Caracterización y ubicación de los recursos líticos

///.2. - CARACTERIZACIÓN Y UBICACIÓN DE LOS RECURSOS UTICOS III.2.1.- ESTRUCTURA Y LITOLOGIA Los terrenos drenados por el río Llobregat en su curso alto se emplazan geológicamente en el sector meridional del Pirineo oriental (Fig. 10). En esta zona se pueden distinguir tres grandes unidades estructurales, limitadas por cabalgamientos importantes y diferenciadas por sus series estratigràficas (Vergés & Martínez, 1988). Estas unidades se han desplazado hacia el Sur según una secuencia de propagación del bloque inferior, lo que permite agruparlas en dos grandes conjuntos: los mantos superiores (que fueron los primeros en establecerse) y los inferiores (que fueron lo últimos en hacerlo). Los mantos superiores (representados en esta zona por el manto del Pedraforca) están constituidos principalmente por materiales mesozoicos y los mantos inferiores (manto del Cadí) por rocas del basamento y de la cobertera (Fig. 11). Ambos forman un conjunto de mantos de corrimiento y láminas cabalgantes (thrust sheef) del sistema imbricado de cabalgamientos surpirenaicos. El cabalgamiento basal de este sistema (cabalgamiento frontal surpirenaico, o cabalgamiento de Vallfogona en su sector más oriental), limita el Prepirineo propiamente dicho del antepaís meridional o cuenca del Ebro (Depresión Central catalana en su extremo oriental), constituida por materiales del Eoceno y Oligoceno (Puigdefábregas, Muñoz & Marzo, 1985), (Fig. 11). III.2.1.1.- La unidad del manto del Pedraforca Esta unidad se puede dividir en dos unidades claramente diferenciables por sus series estratigràficas (Seguret, 1972): el manto superior, principalmente con materiales del Cretácico inferior, y el manto inferior, predominantemente con materiales del Cretácico superior. 0 1 - s;:;.y.^^ ^/Tlm^-'-^ J>V*:£&¡& pe* 3&^-;4í$É&?< \ ''A.-wn 3&^-;4í$É&?< A^SWVSN^ÉISES. 12MflPVr •* * \ "^^ /+ (^ i ji·f'ï •* H **í7ii jy /C* * y*" *1 1 +^~tí7Ks^/A+ W <í / V*\ + ^ * S +i Pt-J*/] *C.y +vJE-^*1 ^/C * *li /ViftUZ/* Ví^* KJ i ^ ^x• * * •( s • s l vCh 1 / + \ rvv + K\\ 'i * } ¿ VAH/TÍ * * A *s* • 4 ° T/\X /I * • V ^" vjf-A * T iT UI* * • -\ + < Y */n * * * ¡K f * /[ II* + * * r\ïA PA 1*2/ . 3/* * * * * ' ¡t.\ 4w-sfc* * * * +Jr j-ivr\ gP(w<<<<4&XP¡t¿* '©WToT" ^ •'*•'•''•'*+* W!ÚÍ~ orri ra JK »S wjBÉÈ' Ü: -*} / \ \ i rír. • s J i \^sMsmf*·-*'L&j > h?\\1L·í&·àfiJ22/ L_J /s> 3 7\T »•• lk' •••••••• eíT // rh s %^$:fcw * L·l ^->_ y/ / ¿L* %T-'l.-\'»?Y¡l / f*ZT 7 73 Si 4?•••<•'•-•'••/m * 4-=* ^t-^^p^lJM^ '•.'.;//" ñ 1 — ^, \t + +"¡7+ * + W-H t'J +* ^^""^•OÜL ity• ¿jh + Al\ \ \ 7 •> XT^pd •j^A". | • . i U_l Jt^InJ H'*'7 Vi* ^•..•v f/' Figura 10: Esquema geológico del Pirineo 1: zócalo herciniano, 2: Mesozoico, 3: Terciario incorporado a los mantos de corrimiento, 4: Terciario de los antepaíses, 5: materiales postorogénicos (Puigdefábregas i Souquet, 1986; Peña, 1991) 70 o. / '«:•.'£>' •'•«•Í*J-.'•".'•'• V". '•'••'••• ±. * .••••• V.'.o.-.v.-.: Q" • v. '«"Vf' •""•', S oo. " <5 O o ^ -o\o o' 0 a 'o0 'o « °0 0 " C••» * ° ••'•'• *° *° °° ° ° ° o I o ,g 0 '•: 9- ' 0:.' • I":,'": mmmmmm •••-:••»• N "O mi2 HD* Figura 11: Mapa geológico simplificado del entorno de la Font del Ros (IGME, 1980) 1: Devónico-Carbonífero inferior, 2: Carbonífero superior-Pérmico, 3: Jurásico-Cretácico superior, 4: Eoceno inferior-medio, 5: Eoceno superior-Oligoceno 71 El manto superior Está constituido por materiales del Keuper, Jurásico y Cretácico inferior. Su emplazamiento tuvo lugar durante el Maastrichtiense superior, aunque anteriormente ya se había producido otro desplazamiento de inicio no determinado (Vergés & Martínez, 1988). La secuencia de las unidades litológicas es la siguiente: - Triásico superior: Arcillas rojas con evaporitas de facies Keuper de edad anisiensecarniense pertenecientes a la fm Pont de Suert (Mey et al., 1968). Estos materiales representan el nivel basal de esta unidad estructural. - Jurásico: Todos estos materiales forman parte de la fm Bonansa (Mey et al., 1968). El jurásico inferior o Lias que aflora en esta unidad está representado por un Lias inferior constituido por materiales calizo-dolomíticos de edad hettangiensesinemuriense y por un Lias medio-superior, esencialmente margoso, de edad Pliensbachiense inferior-Toarciense superior. El Jurásico medio o Dogger está constituido en su base por calizas y margas ligníticas con ostrácodos y carofíceas, sobre las que se sitúan dolesparitas negras, materiales todos ellos de edad bathoniense superior-calloviense. El Jurásico superior o Malm está representado en su base por dolomías del Oxfordiense-Kimmeridgiense, sobre las que reposan las calizas tableadas con coprolitos del Kimmeridgiense. El Portlandiense no ha sido identificado. - Cretácico inferior: Estos materiales, en contacto discordante respecto a los materiales jurásicos subyacentes, están representados en su base por calizas con trocolinas y dasicladáceas de edad Berriasiense sobre las que aparecen potentes conjuntos de calizas masivas con rudistas denominadas calizas urgonienses, pertenecientes a la fm Prada (Mey et al., 1968), así como lutitas y líneas de tonalidades oscuras denominadas margas negras pertenecientes a la fm Lluçà (Mey et al., 1968), la edad de la cual abarca del Valanginiense al Albiense inferior. El manto inferior Está constituido por materiales del Keuper, Jurásico, Cretácico superior, Garumnense y del Eoceno inferior. La edad de emplazamiento atribuida a este manto es del Luteciense inferior (Martínez, Vergés & Muñoz, 1988). Las unidades estratigráficas constitutivas son: - Triásico superior-Jurásico: La