Keuper encontramos unos niveles
verticales de brechas formadas, casi exclusivamente, por clastos angulosos de
calizas garumnienses. Cuando nos alejamos del contacto entre las lutitas y las
brechas el aspecto brechoide de las capas deja paso progresivamente a
microconglomerados, areniscas y lutitas propias de ambientes litorales.
Este pequeño afloramiento nos ofrece la oportunidad de observar el
cabalgamiento que pone en contacto los materiales de la subunidad pirenaica de les
Serres Marginals y la unidad de la Depresión del Ebro, en este caso las lutitas del
Keuper y los materiales detríticos del Eoceno Superior.
Si observamos con detalle los niveles detríticos próximos al plano de
cabalgamiento, encontraremos multitud de cristales de cuarzo de la variedad jacinto
de Compostela sin ninguna muestra de erosión en las caras ni aristas. De esta
observación y de la composición y morfología de los cantos que constituyen las
brechas podemos deducir que los materiales sedimentados aquí durante el Eoceno
Superior tienen su área fuente en las lutitas triásicas y las calizas graumnienses de
este mismo afloramiento y que hemos visto anteriormente.
Afloramiento 4: Mirador de Foradada
Subimos por las escaleras que se encuentran por encima de las brechas y
seguimos el camino que conduce al mirador de Foradada pasando por la ermita de
St. Cristòfol hasta encontrar una escalera metálica que facilita el acceso al mirador.
La roca sobre la cual están fijadas las escaleras es una caliza cretácea con
algunos restos fósiles de corales y rudistas.
Subiendo encima de esta roca podremos apreciar como los niveles
brechosos, sobre los cuales se encuentra la ermita de St. Cristòfol, cambian
progresivamente su dirección norte–sur por la de este–oeste. Esta variación en su
dirección es debida al mayor desplazamiento del bloque de calizas sobre el cual nos
encontramos.

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Si observamos el paisaje que se nos ofrece al sur veremos la Serra Blanca,
sobre la que se encuentra Cubells, discurriendo en dirección este–oeste y como el
cabalgamiento de la Serra de Cercòs, sobre al cual nos encontramos, se une
tangencialment a la Serra Blanca.
La Serra Blanca y la Serra Llarga, más hacia el sur, deben su formación a
sendos cabalgamientos pirenaicos que, sin llegar a aflorar, han empujado desde
abajo los materiales de la Depresión del Ebro al mismo tiempo que eran
comprimidos lateralmente a causa de descensos de los grandes cabalgamientos
pirenaicos.
Lo que desde aquí estamos observando es el efecto de la suma de dos
esfuerzos tectónicos, uno de predominante en sentido norte–sur y otro de
perpendicular convergencia hacia el oeste.
Parada 2: Carretera de Rubió (un kilómetro después de Foradada)
Mientras nos dirigimos hacia el próximo afloramiento podemos observar de
nuevo el contacto entre la unidad de los Pirineos y la de la Depresión del Ebro.
El afloramiento que nos disponemos a ver se encuentra en el mismo talud de
la carretera y en él podemos observar los materiales eocénicos propios de la
Depresión del Ebro buzando fuertemente hacia el oeste, aproximadamente.
Estos materiales son lutitas, areniscas y microconglomerados sedimentados
en un ambiente litoral.
Lo primero que llama la atención de estos niveles eocénicos son los bloques
de calizas cretáceas presentes entre los sedimentos eocénicos. Entorno a algunos
de estos bloques se observa una deformación circular en el sedimento debida al
impacto producido por el bloque al caer sobre éste. De todo ello se deduce que el
relieve de la costa en este lugar era relativamente abrupto y que se desprendían
bloques que caían sobre los sedimentos acumulados en la playa subyacente.
Nos alejamos unos metros del lugar donde observamos los impactos de
bloques de caliza para encontrarnos con las calizas cretáceas propiamente dichas.
Estas calizas descansan directamente sobre un pequeño afloramiento de
lutitas del Keuper con jacintos de Compostela. Podemos observar el alto grado de
karstificación y fragmentación de las calizas con rudistas, así como el efecto de la
acción del mar eocénico sobre las mismas y la posterior evolución del litoral durante
este periodo.
Mirando hacia el suroeste vemos una estrecha depresión. Esta corresponde a
una pequeña cuenca piggyback cuyo margen oriental está afectado por una
discordancia progresiva. Desde el lugar donde nos encontramos podemos notar esta
estructura sintectónica gracias al marcado cambio de buzamiento existente entre los

