ACTA GEOLOGICA HISPANICA, v. 29 (1994), no"-4, p. 39-53 (Pub. 1996) Estructura y evolución geodinámica del extremo noreste del margen continental catalán durante el Neógeno T. MEDIALDEA*, J. T. VÁZQUEZ** y R. VEGAS* 'kDepartamento de Geodinámica. Fac. Ciencias Geológicas. Universidad Complutense. E-28040-Madrid **Departamento de Estructura y Propiedades de los Materiales. Fac. de Ciencias del Mar. Universidad de Cádiz. E-1 1510- Puerto Real (Cádiz) RESUMEN A partir de la interpretación de una red de perfiles sísmicos de re- flexión multicanal, se ha efectuado un estudio de la estructura y evolu- ción geodinámica durante el Neógeno del margen continental noro- nental de la Península Ibérica, entre los cabos de Bagur y Creus. Las principales estructuras consisten en una serie de altos, fosas y semifo- sas que se encuentran asociadas a dos familias de fallas: NE-SO a N-S y NO-SE a ONO-ESE. En relación con esta última dirección destacan las fosas de Rosas y Bagur. Estas cuencas se encuentran rellenas por depósitos neógeno-cuatemarios, en los que ha sido posible diferenciar varias unidades (Unidad del Oligoceno (?)-Mioceno inferior, Unidad del Mioceno medio-Mioceno superior y Unidad del Pliocuaternario). Dentro de la evolución geodinámica propuesta para el área se pueden diferenciar dos etapas: la primera (Oligoceno superior-Burdigaliense), corresponde al periodo de "rifting" desarrollado en el Mediterráneo no- roccidental, en el que la extensión se acomodó mediante un sistema de fallas normales (dirección NE-SO) y fallas transfer (dirección NO-SE). La segunda etapa (Tortoniense-actualidad) se caracteriza por un cierto bloqueo de los procesos extensionales sobre el sistema NE-SO, mien- tras que se favorece el movimiento tensional del sistema NO-SE. Palabras clave: Estructura. Margen Continental. Evolución Geodiná- mica. Mediterráneo noroccidental. ABSTRACT Neogene structure and geodynamic evolution of the NE end of the catalan continental margin. The neogene structure and geodynamic evolution of the continen- tal margin between the Cape Bagur and the Cape Creus, has heen stu- died by means of multichannel seismic profiles. This structure is ex- plained in a regional geodynarnic framework: the opening of the Western Mediterranean and the changes of the relative motion between the European and Afncan plates (NNE in the Latest Oligocene and NO in the Tortonian age). Major margin structures consist of a set of structural highs, grabens and semigrabens infilled by Neogene-Quaternary sediments, whose thicknesses range from 400 m near the coast to 4.000 m in the conti- nental slope. This structures are associated to NE-SW to N-S and NW- SE to WNW-ESE fault systems. The NE-SW to N-S system produces the structural configuration of the continental margin and the KW-SE to WNW-ESE is associated to the main basins: Rosas and Bagur. Three main units have been differenciated in the seismic profiles overlying a pre-Neogene basement: the two lowest units (Oligocene?- Lower Miocene and Middle-Upper Miocene units) are associated with the development of neogene deposits, whilst the third consist of post- Messinian deposits (Plio-Quaternary unit). The proposed geodynamic evolution of the area includes two sta- ges: (1) latest Oligocene-Burdigalian rifting where extensión was acco- modated by NE-SW normal faults and NW-SE transfer faults related to the Burdigalian drifting, (2) Tortonian to Present stage characterized by the blocking of the NE-SW faults and the extensional development of the NW-SE fault trend. Each stage involves a basin geometry and a sty- le of faulting. Keywords: Structure. Continental Margin. Geodynamic Evolution. Northwestem Mediterranean. La zona objeto de estudio constituye, dentro del Mediterráneo noroccidental, el enlace entre la Cuenca Liguro-Provenzal y el Surco de Valencia (Fig. IA). El origen y evolución de las cuencas neógenas del Mediterráneo noroccidental ha sido objeto de numerosos estudios en los últiimos años. Estos trabajos indican que después de la tectónica compresiva alpina de edad cretá- cica superior-paleógena, la evolución del Mediterráneo occidental viene marcada por el episodio generalizado de vifting de finales del Oligoceno-Mioceno inferior. Este episodio es el principal responsable de la apertura del Mediterráneo noroccidental y de la formación de una se- rie de cuencas y umbrales que han determinado la es- tructura del margen (Rehault et al., 1985; Fontboté et al., 1990; Roca y Desegaulx, 1992; Vegas et al., 1980; Roca, 1992; Vegas, 1992). En una primera etapa de la fase extensiva, que da lu- gar a la estructuración del margen continental, se produ- ce la rotura del basamento preneógeno por rifting para formar horsts, grabens y semigrabens, limitados por fa- llas normales y rellenos de sedimentos oligo-miocenos. Esta fase de vifting, que se extiende desde el Oligoceno superior al Aquitaniense, se propagó desde el golfo de León hacia el sur (Pirineos orientales, Cadenas Costero Catalanas y golfo de Valencia Vegas et al., 1980). Con posterioridad una fase de "drifting" (Burdigaliense) cau- só la formación de corteza oceánica en el Mar Ligur y la deriva hacia el este del bloque corso-sardo, mientras que en el margen valenciano-catalán, la fase de rifting se pro- logó hasta el Burdgaliense (Bartrina et al., 1992). Los es- tudios geofísicos realizados (flujo térmico, sísmica de re- fracción, etc.) a través de los