sucesión litológica y la edad de las formaciones es similar a la descrita en el manto superior de esta misma unidad estructural. - Cretácico superior-Paleoceno: Sobre un Jurásico erosionado y sin que esté representado el Cretácico inferior yacen los materiales de edad santoniense superior-Campaniense, 72 representados en su base por calizas arenosas y ferruginosas con lacazines a las que suceden margas y margocalizas azules nodulosas con lacazines, orbitoides y rotálidos, pertenecientes a la fm Perlés. Sobre estas formaciones litológicas se suceden calizas y margocalizas bioclásticas estratificadas con bancos de hippurites pertenecientes a la fm Bona (Mey et al., 1968) de edad Campaniense-Maastrichtiense. Por encima de los materiales de la fm Bona yacen los depósitos continentales de facies garumnense, constitutivos de fm Tremp (Mey et al., 1968) de edad Maastrichtiense-Daniense. La litologia de esta formación está representada en su base por niveles de arcillas grises con lignitos, y calizas con rudistas y bivalbos de aguas someras. De todos modos, la mayor parte de esta serie está formada por arcillas rojas que intercalan niveles de calizas lacustres, paleosuelos carbonatados y yesos. - Eoceno inferior: Únicamente está representado por calizas con alveolinas de la fm Cadí (Mey et al., 1968) a las que se atribuye una edad ilerdiense. III.2.1.2.- La unidad del manto del Cadí Esta unidad está formada por materiales del Devónico y Carbonífero inferior, constitutivos del zócalo herciniano y cubiertos por una serie del Estefaniense-Pérmico, Triásico, Cretácico superior y Garumnense, así como por una potente serie paleógena que representa en su parte inferior las secuencias deposicionales de la cuenca del antepaís surpirenaico depositadas durante la traslación hacia el Sur del manto del Pedraforca y de otros mantos superiores (Puigdefábregas & Souquet, 1986). La datación del emplazamiento del manto del Cadí es difícil de precisar aunque ocurrió entre el Luteciense y el Eoceno superior (Muñoz, 1985). La sucesión litológica de esta unidad estructural es la siguiente: - Devónico-Carbonífero inferior: según F. Domingo, JA. Muñoz y P. Santanach (1988) está representado por dos secuencias litológicas claramente diferenciadas. La inferior corresponde a una secuencia carbonática con una edad que abarca desde el Gedinniense a! Tournaisiense, y de base a techo se distinguen la fm Rueda (constituida por calizas arcillosas oscuras con intercalaciones delgadas de calcoesquistos), la fm Baciver (formada por calizas masivas oscuras con intercalaciones delgadas de calcoesquistos), la fm Villec (pizarras rojas, calcoesquistos, calizas y, localmente, pizarras verdes y calizas nodulosas) y la fm del Comte (en la que se distingue un tramo inferior de calizas de color gris claro, un tramo intermedio de calizas nodulosas de color rojo intenso con abundantes gomatites de facies griotte y un tramo superior de calizas grises). 73 La superior corresponde a la secuencia detrítica de facies culm, constituida básicamente por pizarras, areniscas y conglomerados cuarzosos. - Carbonífero superior-Pérmico: está constituido por depósitos continentales que se pueden agrupar en dos grandes conjuntos en base a sus características estratigráficas (Gisbert, 1984). El conjunto Estefaniense-Autuniense descansa en discordancia angular sobre los materiales del zócalo herciniano y está representado por una secuencia granodecreciente de tonos versicolores y de carácter tufítico, rematada por niveles de calizas anqueríticas de edad estefaniense-Autuniense, denominada unidad de Tránsito, a la que suceden microconglomerados y areniscas tufíticas, lutitas cineríticas y tobas piroclásticas que presentan niveles ignimbríticos de edad autuniense interestratificados en sus tramos básales, pertenecientes a la unidad Roja Inferior. En la zona de Grèixer los materiales del tramo basal de esta unidad están constituidos por masas ignimbríticas y riolíticas (Puga & Fontboté, 1979). El conjunto Pérmico superior-Triásico inferior reposa en discordancia angular sobre el conjunto anterior. Está representado en su base por conglomerados, areniscas y lutitas rojas, de facies saxoniense que intercalan tobas y cineritas, materiales todos ellos de edad pérmica medio-superior y pertenecientes a la unidad Roja Superior, a los que suceden mediante una discordancia angular los materiales de facies Buntsandstein del Triasico inferior. - Triasico inferior-medio: La serie triásica está formada en la base por materiales de la facies buntsandstein, de edad turingiense-asiniense inferior, formada por conglomerados silíceos, areniscas y lutitas rojas, así como paleosuelos carbonatados que, en el techo de la serie y entre las lutitas, intercalan niveles poco potentes de estromatólitos dolomitizados pertenecientes a la fm Bunter (Mey et al., 1968). Gradualmente, estos materiales pasan a sedimentos de facies Muschelkalk, de edad ladiniense, constituidos por un tramo basal de dolmicritas laminadas, un tramo medio de calizas grises algo bioclásticas que intercalan cuerpos dolomíticos de geometría irregular, y un tramo superior de dolmicritas que intercalan margas negras. Estos materiales pertenecen a la fm Pont de Suert (Mey et al., 1968). - Cretácico superior-Paleoceno: En disconformidad sobre materiales de la sucesión anterior se sitúan los conglomerados y areniscas cuarzosas de tonalidades claras, con raras intercalaciones lutíticas y restos vegetales pertenecientes a la fm Adraén (Mey et al., 1968), a los que suceden margocalizas con rudistas y calizas bioclásticas con foraminíferos (orbitoides, lepidorbitoides, siderolites) de la fm Bona (Mey et al., 1968), materiales pertenecientes a la secuencia deposicional del Campamense superior-Maastrichtiense. A techo, esta unidad litológica está totalmente karstificada y recubierta directamente por las capas continentales detríticas y carbonatadas de 74 facies garumnense de la fm Tremp (Mey et al., 1968), ya descritas en la anterior unidad estructural. Eoceno: La serie eocénica del manto del Cadí ha sido dividida en secuencias deposicionales (Puigdefábregas, Muñoz & Marzo, 1985) que de base a techo son: La secuencia del Cadí, la base de la cual coincide con la del Ilerdiense y que comprende la fm Cadí (Mey et al., 1968) constituida por calizas con alveolinas y la fm Sagnari (Gich, 1972) por margas. La secuencia de Corones, que comprende la fm Corones (Gich, 1972) constituida por margas, calizas arenosas, areniscas y limonites. La secuencia de Armàncies, la base de la cual coincide con la del Cuisiense y que comprende la fm Penya (Estévez, 1973) formada por sedimentos calizos y la fm Armàncies (Gich, 1972) formada básicamente por margas. La secuencia de Campdevànol, que comprende la fm Campdevànol (Gich, 1972) constituida por una alternancia de areniscas y limonites. La secuencia de Beuda, que comprende la fm Beuda (Pallí, 1972) formada por yesos blancos. La secuencia de Bellmunt, la base de la cual coincide con la del Luteciense, y que comprende la fm Coubet (Busquets, 1981) formada por areniscas y margas grises y la fm Bellmunt (Gich, 1972) constituida por facies detríticas rojas. III.2.1.3.- La unidad de la cuenca del Ebro Limitada al Norte por el cabalgamiento frontal surpirenaico y al Sur por la cadena de sierras costeras catalanas, está constituida por una potente serie estratigráfica que abarca desde el Eoceno inferior hasta el Oligoceno, organizada en secuencias deposicionales (Puigdefábregas, Muñoz & Marzo, 1985). En el área de estudio, limitada a la unidad de Berga, se distinguen los depósitos correspondientes a tres sistemas fluvio-aluviales constituidos fundamentalmente por conglomerados, areniscas y lutitas rojas. En la zona más septentrional predominan los conglomerados, mientras que hacia el Sur, el Este y el Oeste aumentan progresivamente las intercalaciones de areniscas y lutitas rojas (Guimerà et al., 1992). - el primer ciclo sedimentario: está constituido por el conjunto de abanicos aluviales y sistemas fluviales de la fm Bellmunt, del Eoceno medio. Este ciclo es contemporáneo a la formación de las estructuras septentrionales. - el segundo ciclo sedimentario: tiene una gran complejidad interna y se diferencian dos episodios de edad bartoniense-priaboniense inferior. 75 El inferior se produjo cuando los materiales del primer ciclo constituían el borde septentrional de la cuenca, actuando como umbral, limitando los aportes procedentes del Norte y propiciando la llegada de aportes de otras zonas más orientales. Consecuentemente, su representación en esta zona es muy escasa, aumentando progresivamente hacia el Sur. En el superior se restablecen los aportes septentrionales, detríticos y groseros, siendo éstos los sedimentos de las últimas unidades depositadas en un contexto marino en este sector. - el tercer ciclo sedimentario: sus materiales fosilizan parcialmente el conjunto de estructuras meridionales. Están representados un número elevado de cantos de composición granítica, lo que permite relacionar el desarrollo del sistema aluvial con el emplazamiento de la unidad estructural del Canigó, que fue la primera en elevar a la superficie sinorogénica el basamento granítico. III.2.2.- EL RELIEVE Como hemos citado a lo largo de este trabajo, los terrenos que forman la zona estudiada pertenecen a tres unidades estructurales que, a la vez, son atribuibles a dos unidades fisiográficas o de relieve en el límite de las cuales se sitúa el asentamiento prehistórico de la Font del Ros (Fig. 12). Estas unidades fisiográficas son: - los Pirineos, representados en esta zona por su vertiente Sur o prepirenaica, donde se localizan las unidades estructurales de los mantos superiores (manto del Pedraforca) y las de los mantos inferiores (manto del Cadí). Corresponde al ámbito del alto Berguedà y es una zona muy plegada, montañosa y arisca, formada fundamentalmente por series calcáreas y margosas del Mesozoico y Terciario. En su sector nororiental comprende varios picos del Pirineo axial, concretamente aquellos correspondientes a las sierras de Pedregosa y de Cadí-Moixeró, que en algunas ocasiones superan los 2.500 m de altura snm. - la Depresión del Ebro, representada en este sector por la Depresión Central catalana, donde se localiza la unidad estructural de la cuenca del Ebro. Corresponde al ámbito del bajo Berguedà y está formada por capas horizontales de antiguas plataformas estructurales oligocénicas, con materiales areniscos y arcillosos fácilmente erosionables. Todos estos materiales y formaciones están representados dentro de la cuenca fluvial del río Llobregat. Este río se encuentra en el sector noroccidental de la cuenca hidrográfica del Pirineo oriental y, juntamente con los ríos Muga, Ter y Fluvià, forma la red fluvial pirenaica 76 EQUIDISTAHCTA CURVAS = «0 m CUENCA R. SEGRE CUENCA R. CARDENER Culladii de Tropa CUENCA R TER Figura 12: Mapa hipsométrico de la cuenca drenada por el curso alto del río Llobregat (El límite discontinuo marca el límite de la cuenca de este río) 77 Estas calizas afloran en la base de las sierras del Cadí, de Pedregosa y de Moixeró hasta la localidad de la Pobla de Lillet, por lo que están bastante representadas en la parte