Montserrat

Vista general de la Montaña de Montserrat, con la típica alternancia de niveles duros, donde se observa la roca conglomerática de color blanquinoso que produce los resaltes más imponentes, y de niveles blandos, recubiertos por vegetación.
 

Vista general de Montserrat y del afloramiento de la estación.

Una de las características que se podrán observar a lo largo del recorrido es el hecho de que en una montaña con las paredes tan escarpadas, y formada por rocas muy fracturadas, es fácil que en periodos de lluvias intensas se produzcan desprendimientos o deslizamientos de rocas como el que se puede observar en la fotografía. En el lugar donde se desprenden las rocas estas toman una tonalidad rojiza, debido a la presencia de materiales finos rojos y a la alteración de la roca conglomerática caliza. La rocalla que se desprende baja por unos canales que ella misma forma debido a la acción de erosión sobre los tramos más blandos de la montaña, y se deposita parcialmente sobre los niveles de roca dura, aprovechando algunos pequeños llanos, como pueden ser los que forman la carretera y los caminos.
 

Desprendimientos en Montserrat.
 

En el aparcamiento de la estación inferior del tren cremallera, podemos observar uno de los niveles inferiores de la montaña de Montserrat. Corresponde a uno de los tramos blandos que normalmente se encuentran recubiertos de vegetación. Con la denominación de blando se hace referencia a que el material que predomina es de tamaño de grano muy fino (arcillas y limos rojos) y presenta menor resistencia que los tramos de roca más dura, como son las areniscas rojas y las areniscas blancas con pasadas de cantos y gravas.
Normalmente estas coloraciones nos indican el lugar de depósito de estos materiales. Así, los tramos rojos suelen corresponder a materiales depositados en un ambiente subaéreo en las proximidades de ríos y afluentes que recorrían esta zona durante el Terciario. Los tramos más blancos corresponden a niveles de roca de menor continuidad lateral y que se interpretan como los depósitos propios de los ríos fósiles que transportaban el material que conformó Montserrat y sus proximidades. Corresponden a barras de meandro de alguno de estos ríos, las cuales en su parte superior pasan lateralmente a los depósitos de llanura de desbordamiento, ya lejos del cauce principal del río, mientras en su parte inferior pasan al canal por donde circulaba el agua con los sedimentos, donde la fuerza erosiva del río era más importante.
 

Afloramiento de sistemas fluviales meandriformes y llanura de desbordamiento.
 

Corte geológico de la Montaña de Montserrat (modificado de Anadón et al., 1985). Se distinguen los nombres de las distintas unidades conglomeráticas. Se aprecian las relaciones laterales de los conglomerados hacia el Norte, ya sea a facies marinas, facies continentales aluviales o lacustres. (Dibujo, Eudald Maestro)
 

La parada nos permite, por un lado, una vista general de la montaña, con la cual podemos volver a diferenciar la alternancia entre unidades conglomeráticas potentes, de color blanco, que resaltan en el relieve, y unidades menos resistentes a la erosión, de color rojo principalmente, que suelen estar recubiertas por vegetación, como la que podemos estudiar en este afloramiento. Cabe destacar que la presencia y grosor de las unidades conglomeráticas se incrementa progresivamente hacia la cima de la montaña, debido al incremento progresivo en el tiempo, de la actividad fluvial del sistema de ríos fósiles que provenían del sur y que depositaban los sedimentos que hoy en día constituyen las rocas de Montserrat.
 

Vista de las unidades conglomeráticas de Montserrat.

Por otro lado, el afloramiento de detalle de esta parada nos permite observar uno de los tramos blandos de coloraciones rojas, donde se pueden diferenciar una capa dura, resistente a la erosión, de color más claro, formada por areniscas y conglomerados, y un tramo inferior, de color rojizo, constituido por lutitas y areniscas.
 

Vista del afloramiento.

Así, en los materiales rojos de la base del afloramiento, podemos observar lutitas y areniscas muy alteradas por bioturbación. En aproximarse se distinguen unos tubos blancos que corresponden a restos de raíces, y que son muy abundantes a techo de las capas de areniscas. Las lutitas se depositaron durante avenidas caudalosas que inundaban áreas extensas a lado y lado de los ríos (zonas de inundación o desbordamiento). Estos sedimentos más finos llegaban en suspensión flotando sobre las aguas turbulentas de las riadas. Cuando la fuerza del agua aflojaba o las aguas quedaban estancadas, estos se depositaban. Las arenas también se depositaban durante las riadas, ya fueran avenidas de mayores dimensiones o en las proximidades del río principal, depositando las arenas que se transportaban en suspensión debido a la turbulencia de la riada. Una vez acabada la riada, quedaba agua estancada en los márgenes del río y en todas las zonas inundadas, y era aquí donde la vegetación podía crecer con mayor frondosidad, como atestiguan los restos de raíces.
 