márgenes del golfo de León y Cerdeña indican que la apertura fue asimétrica (Burrus y Audebert, 1990). La historia postrift se caracteriza por una fuerte subsidencia regional, que llevo a la progresiva construcción de márgenes progradantes (Rehault et al., 1985; Bessis, 1986; Burrus y Foucher, 1986; Burrus y Audebert, 1990; Mauffret et al., 1992; Roca, 1992). A partir de los registros sísmicos de reflexión se ha observado que la estructura general del margen del golfo de León (Lefevbre, 1980) corresponde a un sistema neó- geno de horsts y grabens limitado por fallas normales de orientación ENE-OSO a NE-SO (Fig. 1B). Las cuencas se encuentran sobreimpuestas a un sustrato de edad me- sozoica o paleozoica. Estas cuencas son análogas al sis- tema de horsts, girabens y semigrabens limitados por fa- llas NE-SO a ENE-OSO, que caracteriza las Cordilleras Costero Catalanas (semigraben del Vallés-Penedés y horst del Garraf- Montnegre) y el margen continental ad- yacente (Mauffret, 1976; Stoeckinger, 1976; IGME, 1986; ITGE, 1989; Bartrina et al., 1992, ITGE, 1994). Las fallas principales de dirección NE-SO y ENE-OSO parecen corresponder a antiguas fallas direccionales si- nestrosas de edad paleógena posteriormente reactivadas como normales (Fontboté, 1954; Anadón et al., 1979; Anadón et al., 1985). También ha sido cartografiado un segundo sistema de fallas de dirección NO-SE; un ejem- plo sería la falla del Llobregat, que divide en dos partes el semigraben del Vallés-Penedés de orientación NE-SO (Bartrina et al., 1992), y que se continúa en el margen continental (ITGE, 1989). Esta falla actuó como dextro- sa durante la deformación compresiva paleógena, mien- tras que durante la extensión neógena funcionó como fa- lla normal (Guimerá, 1988). El objetivo de este trabajo es el estudio de la estructu- ra del extremo noreste del margen continental catalán, en el que, a diferencia de los márgenes adyacentes antes des- critos, la dirección NO-SE es la responsable de la forma- ción de las principales fosas. Además se planteará un mo- delo de evolución geodinámica del área de estudio dentro del marco regional del Mediterráneo noroccidental. El estudio se ha llevado a cabo a partir del análisis e interpretación de más de 1.600 km de registros de sísmi- ca multicanal comercial (Fig. 2A), obtenidos a lo largo de varias campañas de exploración geofisica efectuadas por distintas compañías de petróleo: GEOREX IBERICA (1973) , WESTERN GEOPHYSICAL (1976), ENIEPSA (1977), UNION TEXAS (1981) y CHEVRON (1981). GEOLOGÍA DE LA ZONA EMERGIDA En la zona emergida adyacente al margen se encuen- tran representados tres dominios geológicos bien dife- renciados (Fig. 3): la extremidad oriental de los Pirineos, las estribaciones septentrionales de la Cadena Costero Catalana y, finalmente, la Depresión del Ampurdán. La dirección general de fracturación neógena en el área emergida es la NO-SE, aunque en menor proporción apa- recen también fallas de dirección NE-SO. El conjunto de fracturas NO-SE han dado lugar a la individualización de la Depresión del Ampurdán. La extremidad oriental de los Pirineos comprende unidades cabalgantes de orientación E-O y NO-SE, diri- gidas hacia el Sur. Pueden diferenciarse dos sectores: el septentrional, que incluye el Pirineo axial y está formado por láminas cabalgantes principalmente paleozoicas, y el J l r _ l ..... meridional, en el que las láminas están formadas por ro- cas del Mesozoico y Paleógeno. Entre éstas últimas des- taca el cabalgamiento de Figueras-Montgrí, que incluye los afloramientos del Macizo de Montgrí y los existentes en el entorno de Figueras (Depresión del Alto Arnpurdán), cuyo emplazamiento final parece corres- ponder a movimientos intraoligocenos (IGME, 1983). La terminación septentrional de las Cadenas Costero Catalanas está representada por formaciones paleozoicas junto a formaciones paleógenas pertenecientes ya a la Cuenca del Ebro, que se sitúan al este de la terminación septentrional del Macizo de las Gavarres. l La Depresión del Ampurdán es una fosa tectónica ori- ginada durante el Neógeno por el hundimiento y bascula- miento de varios bloques del zócalo, que incluyen unida- des mesozoicas y frecuentemente paleógenas. El relleno Figura 1. A. Situación del área de estudio dentro del Mediterráneo oc- cidental y su relación con las cadenas alpinas circundantes. Cadenas Alpinas A: Alpes; Ap: Apeninos; B: Beticas; CI: Cordillera Ibérica; L: Golfo de León; MA: Mar de Alborán; ML: Mar Ligur; MT: Mar Tirreno; P: Pirineos; R: Rif; T: Tell; V Surco de Valencia; Las líneas discontinuas indican las zonas de corteza continental muy adelgazada o corteza oceánica. B.- Principales estructuras neógenas en el margen continental del norte de Cataluña y Golfo de León. Leyenda-1: Neogeno-Cuatemario; 2: Afloramientos volcánicos neógeno-cuaterna- rios; 3: Fallas neógenas; 4: Alineamientos transfer; B: Barcelona; M: Marsella. 1: Cuenca del Valles-Penedes; 2: Horst del Garraf- Montnegre; 3: Cuenca de La Selva; 4: Cuenca del Ampurdán; 5: Cuenca del Rosellón; 6: Macizo de la Garrocha; 7: Macizo de las Gavarres; 8: Macizo del Montgri; 9: Cuenca del Languedoc. Figure 1. A. Location of the studied area in the Western Mediterranean and its relation with the surrounding alpine belts. Alpine belts-A: Alps; Ap: Apennines; B: Betics; CI: Iberian Range; L: Gulf of Lion; MA: Alboran Sea; ML: Ligurian Sea; MT: Tyrrhenian Sea; P: Pyrenees; R: Rif; T: Tell; V Valencia Trough. Discontinous lines indicates oceanic or extremely thinned continental crust. B.