septentrional del valle del río Llobregat. Al mismo tiempo, estos materiales también afloran más hacia el Sur, en la base de la sierra dels Lladres y de Roca Terçana hasta el Pla de Campllong (Fig. 14). Las rocas silíceas aparecen en forma de nodulos aplanados y ovalados de tamaño variable (entre unos 10 y 25 cm de longitud), si bien también hemos observado en algunas ocasiones la presencia de vetas de poco grosor (máximo 3-4 cm) sin mucha continuidad lateral. A nivel macroscópico estas rocas presentan coloraciones marronosas, más oscuras donde hay menos impurezas y más claras donde todavía se encuentran restos de carbonatos. Algunas veces, estos restos de carbonatos se pueden presentar bajo formas laminadas que dependiendo de las secciones del fragmento de la roca se pueden llegar a confundir con anillos Liesengang. La corteza de estos nodulos, o en su caso la base y techo de las vetas, es muy delgada (no alcanza el milímetro de grosor) y presenta muchas rugosidades. Otra característica de estas rocas es que, aunque el límite entre la roca caja y la roca silícea sea muy claro, con frecuencia no se pueden aislar fácilmente. A nivel microscópico se han analizado 11 preparaciones, 8 de las cuales corresponden a fragmentos de nodulos y 3 a fragmentos de vetas. Estas muestras corresponden a rocas formadas por la silicificación de un depósito calizo tal y como lo demuestran los restos de carbonato calcico correspondientes a la matriz inicial de la roca. En general, la presencia de carbonatos remanentes de la roca inicial es muy abundante, si bien también puede ser muy variable entre distintas muestras e incluso dentro de las mismas. En la mayoría de muestras se observan rasgos concernientes a la estructura de la roca caja. Esta corresponde a calizas muy edafizadas y perturbadas con signos de bioturbación, pudiendo considerar el ambiente de silicificación como superficial. Entre los minerales de la sílice documentados cabe destacar la presencia mayoritaria de cuarzo alfa en texturas granulares formando mosaicos de granos de tamaños micro y criptocristalinos. En algunas de las muestras correspondientes a fragmentos procedentes de las vetas el tamaño de los cristales puede llegar a ser mesocristalino. Estas texturas se pueden presentar mezcladas, en estructuras bandeadas, o bien en disposición algar, con acumulaciones de granos de cuarzo criptocristalino dentro de masas microcristalinas. Esta disposición algar de los cristales de cuarzo alfa indica el carácter continental del depósito calizo donde se produjo la silicificación. Las texturas fibrosas del cuarzo, de las que sólo se ha observado la presencia de calcedonita, se localizan ocupando vacíos ya existentes en la roca, grietas, o bien M reemplazando restos vegetales fosilizados (caráceas) juntamente con granos de cuarzo de tamaño meso y macrocristalino. Estos rasgos son indicativos de una cristalización más lenta, en condiciones más estables, realizada durante los procesos de cementación de los agujeros y recristalización del cuarzo en un momento más tardío de la diagénesis de la roca. En todas las muestras correspondientes a fragmentos procedentes de las vetas se ha documentado la presencia de calcedonita cebraica (Foto. 3, Anexo IV). El carácter isótropo de algunas muestras parece indicar la posibilidad de que se hayan conservado restos de las fases opalinas de la sílice, pero éstas no se han documentado ni en el análisis de las secciones delgadas ni en el análisis de difracción de rayos X. Los rasgos secundarios son muy escasos. Sólo en alguna muestra, y de modo muy aislado, se ha observado la presencia de grietas rellenas de cuarzo secundario. Se documentan diversos restos micropaleontológicos fosilizados, siendo bastante abundantes los ejemplares de caráceas. Estas carofíceas aparecen aisladas o en pequeñas agrupaciones y, dentro de las muestras, se encuentran representadas tanto como por sus oogonios u órganos de reproducción sexual (Foto. 4, Anexo IV) como por sus tallos. Generalmente, el diámetro de estos oogonios mide cerca de 400 (i, y sus bordes permanecen totalmente carbonatados mientras su interior ha sido rellenado por calcedonita y/o granos de cuarzo de tamaño meso y macrocristalino. En estas muestras también se han documentado otros organismos fosilizados como caparazones de ostrácodos y un gasterópodo. Las rocas silíceas del Eoceno inferior (Cuisiense superior) Estas rocas aparecen dentro de rocas calizas que, junto con areniscas, se suceden en el interior de una serie margosa. Estos sedimentos calcáreos forman parte de la fin Armàncies, y con la fm Penya, constituyen la secuencia de Armàncies dentro de la unidad del manto del Cadí (Gich, 1972). Los materiales de la secuencia de Armàncies se depositan sobre los de la secuencia de Corones y corresponden a una sedimentación marina profunda representada por una secuencia margosa (fm Armàncies) y por plataformas carbonáticas (fm Penya). En esta serie se forman pendientes tal y como lo indica la presencia de slumps y de brechas de talud. Estas brechas de origen gravitacional forman cuerpos de extensión kilométrica intercalados dentro de la serie margosa que incluyen elementos de las secuencias inferiores englobados en una matriz con foraminíferos cuisienses. Este conjunto, correspondiente a la fin Armàncies se relaciona lateralmente con calizas de plataforma (fm Penya). La edad de estas formaciones es cuisiense superior (Guimerà et al., 1992). Esta secuencia está cubierta por la acumulación de grandes prismas detríticos progradantes, aluviales y deltaicos, que se forman durante el Luteciense y que se sitúan