HISTÒRIA GEOLÒGICA DE CATALUNYA

 

La antiguitat de la terra s‘estima en 4500 milions d’anys (Ma), el mineral més antic datat fins avui té una edat radiomètrica de  4300 Ma, a Catalunya tenim més de 550 Ma d’història geològica. L’institut Cartogràfic i Geològic de Catalunya té en la seva pàgina web un interessant article sobre la Història Geològica de Catalunya. A continuació el reproduïm íntegrament.

Al final de l’article trobareu un aplicatiu ‘Ancient Earth’   que permet situar les ciutats damunt del  gran supercontinent anomenat Pangea, així com el documental GAIA. La Gran Mare, produït per l’ICGC

Introducció

Tal com s’exposa a la nostra vista (figura 1), la Terra és el resultat de l’extraordinària diversitat de processos geodinàmics interns i externs que ha sofert el planeta des dels seus orígens, que es remunten al voltant de 4 500 milions d’anys (Ma) enrere. La Terra es va formar a partir d’un núvol interestel·lar juntament amb el Sol i els altres planetes del Sistema Solar. A la Terra no queda cap registre rocós de la història més primerenca; el Sistema Solar, sobretot els altres planetes del grup anomenat interiors o planetes terrestres (Mercuri, Venus, Mart), la Lluna i els meteorits, proporciona informació sobre aquesta etapa. El mineral més antic datat fins ara és un cristall de zircó trobat a Austràlia, que té una edat radiomètrica de 4 300 Ma, i les roques més antigues, de la regió del Llac dels Esclaus al Canadà, tenen 3 960 Ma. A Catalunya, tenim més de 550 Ma d’història geològica enregistrada a les roques que hi afloren.

 

Observant un mapamundi amb un cert deteniment, hom diria que les formes de les costes d’algunes de les terres emergides són com el “negatiu” de les formes de les costes de la terra situada davant; sembla com si poguessin encaixar, com si fossin les peces d’un trencaclosques. Els continents formen part de les plaques tectòniques i, efectivament, algunes de les plaques encaixen perfectament. Se sap que les plaques es desplacen les unes respecte de les altres; a voltes se separen, d’altres s’aproximen i, a cops, col·lideixen o llisquen i freguen entre elles. El resultat és que la distribució de les mars i de les terres emergides canvia amb el temps, però el volum de la Terra roman constant. L’espai que queda entre les plaques que se separen és ocupat per materials volcànics procedents de l’interior de la Terra, els quals constitueixen l’escorça oceànica; aquestes àrees són ocupades pels oceans en els quals es dipositen sediments marins. La col·lisió entre les plaques produeix deformacions en els seus marges, com unes arrugues gegantines, creadores de relleus. Són les grans serralades de muntanyes. Llur procés de formació dura algunes desenes de milions d’anys, i hi intervé una gran quantitat d’energia.

La Placa Ibèrica

La Península Ibèrica és la part emergida d’una antiga placa tectònica, la Placa Ibèrica. De dimensions modestes, la Placa Ibèrica és situada al nord de la Placa Africana i actualment és soldada a la Placa Europea. La seva configuració geològica és el resultat de les interaccions d’aquestes dues plaques majors des de fa uns 200 Ma, és a dir, durant el cicle Alpí (vegeu esdeveniments geològics).

Els Pirineus, que uneixen la península amb el continent europeu, són el resultat de la col·lisió entre les plaques continentals d’Ibèria i d’Europa i conserven el registre sedimentari i tectònic de la història dels marges d’ambdues. La Cadena Costera Catalana i la Cadena Ibèrica reflecteixen l’acostament entre la Placa Africana i la Ibèrica. La Conca de l’Ebre és la depressió que s’estén entre la Serralada Pirinenca, la Cadena Costera i la Cadena Ibèrica i emmagatzemà en els sediments que la rebleixen el registre dels principals esdeveniments que tingueren lloc durant la formació del conjunt de les cadenes de muntanyes que la delimiten. Per llevant, el Sistema Mediterrani (el conjunt de les serres i depressions costeres) ha enregistrat l’obertura del Solc de València i del Golf del Lleó. Aquest context geodinàmic particular ha determinat en el passat, i continua determinant en el present, l’extraordinària diversitat geològica que caracteritza la Península Ibèrica, la seva situació geogràfica actual i la que tindrà en el futur geològic.