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niveles litorales del lugar donde nos encontramos y el que presenta la pequeña
formación evaporítica visible en el fondo del valle, justo debajo de Foradada.
Si continuamos por la carretera en dirección a Rubió nos encontraremos de
nuevo con los materiales del Keuper y del Cretáceo Superior y una segunda cuenca
piggyback, esta de mayores dimensiones, sobre la que se encuentra el pueblo de
Rubió.
Por debajo de esta segunda cuenca eocénica se encuentra el cabalgamiento
de Boada y el de Carbonera – St. Jordi.
Conclusiones
De las observaciones realizadas en esta excursión por el margen meridional
de la unidad pirenaica en los alrededores de Foradada podemos concluir los
siguientes puntos:
- En el margen meridional de la Cuenca Mesozoica Pirenaica se produjo la
sedimentación de los materiales carbonáticos de la secuencia deposicional
del Campaniense Superior – Maastrichtiense Inferior y de las posteriores
directamente sobre las lutitas y evaporitas de las facies Keuper (Triásico
Superior). Esto pone de manifiesto la existencia de una gran discontinuidad
sedimentaria en el margen meridional de la Cuenca de los Pirineos. Para
estudiar esta importante discontinuidad y poder extraer conclusiones sobre las
causa que la originaron es aconsejable desplazarse a Camarasa y seguir en
dirección norte, al Montsec y Boumort.
- Con anterioridad al Eoceno Superior se produjo la emersión y carstificación de
los materiales carbonáticos sedimentados durante el Cretáceo Superior y
Cenozoico Inferior.
- El hundimiento de la caverna observada en el primer afloramiento de la
excursión también es anterior o coincidente con la sedimentación de los
materiales litorales del Eoceno Superior.
- La morfología del litoral del mar eocénico de la Cuenca del Ebro presentaba,
en este caso, relieves escarpados puestos de manifiesto por los numerosos
bloques de calizas cretáceas incluidos en los sedimentos detríticos eocénicos.
- El área fuente de estos sedimentos eocénicos se encontraba a pocos metros
del lugar donde se sedimentaron. Esto se nos pone de manifiesto por la
presencia en los sedimentos de cristales de jacinto de Compostela no
erosionados y por el carácter fragmentario y monolitológico de los materiales
acumulados.

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- La sedimentación en el margen septentrional de la Cuenca del Ebro está
condicionada por el desplazamiento de los mantos de corrimiento y el
plegamiento consecuente de los propios materiales sedimentados
(discordancia progresiva).
- La sedimentación acontecida en las cuencas piggyback, de antepaís delante
de los frentes de cabalgamiento, contribuyó en la fosilización de los propios
cabalgamientos.
- Existe un importante componente de deformación en sentido este–oeste que
afecta a los grandes cabalgamientos pirenaicos que se desplazan hacia el
sur.
- Estudiando el corte pirenaico ECORS, observamos como el plegamiento de
los materiales eocénicos del margen septentrional de la Depresión del Ebro
es debido a cabalgamientos pirenaicos que no han llegado a aflorar y que
empujan verticalmente y en sentido norte–sur a los materiales de la Depresión
del Ebro. Así, podemos situar en términos litológicos el contacto entre los
Pirineos y la Depresión del Ebro en los frentes de cabalgamiento de los
mantos de corrimiento pireniacos más meridionales, pero el límite estructural
Pirineos-Depresión del Ebro, en esta zona, se sitúa en el flanco sur del
anticlinal de la Serra Llaga.