preferentemente 85 en las partes de la cuenca que fueron previamente profundizadas durante el Cuisiense (Guimerà et al., 1992). Los materiales de la fm Armàncies tienen una distribución similar a los de la fm Corones cubriendo a estos últimos si bien, debido a los plegamientos, en algunos lugares aparecen en posición invertida como en la zona de la sierra dels Lladres y del Pla de Campllong (Fig. 15). Las rocas silíceas aparecen en forma de nodulos subesféricos de tamaño pequeño y medio (entre unos 5 y 15 cm de longitud) dentro de capas de calizas que se suceden en el interior de las series margosas anteriormente citadas. A nivel macroscópico estas rocas presentan coloraciones grises, con tonos azulados muy oscuros. Los nodulos silicificados normalmente se mantienen dentro de la roca caja si bien en los lugares en los que los procesos de meteorización han sido más fuertes estos nodulos pueden aparecer desprendidos de su roca caja. La corteza de estos nodulos es carbonatada y mientras su límite con la roca caja es claro, éste se va diluyendo hacia el interior del nodulo, pudiendo llegar hasta casi 1 cm de espesor. No es raro observar ejemplares de foraminíferos fosilizados, preferentemente en el córtex de los nodulos. A nivel microscópico se han analizado 10 preparaciones que corresponden a nodulos formados por silicificación dentro de un depósito calcáreo. A pesar de que en todas las muestras se ha observado la presencia de restos de carbonato calcico correspondiente a la matriz inicial de la roca, éste sólo aparece en forma de relictos sin que se hayan litificado estructuras sedimentarias primarias. Entre los minerales de la sílice documentados, el cuarzo alfa es el más abundante. Este se presenta en cristales observables individualmente, formando mosaicos de texturas micro y criptocristalinas, si bien en algunas ocasiones pueden llegar a ser mesocristalinas. Estas textoras aparecen mezcladas sin ningún tipo de ordenación. Estas texturas del cuarzo alfa constituyen el interior de los nodulos silíceos que, a la vez, están envueltos por carbonatos (Foto. 5, Anexo IV) que constituyen el córtex de estos nodulos. En algunas ocasiones, y como consecuencia de la difusión iónica, la corteza vuelve a estar rodeada por granos de cuarzo alfa de texturas similares a las documentadas en el interior del nodulo. De todos modos, en ninguna de las muestras se ha detectado la presencia de anillos Liesengang. Las texturas fibrosas del cuarzo, entre las que únicamente se documenta la calcedonita, se encuentran en el interior de organismos fosilizados, incluso de aquellos que se encuentran en la zona carbonatada de la corteza del nodulo lo que indica un reemplazamiento primerizo de estos organismos producido en una primera etapa de silicificación dentro de la diagénesis de estas rocas. Los rasgos secundarios son inexistentes. 80 EQUIDISTANCIA CURVAS = «B Figura 15: Distribución geográfica de las series calcáreas con nodulos siUcificados del Cuisiense superior (el límite grueso marca el espacio recorrido en una hora de camino desde la Font del Ros) « Entre los restos micropaleontológicos fosilizados que se han documentado destacan los foraminíferos, orden de protozoos de la clase de los rizópodos, de origen marino. Estos foraminíferos pertenecen principalmente al género Nummulites (Foto. 6, Anexo IV), aunque también está presente el género Discocyclina. Otros restos micropaleontológicos menos representados son los correspondientes a espículas de equinodermos y a ostrácodos. Las rocas silíceas del Eoceno medio v superior Estas rocas aparecen en el interior de series conglomeráticas que forman parte de las unidades de Berga y de Vidrà superior. Estas son dos de las unidades que constituyen la sedimentación paleógena, depositada sintectónicamente, en el sector nororiental de la cuenca del antepaís del Ebro. El conjunto de estos materiales alcanza los 5.000 m de espesor y varía, a grandes rasgos, desde facies detríticas groseras continentales en las zonas proximales (situadas al Norte y al Oeste) a facies detríticas finas o carbonáticas marinas hacia el centro de la cuenca (Guimerà et al., 1992). Tanto la discordancia entre estas dos unidades como la unidad de Berga representan el cambio a unas condiciones de sedimentación endorreica en este sector de la cuenca. Dentro de la sucesión sedimentaria paleógena se distinguen tres sistemas fluvioaluviales de tipo braided que se superponen en el tiempo y el espacio. Estos sistemas o estadios se corresponden a los ciclos sedimentarios descritos para la unidad estructural de la cuenca del Ebro (apartado III.2.1.3.). Los materiales depositados son conglomerados, areniscas y lutitas rojas, predominando en el sector estudiado las series conglomeráticas (Guimerà et al., 1992). En el área de estudio se encuentra representado el episodio superior del segundo ciclo sedimentario dentro de la unidad de Vidrà superior. Esta es la última unidad depositada en un contexto marino en este sector y tiene una edad bartoniense-priaboniense inferior (Guimerà et al., 1992) aunque otros autores le atribuyen una edad cuisiense-luteciense (SoléSugrañes & Clavell, 1973). El ciclo sedimentario mejor representado es el tercero, con la unidad de Berga, por una discordancia basal respecto al ciclo anterior (unidad de Vidrà superior). Los conglomerados de este ciclo representan las fases de abanico aluvial con paleocomentes que indican en general un sentido meridional. Hacia el Sur, el Este y el Oeste, aumentan progresivamente las intercalaciones de areniscas y lutitas rojas que representan las facies de orla aluvial con numerosas intercalaciones fluviales, las paleocomentes de las cuales indican en general un sentido occidental. Su edad es atribuible al Eoceno superior-Oligoceno inferior (Guimerà et al., 1992) aunque otros autores (Solé-Sugrañes & Clavell, 1973) le otorgan una edad un poco más antigua, entre el Biarritziense y el Priaboniense. 