Els vestigis més antics

Els trets geològics de la Península Ibèrica resulten de la superposició de tres grans cicles orogènics: el cicle Cadomià, que es desenvolupà des de fa 750 Ma fins fa 480 Ma, el cicle Hercinià (o Varisc), que s’inicià fa 480 Ma i finalitzà fa 250 Ma i finalment el cicle Alpí, el qual començà fa 250 Ma i continua a l’actualitat. Aquests cicles són lligats a la formació i la posterior fragmentació de dos grans supercontinents: Gondwana i Pangea. Per a formar-los va caldre que convergissin, col·lidissin i se soldessin fragments continentals inicialment separats, formant-se serralades amb importants relleus, i també la posterior fragmentació i la deriva continental. Es tracta, doncs, de processos cíclics d’evolució de la Terra.

La informació sobre la història geològica de la porció de la Placa Ibèrica que actualment ocupa Catalunya es remunta, com a mínim, a 550 Ma. Del cicle Cadomià pràcticament no en resten vestigis; se sap però que ara fa entre 650 i 600 Ma es formà un supercontinent, anomenat Gondwana (figura 2).

De fet, les roques més antigues datades fins ara als Pirineus són roques volcàniques i plutòniques dels darrers estadis d’aquest cicle (580 i 560 Ma). Tanmateix molt probablement hi ha roques sedimentàries anteriors, l’edat de les quals es desconeix.

Formació d’un supercontinent mundial i un oceà global. El Paleozoic

En el que seria la futura Placa Ibèrica, el registre sedimentari del Cambrià i l’Ordovicià és format majoritàriament per dipòsits siliciclàstics i carbonàtics de medis marins de plataforma o més profunds, en els quals visqueren els primers trilobits i es formaren colònies d’arqueociàtids. Una de les característiques del Cambrià és l’aparició de nombroses formes de vida, moltes d’elles amb components esquelètics, el que s’anomena la gran explosió de vida del Cambrià. A finals de l’Ordovicià s’esdevingué un període d’emersió, durant el qual se sedimentaren dipòsits detrítics i es registrà una intensa activitat volcànica. És a la fi d’aquest període que tingué lloc la primera gran extinció, en la qual desapareixerien el 85% de les espècies.

El supercontinent Gondwana començà la seva fragmentació fa uns 480 Ma, ja durant el Paleozoic, marcant l’inici del cicle Hercinià. Amb el temps se separaren de Gondwana tres grans plaques continentals anomenades Sibèria, Laurència i Bàltica (figura 3) i altres fragments continentals més petits, com Avalònia, separats de la resta del supercontinent per l’Oceà Reic.

Amb aquesta fragmentació tornaren les condicions marines, principalment en medis de plataforma, i durant el Silurià (figura 3) les condicions ambientals foren molt particulars, amb dipòsits d’argiles negres, molt riques en matèria orgànica, indicatives de condicions marines euxíniques (anaeròbies i reductores). Els graptòlits i alguns cefalòpodes són els organismes característics d’aquest període. Durant el Devonià i part del Carbonífer es dipositaren carbonats de plataforma marina soma, molt rics en fauna (cefalòpodes, trilobits, coralls, peixos i d’altres organismes), i també sediments propis de conca marina profunda, com les calcàries vermelles amb goniatits (les calcàries griotte) i els nivells d’acumulació de radiolaris. Alhora començà la colonització de les zones emergides per les primeres plantes i els primers amfibis. Cap a finals del Devonià s’esdevingué la segona gran extinció.