Tramos finos con bioturbación.

Las capas más duras están formadas por conglomerados y areniscas con pasadas de cantos y gravas. Constituyen los depósitos fluviales por excelencia. La base de la capa es erosiva, lo que indica la capacidad de erosión del sistema fluvial en momentos de avenida. Los materiales más groseros indican momentos de mayor actividad (crecidas más importantes), mientras las areniscas se depositaron durante las crecidas menores. Estos depósitos fluviales no tienen una gran continuidad lateral, y podemos observar como el nivel conglomerático superior (zona fluvial) pasa lateralmente, en dirección a la vía del tren cremallera, a niveles rojos como los que hemos descrito en la parte inferior del afloramiento (zonas de desbordamiento).
 

Nivel de areniscas con conglomerados.
 

Esta parada nos ofrece una buena vista de la alternancia entre los tramos conglomeráticos que resaltan en el relieve y los tramos blandos de color rojo, como el del afloramiento de la carretera, constituido por lutitas rojas, areniscas y conglomerados en canales.
También puede observarse dos desprendimientos, uno más pequeño cercano al “Cavall Bernat” y otro, de mayores dimensiones, ya observado en paradas anteriores, más al Sur, con su canal de desguace, por donde bajaron los bloques, cantos y material rojizo (lutitas y arenas).
 

Vista de afloramiento de detalle y la montaña de Montserrat al fondo.

La vista hacia el Norte nos permite observar que los tramos conglomeráticos van reduciendo su potencia, pasando progresivamente a niveles marinos, que se distinguen por los tramos areniscosos y por la presencia de carbonatos. Estos tramos marinos corresponden a depósitos de frente deltaico de los sistemas fluviales de Montserrat, y se observarán en paradas posteriores.
 

Vista hacia el Norte en la misma parada.
 

Esquema paleogeográfico del extremo meridional de la cuenca central catalana durante el Eoceno medio (Bartoniense). Se distinguen los deltas de Montserrat, a la izquierda, y Sant Llorenç del Munt, a la derecha. En cada sistema deltaico se aprecian los depósitos fluviales conglomeráticos, las areniscas deltaicas y los depósitos lutíticos de prodelta, así como su dirección de procedencia. (Dibujo, Eudald Maestro)

 

Sobre el potente tramo conglomerático sobre el cual se apoya el monasterio de Sant Benet podemos observar los materiales de la “cuña marina” más potente de Montserrat.
 

Situación de la parada.

Depósitos de margas y arenas bioclásticas gris-azuladas, con presencia de algunas capas de areniscas de tormenta (tempestitas) de entre 1 y 15 cm, con bases erosivas y techos irregulares, en las cuales se pueden observar laminaciones de tipo ripple de corriente. Entre la fauna cabe destacar la presencia de foraminíferos y restos de moluscos (pectínidos y ostreídos).
 

Areniscas bioclásticas.

También se encuentran restos vegetales y otras estructuras sedimentarias como cantos blandos en las capas areniscosas. La edad de las rocas es Bartoniense (Eoceno medio).
 

Margas azules y capas areniscosas de tormenta (tempestitas).

Los conglomerados subyacentes disminuyen de grosor hacia el Este, al alejarnos de la montaña.
 

Cuerpo de conglomerados debajo del monasterio de Sant Benet.

Vista de los niveles conglomeráticos superiores.
 

Esquema paleogeográfico del extremo meridional de la cuenca central catalana durante el Eoceno superior (Priaboniense inferior). Se distinguen los deltas de Montserrat, a la izquierda, y Sant Llorenç del Munt, a la derecha. Durante esta etapa, los sistemas deltaicos se retiran, coincidiendo con una época de menor actividad. Los depósitos fluviales conglomeráticos desembocan construyendo pequeños deltas arenosos en una zona de plataforma protegida por una barrera de arrecifes y de barras de arenas carbonáticas. Los depósitos marinos entran progresivamente tierra adentro. (Dibujo, Eudald Maestro)
 

Aquí se continúa observando la cuña marina de la parada anterior, pero en depósitos más proximales y cercanos a la desembocadura del sistema fluvial. Consiste en areniscas con pasadas de cantos, algunos de los cuales están perforados por organismos marinos (esponjas). Los cantos son principalmente de carbonatos, aunque también hay de cuarzo, sílex, etc.  También se pueden observar retos de bioclastos en las arenas con cantos.
 

Arenisca con cantos y bioclastos.
 

En el km 10 aparece una zona de bloques de conglomerados métricos a decamétricos desprendidos de la montaña en periodos pasados (paleodesprendimientos), en la zona del torrente.