88 Todos estos materiales afloran en la zona de contacto entre las unidades estructurales del Prepirineo y la' de la cuenca del Ebro, estando afectados por el emplazamiento del cabalgamiento de Vallfogona. Los conglomerados de la unidad de Vidrà superior están cubiertos por los de la unidad de Berga y afloran en la sierra de Queralt, mientras que los conglomerados de la unidad de Berga se encuentran desde la sierra de Queralt hasta la sierra de Picancel (Fig. 16). Los cantos rodados de los conglomerados de la unidad de Vidrà superior presentan una litologia distinta a la de los conglomerados de la unidad de Berga. En la unidad de Vidrà son predominantemente calcáreos, mientras que en la unidad de Berga su contenido es más polimíctico, con un porcentaje de guijarros de granito que oscila entre un 30 y un 50 %. Las rocas silíceas aparecen en forma de cantos rodados ovalados de tamaño muy variable, con una longitud que puede oscilar entre 1 o 2 cm hasta una veintena de centímetros. Estos cantos se encuentran dentro de masas conglomeráticas conjuntamente con guijarros de otras litologías. A nivel macroscópico estas rocas presentan coloraciones versicolores, si bien son característicos los tonos negruzcos de las lid i tas. Dentro de los conglomerados de la unidad de Vidrà, debido a la respuesta diferencial de las litologías respecto los procesos de meteorización, sobresalen los cantos de rocas silíceas y de cuarzo, así como algunos nodulos ferruginosos (goethita y limonita). A pesar de este hecho, se extraen con dificultad dada la consistencia de la matriz arenosa y del cemento calcáreo que aglutina estos cantos. En los conglomerados de la unidad de Berga la meteorización afecta de modo similar a todas las litologías representadas así como a la matriz y al cemento que las une provocando el desprendimiento de cantos. Donde circulan cursos de agua se produce un transporte de estos guijarros que acaban acumulándose en depósitos no consolidados en los lechos fluviales, donde su extracción no plantea ningún problema. A pesar de que la secuencia donde se encuentran todos estos conglomerados sea relativamente reciente (Eoceno medio-superior), en estas series están representadas litologías mucho más antiguas. En el caso de las rocas silíceas, su poca plasticidad ha provocado que estén muy diaclasadas como consecuencia de todas las tensiones que han sufrido hasta ser depositadas en estas unidades. Por otra parte, las cortezas de estos cantos rodados presentan unas señales de choque muy características producidas durante los procesos de transporte y deposición de los cantos. Entre las depresiones de la microtopografía del córtex de estos guijarros no es difícil encontrar restos de la matriz y del cemento de los conglomerados. S4 Fïg. 16: Distribución geográfica de las formaciones de conglomerados del Eoceno medio-superior (U. de Vidrà sup. y de Berga) (el límite grueso marca el espacio recorrido en una hora de camino desde la Font del Ros) 90 A nivel microscópico se han analizado un total de 30 preparaciones. El número de muestras analizadas es mayor que para el resto de grupos debido a que, al tratarse de un afloramiento en posición secundaria, la variedad de rocas silíceas es mayor. Dentro de estas muestras se diferencian tres grandes grupos: liditas, rocas silíceas de los conglomerados de la unidad de Vidrà superior y rocas silíceas de los conglomerados de la unidad de Berga. El primero de estos grupos (6 muestras) se corresponde con lo que habitualmente, en la literatura arqueológica, se ha venido llamando lidita. En realidad, este termino está vacío de significado petrológico ya que sólo se utiliza para identificar aquellas rocas silíceas de tonos negruzcos. En nuestro caso, las llamadas liditas corresponden a radiolaritas, es decir, rocas silíceas primarias formadas por acumulaciones de radiolarios (Foto. 7, Anexo IV). De este modo, estas rocas son de origen orgánico y están formadas por la acumulación de componentes esqueléticos silíceos. La coloración negruzca que presentan es fruto de la acumulación de materia orgánica. Los elementos que constituyen el esqueleto de la roca son radiolarios, con un porcentaje que oscila entre el 10 % y el 60 %. Estos radiolarios tienen un diámetro que puede variar entre las 60 y 200 ¡x, y están rellenos por texturas fibrosas de cuarzo, en este caso calcedonita. Es importante señalar la ausencia tanto de componentes orgánicos no silíceos como de componentes terrígenos en el esqueleto de la roca. La matriz y el cemento no se distinguen ya que ambos están silicificados y están constituidos por cuarzo alfa dispuesto en cristales individualmente observables, formando mosaicos normalmente de granos de tamaño micro y criptocristalino. Muchas veces estos cristales presentan una disposición en bandas finamente estratificadas. Estas rocas están muy diaclasadas y presentan un gran número de grietas de distinto tamaño rellenas por cuarzo secundario en forma de cristales de todos los tamaños. En otros casos se observa la presencia de óxidos rellenando nuevas fisuras o reemplazando a la sílice en las ya existentes. Posiblemente, el área fuente de estas rocas podría estar relacionada con las secuencias carbonáticas del Carbom'fero inferior de la unidad del manto del Cadí. Estas