- Main Neogene structures in the Catalan continental margin and Gulf of Lion. 1: Neogene-Quaternary; 2: Neogene-Quatemary volcanic outcrops; 3: Neogene faults; 4: Transfer alignements; B: Barcelona; M: Marsella. 1: Valles-Penedés Basin; 2: Garraf-Montnegre Horst; 3: La Selva Basin; 4: Ampurdán Basin; 5: Rosellón Basin; 6: La Garrocha Massif; 7: Las Gavarres Massif; 8: Montgn Massif; 9: Languedoc Basin. de la cuenca incluye materiales miocenos y pliocenos con espesores próximos a los 900 m (Guimerá et al., 1992). Los materiales más antiguos del relleno sedimentano de la fosa, según el sondeo GEOT-1 (situado a unos 7 km de la costa), son de edad Tortoniense (Fleta y Escuer, 199 l), aunque debe indicarse que el sondeo se perforó sobre una zona relativamente elevada de la cuenca (Guimerá et al., 1992). La estructura principal de la fosa sigue una red de fallas NNO-SSE y NO-SE (Fleta y Escuer, 1991), aunque también existen fracturas de dirección NE-SO. La com- partimentación de la Cuenca del Ampurdán empezó a principios del Neógeno (Agustí et al., 1990) y continúa durante el Neógeno acompañada por efusiones volcáni- cas. La actividad tectónica de las fallas que constituyen esta fosa afecta a los materiales miocenos y en menor medida a los pliocenos, si bien lo suficiente como para datar, al menos como Plioceno, el último movimiento de estas fracturas (Fleta y Escuer, 199 1). O 20 km & - . . . I \ Cohonos ~"bmorlnor Figura 2. A: Situación dc las líneas sismicas estudiadas y sondeos (Rosas 1-1 y Rosas 1-2). B: Mapa batiniétrico y situación de los perfiles A, B, C y D mostrados en las figuras 4 y 5. CLD : Cañón de Lacaze-Duthiers; CCC: Cañón de cabo de Creus; VE: Valle de La Escala. Figure 2. A: Location of the studied seismic lines and well sites (Rosas 1-1 and Rosas 1-2). B: Bathymetric map and location of the seismic lines A, B, C and D, shown on figures 4 and 5. CLD: Lacaze-Duthiers Canyon; CCC: Cabo de Creus Canyon; VE: La Escala Valley. El volcanismo, de edad Mioceno medio-actualidad, se concentra en las cuencas de La Selva y el Arnpurdán y en el Macizo de la Garrocha. Este volcanismo está re- presentado por rocas basálticas alcalinas y se caracteriza por tratarse de erupciones fisurales, asociadas a una tec- tónica extensional, que se distribuyen según una direc- ción NO-SE (López Ruiz y Rodríguez Badiola, 1985; Martí et al., 1992; Vegas, 1994). CARACTER~STICAS GENERALES DEL MARGEN CONTINENTAL La línea de costa, que a lo largo de las Cadenas Costero Catalanas está orientada según una dirección NE-SO, presenta una fuerte inflexión en la zona de estu- dio, adoptando una orientación aproximada N-S. La pla- taforma continental es de carácter progradante, siendo su anchura máxima y mínima de 20 y 2 km respectivamen- te, frente al golfo de Rosas y cabo de Creus. La anchura se reduce notablemente en relación a los márgenes adya- centes (ITGE, 1989) y su superficie es relativamente in- clinada, localizándose su borde a unos 150-200 m (Fig. 2B). Es importante destacar la presencia de dos cañones submarinos de dirección NO-SE: cabo de Creus y Lacaze-Duthiers, cuyas cabeceras controlan la ruptura de la plataforma, que se sitúa a profundidades variables en- tre 120-200 m (ITGE, 1994). La batimetría no refleja la estructura del margen en profundidad, dado el gran espesor del relleno sedimenta- rio existente (Fig. 3). A partir de la interpretación de los registros sísmicos, se reconoce que la estructura del mar- gen en profundidad viene marcada por la existencia de dos importantes cuencas orientadas NO-SE: la Cuenca de Rosas y la Cuenca de Bagur, además de una serie de altos, entre los que destaca el de cabo de Creus. El análisis de los perfiles sísmicos permite distinguir un basamento acústico, recubierto por un relleno sedi- mentario en el que se han podido diferenciar tres unida- des: unidad del Oligoceno (?)-Mioceno inferior, unidad del Mioceno medio-superior y unidad del Pliocuaterna- rio (Fig. 4 y 5). En general, el espesor de este relleno aumenta hacia el E, desde unos 400 m cerca de la costa hasta 4.000 m en el límite de la plataforma continental (Fig. 3). No obs- tante se encuentran depocentros locales asociados a las Figura 3. Mapa estructural y de isobatas del techo del basamento (m). AR: Alto de Rosas; AT: Alto del Ter; B: Cuenca de Bagur; R: Cuenca de Rosas. Mapa geológico de la zona emergida: 1: Paleozoico; 2: Mesozoico; 3: Paleógeno; 4: Neógeno-Cuaternario; 5. Afloramientos volcánicos; 6: Fallas y fa- llas supuestas; 7: Cabalgamientos; 8: Fallas con indicación de hundimiento. Figure 3. Depth to Basement (m) and Structural Map. AR: Rosas High; AT: Ter High; B: Bagur Basin; R: Rosas Basin; Onshore geological map: 1: Paleozoic; 2: Mesozoic; 3: Paleogene; 4: Neogene-Quaternary; 5: Volcanic outcrops; 6: Faults; 7: Thrusts; 8: Fault with downside indication. fosas y semifosas, en particular en la Fosa de Bagur, don- partió de las velocidades cuadráticas medias que vienen de el relleno alcanza 3.000 m de potencia. indicadas en varios puntos de cada línea sísmica. Mediante la aplicación de la fórmula de Dix, se calcula- Para el cálculo de espesores se ha efectuado un ana- ron las velocidades de intervalo para cada punto y poste- lisis de las velocidades de intervalo para cada unidad de- riormente se realizó un estudio estadístico de la variación