 

Desde este punto se puede observar como el nivel conglomerático de debajo del monasterio de Sant Benet se adelgaza hacia el E, y aumenta de potencia hacia la montaña.
 

Adelgazamiento en lateral del nivel conglomerático inferior

En el aparcamiento se puede observar la cuña marina que se viene siguiendo desde la parada 4 en dirección Sur, hacia el monasterio de Montserrat. En la base del ciclo se distinguen margas y areniscas bioclásticas que pasan progresivamente hacia techo a areniscas y conglomerados, en forma de ciclo grano y estratocreciente de frente deltaico del sistema de “Fan delta” de Montserrat. Los ríos que formaban este sistema deltaico provenían del Sur, mientras la cuenca marina estaba situada hacia el Norte, en el lugar que actualmente ocupa la Depresión Central Catalana.
 

Ciclo de frente deltaico proximal, con conglomerados en la parte superior, que representan el avance del canal fluvial.
 

En este punto podemos observar como los depósitos que formaban la “cuña marina” de las paradas 4 a 6 pasan progresivamente a depósitos continentales, de llanura deltaica, formados por areniscas rojas, niveles de areniscas con gravas y finalmente conglomerados en la parte superior del ciclo deltaico.
 

Capas onduladas de areniscas y coglomerados, que pasan progresivamente de coloraciones grises a rojas.

Los cantos conglomeráticos, a veces imbricados y bastante redondeados, son principalmente de carbonato, anque también encontramos de cuarzo, sílex, y algunos de pizarras y esquistos paleozoicos.
 

Cuerpo de barra de desembocadura deltaica, con los depáositos de frente deltaico en la parte inferior y los de canal y llanura deltaica en la parte superior

La fantástica vista nos permite observar el nivel de carbonatos que aflora desde Castellbell i el Vilar  (castillo) y que al acercarse a la montaña de Montserrat pasa a la “cuña marina” que hemos observado en las paradas 4 a 6. Esta evolución en lateral nos permite entender cómo se desarrollaba un “lagoon” durante el Eoceno medio, protegido de la parte marina más abierta por los niveles arrecifales carbonáticos que podremos ver en paradas posteriores, y con los depósitos deltaicos del sitema aluvial de Montserrat, que desembocaban en esta zona marina protegida.
 

Observación de la cuña marina de Montserat, desde Castellbell i el Vilar, donde aflora como un nivel de carbonatos sobre el que se apoya el castillo, que progresivamente desaparece y pasa fa depósitos margosos y finalmente arenosos, al acercarnos a Montserrrat, en zonas de desembocadura del sistema aluvial de Montserrat.

En la parada de la carretera se observan los niveles conglomeráticos que resaltan en el relieve y que en paradas posteriores observaremos cómo evolucionan a depósitos deltaicos marinos. Estos conglomerados, típicamente con bases erosivas, se depositan sobre materiales rojos de la zona de llanura aluvial de inundación.
 

Canal de conglomerados, erosionando capas de arensca y lutitas rojas en ambientes de llanura de inundación. Las areniscas se depositan durante desbordamientos de las avenidas mayores, en forma de deltas de crevasse.

Los conglomerados superiores tienen una edad Eoceno superior y los depósitos frontales de estos ríos ya no son marinos, sino que los sistemas deltaicos a que dan lugar se desarrollan sobre paleolagos que cubrían gran parte de la actual cuenca del Ebro.
 

Vista de los conglomerados superiores de Montserrat, depositados durante el Eoceno superior, en momentos en que el sistema aluvial quedaba encajado en una estrecha franja
 

Los niveles superiores de la montaña de Montserrat
son de edad Eoceno superior, y en ellos los cuerpos de conglomerados de tipo “braided” no están separados por niveles rojos como en la parte inferior de la montaña. La disposición en agujas de los conglomerados permite observar el diaclasado que ha afectado esta montaña.
 

Vista de los niveles superiores de la montaña de Montserrat, de edad Eoceno superior.
 

Se pueden diferenciar distintos tramos en la serie del Eoceno superior (Priaboniense). El Priaboniense inferior está representado por los tramos conglomeráticos del túnel, junto con los niveles rojos, que afloran en las cercanías del monasterio. Durante esta etapa el sistema aluvial de Montserrat iba a desembocar en la cuenca marina situada en la actual Depresión Central Catalana. El Priaboniense medio corresponde al tramo cubierto por la vegetación, donde predominan los materiales arenosos y lutíticos rojos, con algunas pasadas de conglomerados. Durante esta etapa la actividad aluvial era marcadamente inferior, y en la cuenca central catalana se depositaban las evaporitas (sales de Súria, Cardona). El Priaboniense superior viene marcado por un incremento muy importante de la actividad aluvial, con gran sedimentación de conglomerados por ríos trenzados; y la cuenca central catalana había perdido la conexión con el mar, dando lugar a grandes sistemas lacustres endorreicos.
 