rocas, aunque se documenten tanto en la unidad de Vidrà superior como en la de Berga, son mucho más numerosas en los conglomerados de esta última unidad. Otro de los grupos (13 muestras) que hemos diferenciado dentro de estas rocas silíceas corresponde a aquellas rocas procedentes de los conglomerados de la unidad de Vidrà superior. Estas corresponden a rocas que se han formado a partir de la silicificación de un depósito calcáreo con muchos componentes terrígenos. El ambiente de silicificación, así como todos los rasgos referentes tanto a los minerales de la roca caja como a los silíceos son muy 91 similares a los observados en las muestras correspondientes a las rocas silíceas del Cretácico superior ya descritas anteriormente. Este hecho no es extraño ya que nos encontramos frente un afloramiento en posición secundaria en el que se pueden documentar un gran número de litologías. No obstante, lo que llama la atención es la homogeneidad de las rocas silíceas que se hallan representadas en estos conglomerados. Estas, son muy similares a las del Cretácico superior, si bien también se pueden encontrar representados algunos guijarros de radiolaritas. Este hecho nos está indicando que estos cantos han sufrido un transporte muy corto y que su área fuente se correspondería con una zona próxima, relacionada con las sucesiones de calizas y margocalizas bioclásticas del Campaniense terminal-Maastrichtiense. A diferencia de los nodulos silíceos en posición primaria del Cretácico superior, las muestras de los cantos silíceos de la unidad de Vidrà presentan un mayor número de rasgos secundarios, como son la presencia de grietas y fracturas que han sido rellenadas principalmente por calcita aunque también lo han sido, en una menor proporción, por dolomita y cuarzo secundario. Finalmente, el último grupo de rocas silíceas (11 muestras) es el que está constituido por rocas procedentes de los conglomerados de la unidad de Berga. Al tratarse de un depósito en posición secundaria es lógico que las rocas que se documentan presenten diferencias. De todos modos, el rasgo más característico de estas rocas es que corresponden a rocas silíceas endógenas, formadas en un ambiente muy ácido, de influencia volcánica. El mineral dominante es el cuarzo alfa, en sus texturas granulares cripto y microcristalinas, que constituye una masa muy homogénea. Dentro de esta masa se documentan fenocristales de cuarzo de tamaño macrocristalino (pueden llegar a alcanzar un milímetro de lado) con formas regulares y con las aristas muy vivas (Foto. 8, Anexo IV). Estos fenocristales de cuarzo son de reemplazamiento y se encuentran ocupando los espacios regulares correspondientes a antiguos silicatos ya disueltos. En algunos casos, estos espacios regulares permanecen vacíos y se observa como éstos se van cementando con el crecimiento de texturas fibrosas y de granos de cuarzo de tamaño macrocristalino. También hay otras texturas de cuarzo, concretamente texturas fibrosas, como las que aparecen en la fotografía 9 (Anexo IV), correspondientes a esferulitos de calcedonita de desvitrificación. Otros minerales que se encuentran representados en estas rocas aunque de modo minoritario (sólo en una muestra) son los feldespatos del grupo del sodio-calcio (plagioclasas). La presencia de este tipo de feldespatos en ambientes ácidos es indicativa de una rápida cristalización. 92 El registro micropaleontológico de estas muestras es muy escaso, limitándose a la presencia de algunos radtolarios aislados. Estas rocas están muy diaclasadas y presentan un gran número de grietas de origen tectónico de distinto tamaño, anteriores a la deposición de los conglomerados en los que se encuentran, y frecuentemente rellenadas por cuarzo secundario en forma de cristales con texturas micro a macrocristalinas. En algunos casos se observa la presencia de calcita o dolomita rellenando nuevas fisuras o reemplazando a la sílice en las ya existentes (Foto. 10, Anexo IV). En la mayoría de las muestras se documenta la presencia de óxidos de hierro asociados a los carbonatos, sustituyendo a éstos y/o a las texturas del cuarzo secundario que rellenan las fisuras de la roca. Cabe destacar, en general, la ausencia de minerales opacos en todas las muestras excepto en una, donde aparece un elevado porcentaje (10-20 %) de minerales romboédricos de dolomita, de unas 60 n de tamaño medio que posterionnente han sido oxidados. La roca caja de esta misma muestra corresponde a una roca carbonatada muy recristalizada, probablemente una dolomía. Posiblemente, el área fuente de estas rocas podría estar relacionada con las secuencias piroclásticas del Carbonífero superior-Pérmico de la unidad del manto del Cadí. La arcilla está presente en pequeñas cantidades en todas las muestras excepto en los nodulos del Cuisiense inferior. Los feldespatos y el hematites están representados en unas cantidades muy bajas (siempre inferiores al 1 %) y únicamente en las muestras del Cretácico superior y de los conglomerados eocenos de la unidad de Vidrà. Como hemos dicho en el apartado referente al estudio microscópico de las muestras, las rocas silíceas de estas dos unidades son muy similares a pesar de que se encuentren en afloramientos de distintas formaciones litológicas. El grupo de rocas más diferenciado es el de las radiolaritas eocenas, que sólo contienen cuarzo y arcilla. La explicación de este hecho puede estar en las características genésicas de estas rocas ya que no son rocas formadas por la silicificación de un depósito anterior, sino que son rocas silíceas primarias formadas por la acumulación de componentes esqueléticos silíceos. Por esta razón, las impurezas sólo se podrían encontrar en la matriz y en el cemento de esta roca que, como hemos visto en el análisis microscópico, no se distinguen ya que ambos se encuentran silicificados. Con las muestras analizadas por difracción de rayos X también se ha calculado el FWHM {full width height máximum o anchura a media altura del pico de mayor intensidad), (Fig. 18), para ver su grado de cristalinidad. Este índice mide la proporción mm/° 26 y se expresa en milímetros. En este caso, se ha calculado con el pico correspondiente al cuarzo que se sitúa en torno a los 3,34 À para ver si las muestras se podían agrupar en función del tamaño de los cristales de este mineral. Los índices obtenidos han sido ordenados en sentido creciente en la figura 19. 