finida, obteniéndose una ley de velocidades. Para ello se de estos valores en función del espesor de cada unidad, Figura 4. Perfil sismico (A) interpretado, mostrando la falla de cabo de Creus. Situación en Fig. 2B. 1: Basamento; 5: Neógeno-Cuaternario Figure 4. Interpreted seismic section (A) showing the Cabo de Creus fault. For location see figure 2B. 1: Basement; 5: Neogene-Quaternary. para obtener una ecuación general (ley de velocidad), que se ajustara lo mejor posible a la totalidad de la mues- tra. También se han tenido en cuenta, a pesar de ser muy puntuales, los datos de velocidad obtenidos en los son- deos. La escasez de sondeos efectuados en el área (Rosas 1-1 y Rosas 1-2); (Fig. 6), y el hecho de que hayan sido realizados sobre altos del basamento, hace imposible te- ner un conocimiento completo de la serie terciaria y su correlación con los reflectores definidos en los registros sísmicos. Por esta razón, a la hora de atribuir edades a las unidades, ha sido necesario recurrir a un conjunto de da- tos procedentes tanto de nuestras observaciones (siste- mas de fallas y fases en el modelo de deformación, defi- nición de unidades y sus correspondientes discontinuida- des, interpretación y correlación con registros de áreas adyacentes), como al otros procedentes de áreas adyacen- tes (sondeos efectuados en tierra y en el margen, que fue- ron situados sobre las líneas sísmicas para su correla- ción, edades establecidas para el periodo de rifting, mo- delos de evolución cinemática y orientación del campo de esfuerzos). Todos estos datos se han considerado de manera conjunta con el fin de llegar a una solución final coherente. Basamento acústico Este basamento está constituido generalmente por materiales del Paleozoico o del Mesozoico en algún área localizada que presentan, en general, una mala respuesta acústica, más opaca en el primer caso, y con reflectores más claros y continuos en el segundo (Figs. 4 y 5). Su te- cho está definido por un reflector continuo de gran am- plitud, correspondiente a un paleorrelieve que aparece cortado por las fallas que definen la estructura del mar- gen (fallas NE-SO y NO-SE). El Paleozoico no aflora en ningún punto del margen, excepto en las proximidades de la costa (cabo de Creus y Bagur), aunque incluso en estos casos está recubierto de algunos metros de sedimentos cuaternarios o pliocuater- narios. Según los sondeos realizados, el basamento pa- leozoico está formado por pizarras y esquistos (Fig. 6). En el sector del margen comprendido entre el Macizo del Montgrí y el golfo de Rosas, el basamento acústico se ha atribuido al Mesozoico (Fig. 7). Esta atribución no esta apoyada en la existencia de datos directos, ya que no hay ningún sondeo que haya cortado el Mesozoico, sino que está hecha sobre los siguientes datos: Figura 5. Perfiles sismicos interpretados. Perfiles B (Cuenca de Rosas), C (Cuenca de Bagur) y D:. Situación en Fig. 2B. 1 : Basamento paleozoico; 1 ': Mesozoico; 2: Unidad del Oligoceno (?)-Mioceno inferior; 3: Unidad del Mioceno medio superior; 4. Unidad del Pliocuaternario. Figure 5. Interpreted seismic lines B (Rosas Basin), C (Bagur Basin) and D:. For location see figure 2B. 1: Basement; 1': Mesozoic unit; 2: Oligocene (?)-Lower Miocene unit; 3: Middle Miocene-Upper Miocene unit; 4: Plio-Quaternary unit. S S 0 B NNE - Las características sísmicas del supuesto basamento mesozoico son muy distintas a las que presenta el basa- mento paleozoico, que sí ha sido cortado por los sonde- os marinos y correlacionado en los registros sísmicos. - En las áreas emergidas adyacentes, concretamente en el Macizo del Montgrí y en la parte central de la Cuenca del Ampurdán se encuentran pequeños relieves mesozoicos pertenecientes a la escama alóctona de Figueras-Montgrí (Julia y Santanach, 1983). Estas uni- dades mesozoicas han sido cortadas en el sondeo GEOT- 1 (ubicado cerca de la localidad de Vilacolum) a una pro- fundidad de 1 .O20 im. Todos estos hechos apuntan a la existencia de un ba- samento mesozoico en esta zona (Fig. 7), que correspon- dería a la continuación en el margen de la unidad alócto- na de Figueras-Montgrí. Con posterioridad a su empla- zamiento, estos materiales han sido nuevamente estruc- turado~ en la fase extensional. Unidad del Oligoceno (?)-Mioceno inferior La distribución y espesor de esta unidad está contro- lada tanto por el sistema de las fallas NE-SO, como por las NO-SE, e incluye formaciones de carácter sinrift, que no han podido ser claramente diferenciadas. Esta unidad se localiza casi exclusivamente en el fon- do de las cuencas de Bagur y Rosas (Fig. 5) . Fuera de es- tas cuencas es muy discontinua y se encuentra única- mente formando el relleno de pequeñas depresiones aso- ciadas a accidentes tectónicos de dirección NE-SO, don- de su espesor no sobrepasa los 150 m (Fig. 7). En la Cuenca de Rosas esta unidad rellena el fondo de la fosa con un espesor de hasta 300 m (Fig. 5 , perfil B), constituyendo una cuña que prograda hacia el centro de la cuenca, disponiéndose en onlap sobre el basamen- to. La distribución de esta secuencia parece estar contro- lada por fallas de dirección NO-SE. La Cuenca de Bagur presenta ciertas diferencias, ya que se ha podido delimitar en los perfiles dos subunida- des (Fig. 5, perfil (2). La subunidad inferior, localizada en la parte central de la fosa, tiene una potencia de unos 200-300 m y, progradando hacia el Oeste, descansa en onlap sobre el basamento. La subunidad superior des- cansa en onlap sobre la secuencia inferior y el basamen- to acústico, progradando hacia el este. Su espesor oscila entre los 450 y 630 m. ROSAS 1-1 ROSAS 1-2 Figura 6. Columnas estratigráficas de los sondeos Rosas 1-1 y Rosas 1- 2. Localización en Fig. 2A. 1: Pizarras y esquistos; 2: Conglomerados; 3. Areniscas; 4: Arcillas; 5: Calizas. Figure 6. Stratigraphic sections of the Rosas 1-1 and Rosas 1-2 wells. For location see figure 2A. 1:Shale; 2: Conglomerate; 3: Sandstone; 4: Claystone; 5: Limestone. La correlación de esta unidad con otros registros de márgenes adyacentes (ITGE, 1989), permite atribuirle una edad oligocena (?)