La diferenciación entre los niveles conglomeráticos superiores y la serie que tiene debajo se puede hacer visualmente, con la presencia de vegetación en áreas donde los sedimentos corresponden a lutitas y areniscas rojas, como los del afloramiento de detalle que se estudia en esta parada. El tramo inferior presenta cuerpos conglomeráticos que corresponden a sistemas fluviales que depositan parcialmente en la llanura de inundación durante las avenidas mayores. El sistema aluvial de Montserraat tien en este caso una mayor extensión areal que el posteriormente tiene la parte superior de la serie.
 

El afloramiento de detalle de la carretera, de edad Priaboniense inferior, permite observar los tramos rojos, con areniscas y lutitas, y los tramos conglomeráticos.
El tramo rojo está formado por capas de areniscas de 5 a 50 cm de potencia, alternando con niveles lutíticos. Son típicas las marcas verticales dejadas por raíces propias de la llanuara de inundación aluvial. Estas trazas verticales tienen coloraciones de alteración amarillas a blancas. La gran actividad pedogenética de las plantas hace que en algunos niveles no puedan observarse las estructuras sedimentarias de los cuerpos de arenisca.
 

Vista de los niveles lutíticos rojos, con capas de limos y areniscas, y afectados por bioturbación vertical de raíces, en ambientes de llanura de inundación

Dentro del tramo rojo, en la bajada de la carretera alejándose del monasterio de Santa Cecilia hacia Montserrat, pueden observarse acumulaciones de capas de arenisca, de 3 a 25 cm de grosor, en paquetes de hasta 1,5 metros, sin lutitas. Son capas que se adelgazan lateralmente. En los lugares donde disminuye su espesor pueden observarse muchas marcas de raíces. Estos depósitos arenosos son propios de zonas de la llanura de inundación donde en momentos de grandes avenidas el río principal rompe los márgenes y deposita en las áreas laterales las areniscas (“crevasse couplets”). Al alejarnos de la zona donde deposita el material más grosero durante las avenidas más importantes, aumenta la presencia de lutitas, así como las marcas de raíces, ya que las plantas tenían más facilidad para crecer.
 

Vista de los depósitos de la llanura de inundación del sistema aluvial de Montserrat, con capas de arenisca entre niveles lutíticos rojos, afectados por bioturbación vertical producto de las raíces.

Delante del monasterio también se puede observar dentro de este tramo rojo otra acumulación de capas de areniscas con poca lutita que formarían otro cuerpo de “crevasse couplet”, en este caso con el canal de conglomerados con clara base erosiva situado en el medio del tramo. Son depósitos típicos de llanura de inundación.
 

Canal de conglomerados y depósitos de margen de canal y de desbordamiento (crevasses)

En los tramos conglomeráticos se pueden observar canales trenzados producidos por multitud de avenidas, en cuerpos de 2 a 3 metros, separados por niveles de finos rojos de hasta 1,2 m de grosor. Los cantos son de carbonato, bien redondeados (lo que indicaría un transporte de los mismos por los ríos de unos cuantos kilómetros), de pizarras, liditas, corneanas, esquistos verdes, provenientes del Paleozoico de los Catalánides y también de granito. Los canales tienen bases erosivas múltiples.
 

Canales conglomeráticos trenzados, depósitados durante las grandes avenidas, y separados por pasadas lutíticas rojas, que indican los momentos de menor actividad del sistema.

En las barras más pequeñas, formadas por conglomerados con matriz de tamaño arena muy grosera a microconglomerado, se pueden observar cantos imbricados con paleocorrientes hacia el Norte. Encima de estas barras disminuye el tamaño de grano, apareciendo arenas y gravas. Estos cuerpos indican que fueron debidos a diferentes avenidas, estando cada avenida marcada por un incremento del tamaño de grano.
 

Base erosiva de un canal de conglomerados sobre areniscas rojas (depósitos de margen de canal y desbordamiento)

Evolución del sistema aluvial de Montserrat durante la parte media del Eoceno superior, con la formación de deltas de crevasse y "sheet deltas" en la zona de llanura de inundación.
 

Esquema paleogeográfico del extremo meridional de la cuenca central catalana durante el Eoceno superior (Priaboniense medio). Se distingue el sistema conglomerático aluvial de Montserrat, que desemboca en una llanura deltaica, o incluso en el sistema lacustre existente en la zona central de la cuenca catalana. (Dibujo, Eudald Maestro)
 

Vista de algunos de los desprendimientos típicos de la montaña de Montserrat, con el canal de desguace de un desprendimiento y la vista de la marca dejada por otro.
 