1 Figura 18: Cálculo del FWHM: a.-) ejemplo de un cristal "perfecto". La intensidad tiende rápidamente a cero en un pequeño intervalo regular, b. -) ejemplo de un cristal con una estructura en mosaico. Los máximos de las intensidades reflejadas se distribuyen en un amplio intervalo angular. La anchura relativa de los máximos difractados suele referirse al valor W 'A medido a la altura I 'A (Bermúdez Polonio, 1981) Todas las muestras presentan un alto orden de cristalinidad, lo que nos indica el pequeño tamaño de los granos cristalinos (< 10 p.). No se observan diferencias significativas entre los cristales pertenecientes a los distintos grupos de rocas silíceas. El grado de cristalinidad 100 de las muestras es bastante similar tal y como ya se ha visto con el análisis microscópico, donde sólo laá texturas cripto y microcristalinas del cuarzo alfa han sido identificadas en todas las rocas silíceas. El único grupo que presenta una cierta homogeneidad entre sus componentes es el correspondiente a los conglomerados de la unidad de Berga que, junto con las radio lar i tas, se agrupan por tener un índice menor y por tanto, una cristalinidad más elevada (Fig. 19). Este hecho puede ser debido al origen piroclástico de algunas de estas rocas que, al enfriarse rápidamente, cristalizan en texturas próximas a las criptocristalinas. El resto de las muestras no presenta ningún tipo de ordenación, apareciendo mezcladas las muestras de los distintos tipos de rocas silíceas. Únicamente las procedentes de los conglomerados de la unidad de Vidrà tienden a agruparse (Fig. 19), aunque entre ellas se intercalen muestras de otros grupos. Por lo menos, el cálculo de este índice es útil para aislar muestras con un orden de cristalinidad similar a las muestras de los conglomerados de la unidad de Berga, y también para diferenciar las muestras procedentes de los dos tipos de conglomerados eocenos (unidad de Berga y unidad de Vidrà superior) que aquí se estudian en base a su cristalinidad. Figura 19: Ordenación de las muestras de rocas silíceas a partir de los valores obtenidos del FWHM en el pico del cuarzo (3.34 A) 101 III.2.3.2.- Las rocas de naturaleza no silícea En el asentamiento de la Font del Ros también fueron explotadas una serie de rocas de naturaleza no silícea, de litologías muy variadas. Entre éstas hay que destacar la presencia del cuarzo y de diferentes tipos de rocas sedimentarias detríticas (areniscas) y carbonatadas (calizas), además de un amplio abanico de otras rocas sedimentarias, ígneas y metamórficas. La representación de estas materias primas en el registro fósil de la Font del Ros se trata con profundidad en el apartado correspondiente a la identificación de las materias primas y de sus zonas de aprovisionamiento (IV. 1). Como se verá en este apartado, las morfologías de las bases naturales de estas rocas corresponden a cantos rodados, por lo que su área fuente debe ubicarse en un depósito en posición secundaria. A partir de los resultados obtenidos con las prospecciones sobre el terreno y con el posterior análisis de las muestras recogidas, se confirma que la zona de aprovisionamiento de todos estos recursos fueron los conglomerados de la unidad de Berga (Eoceno medio y superior) (Fig. 16). En estas mismas formaciones los grupos humanos que ocuparon la Font del Ros también se abastecieron de guijarros de rocas silíceas. Los rasgos generales de estos depósitos ya han sido descritos anteriormente, en el apartado correspondiente a las rocas silíceas del Eoceno medio y superior. Figura 20: Frecuencias relativas obtenidas en los recuentos de litologías realizados con los cantos rodados del ¡echo actual del rio Llobregat El conjunto de estas rocas también aflora en depósitos en posición primaria en otros lugares de la cuenca drenada por el curso alto del río Llobregat, pero dadas las características macroscópicas de los fragmentos encontrados en la Font del Ros (a partir de las superficies 102 corticales de los distintos restos de estas rocas se ve cómo han sido aportadas al asentamiento en forma de cantos rodados, muchos de los cuales todavía conservan restos de la matriz característica de los conglomerados de la unidad de Berga, -Tabla 6-), debe descartarse un aprovisionamiento de estas rocas en las zonas donde afloran en posición primaria. En esta serie conglomerática se han realizado dos recuentos de las litologías que aparecen representadas (Fig. 20). A partir de los mismos se observa cómo el conjunto es dominado por cantos de distintas rocas sedimentarias (arenisca y caliza) y algunas rocas ígneas (granito). En las prospecciones realizadas sobre el terreno se ha constatado la presencia en estos conglomerados de otros tipos de rocas ígneas y metamórficas, aunque cuantitativamente no aparezcan representadas en los diagramas de la figura 20.