-miocena inferior. Por otro lado, los sondeos Rosas 1 - 1 y Rosas 1-2, han cortado una su- cesión de edad eocena superior-oligocena compuesta por conglomerados, areniscas y arcillas del Oligoceno, si bien debe tenerse en cuenta que esta datación está basa- 1 da en criterios litológicos y que el Eoceno puede corres- ponder al sistema de cabalgamientos pirenaicos. Unidad del Mioceno medio-superior Esta unidad se dispone en onlap sobre la unidad del Oligoceno (?)-Mioceno inferior y sobre el basamento. Se trata de una secuencia progradante hacia el Este, que se a- cuña hacia tierra y que produce una homogeneización en el relieve, al fosilizar gran parte de los altos estructurales (Fig. 5). Esta unidad no llega aflorar y se extiende a lo lar- go de la práctica totalidad del margen, excepto en las inme- diaciones de la costa y sobre los principales altos (Fig. 5). Teniendo en cuenta los datos proporcionados por los sondeos Rosas 1-1 y Rosas 1-2, así como el sondeo GE- OT-1 realizado en tierra (Fleta y Escuer, 1991), la serie, de edad miocena media, está compuesta por arcillas cal- careas grises con intercalaciones de limos y areniscas so- bre las que se encuentran arcillas limosas con abundan- tes intercalaciones de arenas poligénicas y frecuentes ni- veles calcáreos. Debe tenerse en cuenta que la erosión fi- nimiocena ha influido en la no conservación en las par- tes más altas de esta unidad. Unidad del Pliocuaternario El Pliocuaternario constituye una secuencia progra- dante que se apoya sobre el Mioceno o sobre el Paleozoico (Fig. 4,5 y 7). La base de esta unidad corres- ponde a una superficie erosiva muy marcada e irregular, que en los perfiles queda reflejado por un reflector on- dulado, continuo y de alta amplitud. Esta truncadura ero- siva señala la regresión de finales del Mioceno, asociada a la denominada "crisis de salinidad" del Messiniense (Hsü et al., 1973), durante la cual la plataforma conti- nental emergida fue sometida a una intensa erosión y cortada por valles y canales profundos. La unidad del Pliocuaternario se caracteriza por el de- sarrollo de numerosos paleocanales intrapliocuaterna- rios, que alcanzan su máximo desarrollo sobre las princi- pales cuencas neógenas. En estos casos el eje del paleo- canal suele estar en la vertical de uno de los bordes de la cuenca limitado por falla. El paleocanal más importante y de mayor continuidad es el que corre paralelamente al eje de la Cuenca de Rosas (Fig. 5, Perfil B), con una di- rección ONO-ESE y cuya anchura varía entre 4 y 8.5 km. El eje del canal está ligeramente desplazado hacia el sur respecto al de la cuenca, presentando una migración ha- Figura 7. Disíribucion de la diferentes sucesiones estratigráficas en el margen continental (1, 2, 3 y 4). Pz: Paleozoico; Mz: Mesozoico; M: Mioceno; PQ: Pliocuaternario; 5: Distribución de la unidad del Oligoceno(?)-Mioceno inferior. Figure 7. Distribution of the different stratigraphic successions along the continental margin ( l , 2 , 3 arid 4). Pz: Paleozoic; Mz: Mesozoic; M: Miocene; PQ: Plio-Quaternary; 5: Distribution of the Oligocene (?)- Lower Miocene unit. cia el SO. De los datos obtenidos con sísmica de alta re- solución (ITGE, 1994) se deduce que constituyó el prin- cipal eje de canalización de aportes hacia el Este y que posteriormente fue rellenado en su cabecera, quedando actualmente representado por una amplia depresión en el talud continental: Valle de La Escala (Fig. 2B). En la figura 8 se presenta un mapa de isopacas, que muestra un aumento progresivo de la potencia hacia el Este, alcanzándose valores de hasta 2.000 m en la base del talud continental. En aquellas zonas donde el espesor de la unidad pliocuaternaria es mayor, se aprecia una dis- posición sinformal de los reflectores. Los sondeos Rosas 1-1 y Rosas 1-2 indican que el Pliocuaternario, con una potencia de 454 m y 947 m res- pectivamente, está constituido por arcillas gris-azuladas con intercalaciones arenosas hacia la base. ESTRUCTURAS DEL MARGEN Las principales estructuras neógenas del margen (Fig. 3) se encuentran asociadas a dos familias principa- les de fallas que han condicionado y controlado la posi- ción de los principales ejes deposicionales: NE-SO a N- S, que configuran la margen continental y ONO-ESE a NO-SE, asociadas a las fosas de Bagur y Rosas (Vázquez y Medialdea, 1991). Ambas direcciones de fallas son iguales a las obser- vadas en el continente, aunque su importancia es distin- ta. Las fallas NO-SE son las que delimitan las principa- les fosas neógenas, tanto en el margen continental como en el ámbito terrestre. Sin embargo, mientras que las fa- llas NE-SO a N-S tienen sólo una representación secun- daria en el continente, en el margen continental juegan un papel