Desprendimientos en la montaña de Montserrat

Observación de los conglomerados superiores de la montaña de Montserrat (unidad Sant Jeroni), con predominio casi exclusivo de los depósitos conglomeráticos, y sedimentados en una franja estrecha cerca del cabalgamiento del Bruc.
 

Esquema paleogeográfico del extremo meridional de la cuenca central catalana durante el Eoceno superior (Priaboniense superior). Se distingue el sistema conglomerático aluvial de Montserrat, circunscrito en una pequeña franja de terreno, el cual desemboca en sentido oeste a noroeste, en una llanura deltaica, o incluso en el sistema lacustre existente en la zona central de la cuenca catalana. Durante este periodo se sedimentaron los conglomerados superiores de Montserrat (o unidad Sant Jeroni). (Dibujo, Eudald Maestro).
 

En esta parada se observan diferentes desprendimientos en la parte superior de la montaña, así como muchos de los escombros que se han sacado de algunos de estos desprendimientos recientes.
 

Escombros procedentes de la limpieza de desprendimientos.

En el afloramiento de la carretera se pueden estudiar los depósitos propios de una llanura de inundación aluvial parecidos a los de la parada 9, con capas de arenisca que representan desbordamientos únicos (“crevasses”) o múltiples (“crevasse couplets”), con presencia abundante de marcas de raíces fósiles, principalmente en áreas donde predominan las lutitas o en áreas donde se reduce la potencia de las areniscas.
 

Canal de conglomerados y depósitos de deltas de crevasse (capas de arenisca) y de desbordamiento (lutitas rojas), propios de la llanura aluvial de inundación.

A techo de las areniscas se puede un observar proceso de carbonatación producto de la circulación de aguas muy calcáreas por entre las raíces (caliche).
 

Detalle de las bioturbaciones por raíces en las capas de areniscas.
 

Tramo de coloraciones ocres, debajo de los niveles rojos que afloran desde el coll del Bruc a lo largo de la carretera BP-1101 y desde el cruce de la misma con la BV-1123 hacia Marganell.
 

Depósitos arenosos de un delta lacustre.

Se trata de capas areniscas ocres de granulometria fina, planoparalelas, que a escala de afloramiento compensan sus morfologías. Presentan laminación cruzada planar de alto régimen de flujo. También se observan algunas pasadas de gravas dentro de las areniscas.
 

Detalle de las areniscas con laminaciones.

Las areniscas presentan ocasionalmente deformaciones por escape de agua. Son frecuentes las bioturbaciones de tipo “burrow” verticales producidas por un solo tipo de organismo.
 

Bioturbaciones en las capas de arenisca

En la base del tramo afloran calizas con marcas de raíces y restos vegetales.
 

Mudstones carbonáticos.

Estos sedimentos se depositaron bajo condiciones reductoras en una zona con una columna de agua constante y suficiente. Se trataría de depósitos deltaicos lacustres (areniscas) y depósitos carbonáticos palustres en la base, lo que indicaría una profundización de la zona lacustre. Son de edad Eoceno final (Priaboniense superior).
 

En la base del afloramiento aparece un canal de areniscas rojas a blancas y conglomerados de hasta 4,5 metros de potencia. Los conglomerados se disponen a techo del canal, y presentan cantos de carbonatos principalmente, pero también de cuarzo, esquistos, pizarras, etc. Las areniscas se encuentran afectadas por procesos pedogenéticos.
 

Canal de areniscas y conglomerados y paso latral al margen del canal y a la llanura de inundación.

Lateralmente, y siguiendo la carretera los conglomerados disminuyen progresivamente de tamaño de grano, pasando primero a gravas y posteriormente a areniscas. Asimismo, las areniscas que aparecen en la base del canal también disminuyen de granulometría, pasando a limos. Todo el cuerpo descrito disminuye de potencia en lateral.
 

Detalle de las areniscas con gravas

Esto indicaría el paso progresivo desde un canal fluvial a las facies de desbordamiento, desde la zona de dique (levee) hasta la llanura de inundación, donde aparecen los sedimentos más finos. En toda la zona de desbordamiento son habituales las bioturbaciones por raíces, ya que en los márgenes del canal es la zona más propensa para la existencia de plantas.
 

Depósitos de margen de canal. Las capas de arenisca se adelgazan lejos del canal. Presentan marcas de raíces.

A techo de este canal y de su desbordamiento aparecen depósitos típicos de llanura de inundación aluvial, con capas de limos y arenas finas, muy bioturbadas por procesos pedogenéticos. Tambien afloran algunos niveles de caliche.
 

Depósitos lutíticos de llanura de inundación

A techo del afloramiento aparece un nuevo canal de conglomerados, con base erosiva y cantos hasta 12 cm de diámetro.
 