importante en su estruchiración y evolución. La atribución de edad dado a cada sistema de fallas se basa en sus relaciones cronológicas y espaciales con las uni- dades neógenas, junto con otros datos procedentes de la interpretación que se describen en este capítulo. En la figura 7, se presenta una distribución del basa- mento (Paleozoico y Mesozoico), así como del Mioceno y Pliocuaternario. De la comparación entre ésta y la Fig. 3, se observa como su distribución y extensión está cla- ramente controlada por la red de fracturas de la plata- forma continental. Un ejemplo claro es el del basamen- to paleozoico y mesozoico. En el cabo de Creus el pri- mero está limitado por fallas de orientación NE-SO, mientras que hacia el sur tanto el Paleozoico como el Mesozoico están controlados por fallas ONO-ESE a NO-SE. Fallas NE-SO a N-$ Se trata de fallas normales que presentan hundido el bloque este o sureste, que afectan al basamento y a la unidad del Oligoceno ( ? Mioceno inferior. Corresponden a estructuras de tipo semifosa poco mar- cadas que dan lugar al hundimiento progresivo del basa- mento. La orientación de estas fallas pasa progresiva- mente de NE-SO a N-S hacia mar adentro (Fig. 3). Entre las fallas NE-SO destaca la falla que limita por el sur el basamento que aflora en el promontorio de cabo de Creus, que presenta un salto de hasta 1 .O00 m. Esta fa- lla genera una estructura en semifosa (Fig. 3), marcada por fallas normales antitéticas con saltos de menor im- portancia. O 20 km t . . . ' # 1 \4 Figura 8. Isopacas del Pliocuaternario (m). 1 : Ejes de paleocañones. Figure 8. Plio-Quaternary Isopacs (m). 1: Paleocanyon axis Este sistema de fallas se mantuvo activo en el Mioceno inferior, aunque en el caso de alguna falla prin- cipal, como la anteriormente mencionada de cabo de Creus, se prolongó hasta el Plioceno (Fig. 4). Fallas NO-SE a ONO-ESE Se trata de fallas normales de plano fuertemente incli- nado (> 45"), oblicuas a la tendencia general NE-SO a N- S del margen, que han dado lugar a la formación de una serie de horsts y dos importantes fosas: Rosas y Bagur (Fig. 3). Estas fallas controlan los principales cañones submarinos existentes como el cañón del cabo de Creus, que está excavado en materiales pliocuaternarios y cuya cabecera se desarrolla a favor de una falla del basamento de dirección NO-SE, sobre la cual se sitúa el eje, si bien hacia el interior de la cuenca, su control no parece tectó- nico, sino sedimentario (ITGE, 1994). Estas fallas se han mantenido activas en el Mioceno y parte del Plioceno, lle- gando a afectar incluso al Cuaternario tal y como se ob- serva en los perfiles de alta resolución (ITGE, 1994). La Fosa de Rosas Esta fosa presenta una orientación ONO-ESE y una longitud de unos 22 km. Se trata de una fosa elongada (relación longitudanchura variable entre 2.2 y 7.3), con una anchura variable entre 10 km en las proximidades de la costa y 3 km en el área más distal. Su geometría es en general bastante simétrica en perfil, presentándo el bor- de septentrional más escalonado que el meridional. Hacia el este las fallas presentan un salto mayor y los bordes de la fosa parecen más individualizados. Se han podido diferenciar tres compartimentos den- tro de la fosa, cuya descripción de oeste a este es la si- guiente: - El primero está circunscrito al área del golfo de Rosas, y se encuentra cortado hacia el oeste por fallas de dirección NNE-SS0 y hacia el este, por un alto interno de la fosa. - El segundo llegaría hasta el alto del río Ter (Fig. 3) y coincide con un estrechamiento de la fosa. - Finalmente el tercero y más oriental, se sitúa al es- te del citado alto y se encuentra abierto hacia el margen continental, pasando de una geometría de fosa a otra de semifosa abierta hacia el norte. Se caracteriza por una actividad más reciente que en los otros dos segmentos (ITGE, 1994). Hacia tierra la fosa aparentemente se encuentra limi- tada por fallas NNE-SS0 (Fig. 3). La existencia en el área emergida de una fosa tectónica mio-pliocena (Fosa del Ampurdán), cuyos bordes de dirección general NO- SE, pueden trazarse en bastante continuidad con las fa- llas cartografiadas en la plataforma continental, nos per- mite concluir que dichas fallas NNE-SS0 deben corres- ponder a una compartimentación dentro de la cuenca, y que por tanto, ambas fosas pueden explicarse como una única: Fosa del Alto Arnpurdán-Rosas. La Fosa de Bagur Esta fosa se extiende a lo largo de unos 23 km y, a di- ferencia de la Fosa de Rosas, no tiene continuidad en el continente. Su geometría es elongada (relación longi- tudanchura de aproximadamente 2) y su anchura es muy homogénea variando entre 8 y 11 km. Su eje presenta un gran paralelismo con respecto a los dos bordes que la li- mitan. En perfil, la fosa presenta una clara asimetría, el borde sudoccidental es más abrupto, mientras que el no- roriental presenta un mayor grado de escalonamiento y probablemente una actividad tectónica mayor en tiempos más modernos. En este sentido apunta el hecho de que los máximos espesores se sitúan cerca del borde occi- dental, aunque los depocentros parciales de las unidades miocenas se fueron desplazando con el tiempo de oeste a este. La Fosa de Rosas y la de Bagur presentan claras di- ferencias en cuanto a su geometría y relleno sedimenta- rio. Así la Fosa de Rosas es una cuenca más somera y restringida, con un menor desarrollo en número y espe- sor de las unidades sedimentarias que la Fosa de Bagur. En la Fosa de Rosas la actividad tectónica parece más continua, perdurando durante un mayor periodo de tiem- po (hasta el Cuaternario según Ercilla, 1992); sin embar- go en la Fosa de Bagur la actividad fue más intensa. Asociadas a ambas fosas se encuentran dos umbrales (Fig. 3): el alto de Rosas, que presenta la misma orienta- ción que la Fosa de Rosas (ONO-ESE) y el alto del río Ter, que limita por el noreste la Fosa de Bagur siguiendo su orientación (NO-SE). El primero constituye el borde septentrional de la Fosa de Rosas y está limitado al norte y al sur por fallas ONO-ESE, mientras que hacia el Este, se hunde progresivamente mediante fallas normales NNE-SSO. El segundo alto es más complejo y se en- cuentra dividido en dos escalones bien diferenciados co- mo consecuencia de la intersección de las directrices de las fosas de Bagur (NO-SE) y Rosas (ONO-ESE). El es- calón suroccidental es el más importante y constituye el borde nororiental de la Fosa de Bagur. El escalón noro- riental está producido por fallas de tendencia ONO-ESE. La falla de orientación ONO-ESE que corresponde al 1í- mite septentrional de este alto, presenta una fuerte activi- dad sinsedimentaria que perduró hasta el Plioceno infe- rior, hecho que se refleja por una rotación progresiva de los reflectores en los registros sísmicos (Fig. 5, Perfil D). La evolución geodinámica del área estudiada que se propone para el Neógeno, debe ser considerada en el contexto de los procesos que tuvieron lugar a escala re- gional en el Mediterráneo noroccidental. Esta evolución estuvo condicionada por el movimiento relativo de las placas de Africa y Eurasia y la consecuente variación de la orientación de esfuerzos durante este periodo, pudien- do diferenciarse dos etapas (Vázquez et al., 1992). En una primera etapa tiene lugar la estructuración principal del margen mediante un sistema de fallas nor- males de dirección NE-SO a N-S (Fig. 9), que generó un sistema de fosas que se extiende a lo largo del golfo de León, Cordilleras Costero-Catalanas y margen valencia- no, tanto al norte como al sur del sistema de fallas de orientación NO-SE a ONO-ESE descrito en este trabajo (Fig. 1B). Esta primera etapa corresponde al episodio de rifting (Oligoceno superior-Burdigaliense) que generó las cuencas Liguro-Provenzal y del Surco de Valencia, bajo un movimiento de convergencia NNE de Africa res- pecto Europa (Dewey et al., 1989). En esta etapa se de- sarrollaría un margen continental pasivo, en el que las fa- llas limitarían los bloques corticales extensionales pro- ducidos durante la etapa de rifting. El problema se plantea a la hora de explicar el origen de las estructuras NO-SE a ONO-ESE, que constituyen una anomalía en la tendencia general del margen. Parece razonable considerar la existencia simultánea de fallas extensionales y direccionales, como consecuencia de los procesos de driftiag burdigalienses, que en el mar Ligur estuvieron asociados a la rotación del bloque corso-sar- do. En este sentido, el sistema de fallas ONO-ESE a NO- SE estudiado, se extendería en el extremo de una amplia banda que constituyó una zona transfer que separaría un área que sufrió una extensión relativamente pequeña (Surco de Valencia), de otra en la que se creó corteza oceánica (Cuenca Liguro-Provenzal). Las fallas "trans- fer" son contemporáneas a las fallas normales debido a la necesidad de acornodar diferentes tasas de extensión, además permiten conservar la extensión a lo largo de to- i do el area de rifting. Las direcciones transfer son per- pendiculares a las de las fallas normales y por tanto pa- ralelas a la dirección del transporte tectónico extensional. El sistema de fallas NO-SE a ONO-ESE funcionaría bá- l sicamente durante este proceso extensional como fallas direccionales, probablemente con cierta componente ten- I 1 sional que da lugar a una etapa inicial en la formación de las fosas de Rosas y Bagur y produciendo, al menos, una zona de debilidad frente a los esfuerzos posteriores. La segunda etapa comprende desde el Tortoniense hasta la actualidad (Fig. 9). Debido al cambio de movi- miento de convergencia entre Africa y Europa, puesto de manifiesto en reconstrucciones recientes (Dewey et al., Figura 9. Esquema de la evolución geodinhica propuesta para el area estudiada. (A) Rifting, finales del Oligoceno superior- Mioceno infe- rior; (B): Drifting burdigaliense; (C): Mioceno superior (Tortoniense)- Actualidad. Flecha blanca: Dirección del movimiento relativo de Africa respecto a Europa; Flechas negras: Extensión; 3: Dominio oceánico. u - - Figure 9. Schematic diagram showing the proposed geodynamic evolu- - - tion for the studied area. (A) Latest Oligocene-Lower Miocene rifting, 1 'k$ 2 a 3 ---- (B) Drifting stage (Burdigalian), (C) Upper Miocene (Tortonian)- Present. White arrow: Direction of Africa-Europe motion ; Black arrows: Extension; 3: Oceanic domain. 