Depósitos lutíticos rojos de llanura de inundación y canal de conglomerados a techo.

En este afloramiento pueden observarse sedimentos finos pedogenizados, de coloraciones principalmente rojas, propios de una llanura aluvial.
 

Vista general del afloramiento, con los depósitos propios de una llanura de inundación: las lutitas rojas y las capas de arenisca.

Estos sedimentos corresponden a niveles de lutitas rojas y blancas, muy afectadas por bioturbación de raíces (paleosuelos), que contienen capas de areniscas de granulometrías muy finas, algunas de las cuales llegan a estar marmorizadas por los procesos pedogenéticos de las plantas. Las capas de areniscas tienen una cierta continuidad lateral, y suelen ser muy planoparalelas, lo que indicaría unas condiciones de sedimentación propias de unas llanuras extensas donde llegarían avenidas ocasionales con sedimento más grosero (areniscas). Durante las avenidas quedaría agua estancada y permitiría el crecimiento de las plantas y la formación de los paleosuelos.
 

Capas de arenisca de granulometría fina producto del desbordamiento durante épocas de avenidas mayores (depósitos de crevasse)

En esta parada, si el día lo permite, podemos tener buenas vistas de la montaña de Montserrat.
 

Vista panóramica de Montserrat
 

Esta parada se divide en cuatro tramos claramente diferenciados. El primero se encuentra bajando por la carretera hasta el punto situado debajo de la torre de alta tensión. Los otros tres se encuentran siguiendo la carretera hasta el aparcamiento con el letrero. En conjunto se trata de un ciclo regresivo, con los depósitos marinos más distales en la base y depósitos continentales a techo.
 

[CAPTION]Vista general de la capa caliza coralinoalgal, interpretada como un arrecife de gran continuidad lateral.[/CAPTION]

Bajo la torre de alta tensión aflora una capa dura de hasta 4 metros de potencia. Es una caliza bioconstruida por corales y algas, con fauna diversa (moluscos, briozoos…). Esta capa se interpreta como un arrecife coralino-algal, y tiene una gran continuidad lateral, formando una barrera. Lateralmente, hacia la montaña de Montserrat pasa a los niveles de las paradas 4 a 6 (“cuña marina” de Montserrat).
 

Detalle de la capa calcárea, constituída por corales, algas y otra fauna.

Sobre esta capa aflora un tramo con coloraciones grises que presenta arenas y lutitas con gravas de cantos redondeados de carbonatos, también muy rico en bioclastos (bivalvos, corales, etc.) y bioturbaciones tipo “burrow”. Son depósitos marinos someros, propios de zonas protegidas de la acción de las olas y corrientes más importantes. Representaría los sedimentos propios de la zona protegida de la barrera arrecifal (lagoon).
 

Subiendo en la serie aumenta el contenido en gravas, formando ciclos granocrecientes, propios de deltas en la zona lagunar, delante de la desembocadura de los sistemas fluviales provenientes de Montserrat. El segundo ciclo granocreciente de barras de desembocadura deltaica se inicia con areniscas muy finas y limos, con abundantes burrows y fragmentos de corales, bivalvos y fauna diversa (arenas carbonáticas).
 

Bioturbación en las areniscas
 

Presencia de fauna en las areniscas

A medida que subimos en la serie, van aumentando las capas de areniscas sobre las lutitas, hasta llegar a un cuerpo conglomerático de unos 11 metros. Contiene cantos rodados predominantemente calcáreos, aunque con presencia de cantos de cuarzo, liditas, areniscas del Buntsandstein, esquistos y pizarras del Paleozoico y granito. Forman diversos ciclos acrecionales, producto de la progradación de los sistemas fluviales (conglomerados) sobre los depósitos marinos. Los niveles de conglomerados de las bases de los ciclos aparecen lavados, con poca matriz, debido a los procesos de oleaje que ponía en suspensión los sedimentos más finos. La dirección principal de progradación es hacia el Norte. A techo de este tramo conglomerático afloran lutitas y areniscas finas de coloraciones rojas, que indicarían la progradación final de las facies continentales sobre las marinas. Se interpreta como un fan delta conglomerático que prograda sobre la zona protegida de lagoon anteriormente descrita.
 

Base de una capa de conglomerados
 

Estratificación y acreción en los conglomerados
 

Finas pasadas de lutitas rojas en el tramo superior de los niveles conglomeráticos.[

Finalmente, la serie aflorante permite observar lutitas rojas con canales de conglomerados, de origen fluvial, lo que indicaría que los depósitos continentales han avanzado progresivamente hacia el Norte. Serían los sedimentos propios de la llanura aluvial.
 