50 - 1989), que pasa a ser NO, se produce un cierto bloqueo de los procesos extensionales sobre el sistema de fallas NE-SO a N-S, mientras que se favorece el movimiento tensional del sistema de fracturas NO-SE a ONO-ESE que quedan paralelas a la dirección de máxima compre- sión, y que a partir de este momento funcionan como fa- llas normales. Entre estas fallas normales destaca el sis- tema de Rosas y Bagur, dando lugar a una importante etapa de desarrollo de ambas cuencas. En el ámbito te- rrestre sus efectos son similares: reactivación de las fa- llas NO-SE y formacion del sistema de fosas del Ampurdán (Fleta y Escuer, 1991). Durante esta etapa tendría lugar el encauzamiento de la erosión messiniense, que queda reflejada en los regis- tros sísmicos por una neta discordancia erosiva y por el encajamiento de una red de drenaje. El encajamiento de la red de drenaje está asociado a fracturas (NO-SE y ONO-ESE) y a los depocentros miocenos, y está favore- cido en el primer caso por la continuación de los proce- sos distensivos sobre los accidentes de dirección NO-SE y en el segundo, por el mayor grado de subsidencia exis- tente en estos sectores, debido a la compactación de los sedimentos. Esta red de drenaje evolucionaría posterior- mente hasta la formación de los cañones y paleocañones conocidos actualmente. En general, las fallas de dirección NO-SE a ONO- ESE son las que parecen haber mantenido una actividad más continua. Este hecho, tal y como ya se ha mencio- nado en capítulos anteriores, queda además reflejado en la Fig. 3, en la que se observa como las isobatas del ba- samento se mantienen subparalelas a las fallas NO-SE a ONO-ESE, sugiriendo que su funcionamiento como fa- llas normales continuó hasta tiempos recientes. Por otra parte las fallas del sistema NE-SO a N-S, no presentan una actividad tan reciente, o al menos no queda reflejada en los perfiles sísmicos, en los que generalmente la uni- dad pliocuaternaria no esta afectada por las fallas, aun- que alguna falla como la de cabo de Creus parece haber tenido actividad en el Blioceno (Fig. 4). CONCLUSIONES Y CONSIDERACIONES FINALES El estudio de los perfiles sísmicos ha permitido el re- conocimiento de tres unidades sedimentarias neógenas que se sitúan sobre un basamento preneógeno (Paleozoico o Mesozoico). La primera de ellas: unidad del Oligoceno (?)-Mioceno inferior tiene un carácter sin- rift y se localiza rellenando el fondo de las fosas de Rosas y Bagur, así como en las semifosas de dirección NE-SO. Las otras dos unidades, unidad del Mioceno me- dio-superior y unidad del Yliocuaternario, se distribuyen a lo largo del margen, progradando hacia el Este. La estructura neógena del margen estudiado se carac- teriza por la presencia de dos sistemas de fallas exten- sionales: el sistema NE-SO a N-S, responsable de la con- figuración general del margen y el sistema ONO-ESE a NO-SE, que ha causado la formación de las principales cuencas neógenas en este sector: fosas de Rosas y Bagur. Este último sistema de fallas pudo tener un comporta- miento direccional transfer durante la etapa de drifting que causó la formación de la Cuenca Ligur-Provenzal. En resumen en el área estudiada, se proponen dos etapas extensionales en la evolución geodinámica, clara- mente condicionadas por el movimiento de convergencia de Africa respecto a Europa (NNE en el Oligoceno supe- rior y NO a partir del Tortoniense). Cada una de las eta- pas diferenciadas en la evolución del margen implica una geometría de las cuencas, un estilo de fracturación y unas unidades sísmicas determinadas. Durante la primera etapa, episodio de rifting del Oligoceno superior-Aquilaniense (Rehault et al., 1985), la extensión se acomodó mediante una serie de fallas ex- tensionales de dirección NE-SO a N-S en el margen es- tudiado. En el Burdigaliense, la cuenca Liguro-Provenzal (donde se llegó a formar corteza oceánica) y el Surco de Valencia, que fueron objeto de una extensión de distinta magnitud, quedarían separados y desplazados por una zona transfer de dirección NO-SE. La segunda etapa se inicia en el Tortoniense con el cambio en la orientación del movimiento de convergen- cia que pasa a ser NO (Dewey et al., 1989). El nuevo vec- tor de compresión debió producir una paralización de los procesos extensionales sobre el sistema de fallas NE-SO a N-S, mientras que se favoreció el desarrollo de fallas extensionales en la dirección paralela al eje de máxima compresión, que corresponde con el sistema de fosas de Rosas y Bagur de orientación NO-SE a ONO-ESE (Vazquez et al., 1994) Finalmente cabe considerar que, la dirección tvansfer propuesta en este trabajo no constituye un caso aislado dentro del Mediterráneo noroccidental; otras direcciones tvansfer más septentrionales han sido citadas separando el mar Ligur y el golfo de León (Burrus et al., 1987) y más al sur, en el Surco de Valencia (Maillard et al., 1992). Las zonas transfer coinciden con cambios en la orien- tacion de la línea de costa y en la anchura de los márge- FONTBOTÉ, J. 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También queremos expresar nuestro de Industria y Energía, Madrid. agradecimiento a los revisores del Acta Geologica Hispanica, cuyos co- mentarios y sugerencias han sido de gran utilidad. IGME, 1986: Mapa y memoria explicativa de las Hojas no 41-42 (Tortosa-Tarragona) del Mapa Geológico de la Plataforma Continental Española y Zonas Adyacentes a escala 1:200.000. Instituto Geológico y Minero de España, Madrid, 78 p. BIBLIOGRAFIA ITGE, 1989: Mapa y memoria explicativa de las Hojas no 35-42E ( A ~ U ~ T Í , D O ~ N E c H , m I ~ , y MARTINELL, 1990: Barcelona) del Mapa Geológico de la Plataforma Continental Evolution of the Neogene basin of Empordi (NE Spain). Paleontologia y Zonas Adyacentes a 1:200.000. Instituto i Evolució, mem. esp., 2: 251-267. Tecnológico y GeoMinero de España, Madrid, 1 17 p. 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