Lutitas rojas con capas de arenisca y canales de conglomerados. Depósitos de llanura de inundació
 

Esquema paleogeográfico del extremo meridional de la cuenca central catalana durante el Eoceno superior (Priaboniense inferior). Se distinguen los deltas de Montserrat, a la izquierda, y Sant Llorenç del Munt, a la derecha. Durante esta etapa los sistemas deltaicos se retiran, correspondiendo con un momento de menor actividad. Los depósitos fluviales conglomeráticos desembocan construyendo pequeños deltas arenosos en una zona de plataforma protegida por una barrera de arrecifes y de barras de arenas carbonáticas. Los depósitos marinos entran progresivamente tierra adentro. (Dibujo, Eudald Maestro).
 

Esquema paleogeográfico de la cuenca central catalana durante la base del Eoceno superior (Priaboniense inferior). (Dibujo, Eudald Maestro)
 

Vista de la montaña de Montserrat, siguiendo por la carretera en dirección a Marganell.

 

Cuerpo deltaico arenoso (frente deltaico) sobre depósitos finos de prodelta. Las primeras capas de arenisca están afectadas por procesos de deformación “in situ” en forma de estructuras “balls and pillows”.
 

Vista general del afloramiento. En la base aflora una potente serie arcillosa, que presenta intercaladas algunas capas de arenisca y capas de limolitas. A techo aflora el tramo areniscoso, que representa depósitos de frente deltaico distal

Las estructuras de “balls and pillows” son debidas a la carga del sedimento grosero (arenas) sobre los sedimentos finos (arcillas), los cuales fluyen hacia arriba afectando las arenas subconsolidadas.
 

En las capas de arenisca se pueden observar estructuras de tipo pillow, debidas al movimiento plástico de las arcillas, hacia todas direcciones aunque mayoritariamente hacia arriba, que distorsionan las capas de arenisca semiconsolidadas.

Estas entradas de arcilla se pueden observar en los laterales de las estructuras de tipo “pillow”.
 

Estructuras de tipo "ball and pillow", con las entradas de arcilla deformando localmente las capas de arenisca mientras estan subconsolidadas.

El cuerpo arenoso con niveles de conglomerados que aflora encima de los niveles deformados representa los depósitos de frente deltaico.
 

Detalle del tramo arenoso de frente deltaico, con un pillow de grandes dimensines en la base

Entre la parada 15 y la parada 16 (km 8-9 de la carretera BV-1123) afloran extensamente los depósitos finos de prodelta.
 

Esquema paleogeográfico del extremo meridional de la cuenca central catalana durante el Eoceno medio (Bartoniense). Se distinguen los deltas de Montserrat, a la izquierda, y Sant Llorenç del Munt, a la derecha, con sus depósitos fluviales conglomeráticos, deltaicos arenosos y lutíticos del prodelta. (Dibujo, Eudald Maestro)

Cuerpo deltaico constituido por capas de arenisca depositadas en el frente deltaico de una barra de desembocadura, sobre depósitos finos de prodelta.
 

Vista del afloramiento de una barra de desembocadura deltaica sobre materiales arcillosos de prodelta.

El prodelta, que se observa bajando por la carretera, está constituido por arcillas gris azuladas, muy carbonáticas, que presentan forma bolar.
 

Vista de otra barra de desembocadura deltaica sobre arcillas del prodelta.

Las capas de arenisca forman barras de desembocadura, y a escala de afloramiento puede observarse la morfología de las dunas y la compensación entre capas. Tienen una granulometría de arena fina a muy fina, ocasionalmente con alguna pasada de arena media. Presentan laminaciones tractivas de alto régimen de flujo (cruzada planar) y ripples a techo. En algunas capas puede observarse la estratificación cruzada de tipo hummocky, debida a procesos de oleaje más violentos (tormentas).
 

Capas de areniscas de la barra de desembocadura deltaica, con morfología de duna y compensándose unas con otras.
 

Detalle de una morfología de duna en una capa de arenisca de la base del cuerpo arenoso deltaico

Otras estructuras sedimentarias consisten en cantos blandos, bases erosivas en algunas capas y bioturbaciones, en la forma de burrows tanto horizontales como verticales.
 

Cantos blandos en una capa de arenisca.
 

Laminaciones cruzadas de tipo ripple i planar, en capas de arenisca de frente deltaico, bioturbadas, con estructuras de tipo burrow.

Mientras se atraviesa el pueblo de Marganell, por la carretera, siguiendo hasta la próxima parada, se pueden distinguir los cuerpos de barras de desembocadura deltaica sobre los materiales lutíticos de prodelta, cada vez más abundantes.

 

Espectacular afloramiento de las facies de prodelta inferior y talud.
 

Vista de los potentes depósitos lutíticos de talud. en ellos se distinguen unas unidades menores, formadas por capas de areniscas y lutitas, que representan los canales o depresiones existentes en el talud, que comunican áreas somas del delta con áreas profundas de la cuenca.

Se distingue una potente serie lutítica, formada principalmente por arcillas carbonáticas gris-azuladas, sedimentada en áreas distales del sistema deltaico de Montserrat, en profundidades entre 15 y más de 50 m. Comprendía losa ambientes deposicionales de el prodelta inferior y de talud. Lateralmente puede correlacionarse con la entrada marina encontrada en la subida a Montserrat, y concretamente en las paradas 4 a 6.
 

Forma del relleno de un canal en ambientes de prodelta inferior a talud, con capas limosas y arenosas.

Entre las lutitas aparecen unos cuerpos constituidos por capas de arenisca sedimentadas en pequeñas depresiones formadas debido a la erosión causada por las corrientes turbidíticas que bajan desde áreas someras del frente deltaico hasta zonas profundas. Estas depresiones tienen morfología de grandes canales. El relleno de estos canales son las capas turbidíticas de arenisca depositadas por las corrientes de turbidez que circulaban por encima de ellos durante las avenidas fluviales mayores.
 

Detalle de los canales rellenos de capas de areniscas turbidíticas.

Observación de una inestabilidad sinsedimentaria a gran escala.

Vista del afloramiento a finales de los años 80, con menos vegetación que actualmente.

Fragmento de un cuerpo deltaico de barra de desembocadura que ha deslizado sobre una superficie lutítica, tras quebrarse del cuerpo deltaico. El deslizamiento se realiza sobre una falla lístrica sinsedimentaria, quedando frenado en la zona lutítica del prodelta superior, el cual aflora por debajo.
 

[Vista actual del afloramiento, donde aún puede observarse la superficie de deslizamiento del bloque deltaico superior sobre las lutitas del prodelta.

Puede observarse el cuerpo deltaico “in situ”, formando un ciclo grano y estratocreciente de barra de desembocadura. En las cercanías del deslizamiento, las capas de arenisca aparecen deformadas como “balls and pillows”.
 

Detalle del bloque deltaico deslizado.

Inestabilidades a gran escala.
 

Esquema gráfico de una inestabilidad a gran escala como la del afloramiento, relacionada con fallas lístricas sinsedimentarias que provocan la deformación en lutitas del prodelta y arenas del frente deltaico, así como el deslizamiento de grandes segmentos de la plataforma deltaica. (Dibujo, Eudald Maestro)

Cuerpo arenoso formado por barras de desembocadura deltaica, con espesores entre 3 y 80 cm, mostrando la forma de dunas que se compensan entre ellas; contienen ripples de oleaje y también se observa la presencia de cantos blandos.
 

Afloramiento de la carretera. Ciclo deltaico, con las facies de profundidad (prodelta) en la base y los depósitos arenosos de frente deltaico encima. Los materiales lutíticos, que contienen capas de arenisca, se encuentran deformados, debido a movimientos plásticos sinsedimentarios. Estas inestabilidades están asociadas a fallas lístricas y dan lugar a depresiones de tipo "gully", en áreas frontales de los ssitemas deltaicos.

La base de este cuerpo de areniscas aparece afectada por inestabilidades sedimentarias, producidas tanto durante la sedimentación como durante el proceso de consolidación.
 

Los depósitos areniscosos de frente deltaico tambien aparecen deformados por la base, debido a que fueron sedimentados durante los movimientos pásticos de los niveles lutíticos prodeltaicos.

Los depósitos que afloran debajo están constituidos por lutitas grises con capas de arenisca de poca continuidad lateral, tanto en forma de canal como de duna. Todos estos materiales se encuentran afectados por movimientos plásticos y aparecen deformados (“slumping” incipiente o con estructuras tipo “balls and pillows”).
 

El frente deltaico está constituído por barras de desmbocadura en forma de dunas, que se compensan unas con las otras.

El contacto entre el tramo arenoso y el tramo lutítico corresponde a una discordancia local debida al deslizamiento del cuerpo arenoso (parecido al del afloramiento de la parada 19) sobre el nivel lutítico, mucho más plástico y viscoso, el cual se deforma por el movimiento de deslizamiento conjuntamente con el tramo arenoso superior. La base corresponde a una falla lístrica sinsedimentaria.
 

Vista del alforamiento superior, con un cuerpo arenosos de frente deltaico, dispuesto encima de lutitas plásticas del prodelta, y afectado por inestabilidades sinsediment`arias.

Interpretación de las inestabilidades deltaicas.
 

Esquema gráfico de distintas inestabilidades sedimentarias en áreas frontales del sistema deltaico, como la formación de gullies, coladas fangosas, deslizamientos, etc. (Dibujo, Eudald Maestro)