Durant el Carbonífer les plaques fragmentades a l’inici del cicle Hercinià tornaren a convergir fins a col·lidir amb les restes de Gondwana, resultant un esdeveniment deformatiu major, l’orogènia herciniana. Aquesta zona és caracteritzada per estructures de plegament acompanyades de processos metamòrfics de gran abast i d’una intensa activitat magmàtica intrusiva. Els sediments d’aquest estadi són detrítics marins (les anomenades fàcies Culm), indicatius de l’activitat tectònica i de l’erosió a les grans cadenes de muntanyes que s’anaven formant. Les restes de la serralada herciniana són encara avui ben visibles en tota l’Europa occidental, especialment a l’oest de la Península Ibèrica. A Catalunya n’afloren fragments més petits als Pirineus, a la Cadena Costera i al substrat de la Conca de l’Ebre.

En finalitzar la orogènia herciniana, ara fa uns 305 Ma, les masses continentals del planeta havien quedat unides (Figures 4 i 5), formant un únic supercontinent anomenat Pangea, que en grec significa ‘tota la Terra’. Pangea era envoltada per un oceà global, conegut com Pantalassa, que significa ‘totes les mars’. A la banda oriental de Pangea s’estenia un gran golf, que rep el nom de Tetis

 

 

 

 

A grans trets, la futura Placa Ibèrica era en aquell moment situada a l’extrem occidental de Tetis i limitava al nord amb la futura Placa Europea, a l’oest amb la futura Placa Nord-americana i al sud amb la futura Placa Africana (figura 5).

Al final del Carbonífer i principis del Permià, fa uns 300 Ma, els relleus creats durant l’orogènia herciniana es trobaven sotmesos a una intensa erosió. Els sistemes de fractures generades en un context tectònic extensiu individualitzaren alts estructurals i conques intramuntanyoses, les quals rebien sediments al·luvials i es trobaven ocupades en gran part per àrees pantanoses i lacustres. A la zona que correspon actualment als Pirineus l’activitat volcànica fou notable. La vegetació, que des del Devonià havia començat a colonitzar els continents, era frondosa. En algunes d’aquestes zones pantanoses s’acumularen importants quantitats de restes vegetals, que en madurar es convertiren en carbó: d’aquí el nom d’aquest període. Cap a la fi del Permià, fa uns 250 Ma, vastes àrees del continent havien quedat reduïdes per l’erosió a planes extenses, el que s’anomena peneplanes. També en aquest moment tingué lloc la tercera gran extinció, en la qual van desaparèixer el 95% de les espècies. Totes aquestes circumstàncies determinen el límit entre el Paleozoic i el Mesozoic, fa 250 Ma

La fragmentació de Pangea. Del Triàsic a la fi del Juràssic

Algunes zones de fractura formades durant el Carbonífer i el Permià havien continuat evolucionant i Pangea es va començar a fragmentar, iniciant-se el cicle Alpí.

Durant el Triàsic, les àrees topogràficament més baixes de la futura Placa Ibèrica eren ocupades per extenses planes al·luvials que periòdicament eren envaïdes per la mar i es convertien en plataformes marines de poca fondària; en elles es dipositaven fangs carbonàtics i emergien alguns esculls. Cap a finals del Triàsic, 50 milions d’anys després de l’inici de la fragmentació de Pangea, aquelles fractures inicials havien evolucionat fins a formar uns sistemes de grans falles que delimitaven depressions semblants a l’actual vall africana del Rift (rift, en anglès, significa ‘esquerda’ o ‘obertura’). Una de les valls riftianes es localitzava a la futura àrea pirinenca, i l’altra, més important i que va ser immediatament envaïda per la mar, a l’àrea ocupada actualment pel Sistema Bètic, la Mar d’Alborán i l’Estret de Gibraltar. Altres depressions similars s’obriren a l’interior de la Placa Ibèrica. Aquests sistemes de fractures afavoriren l’ascensió de masses de roques volcàniques i subvolcàniques bàsiques.

En aquell moment, a la futura Península Ibèrica es destacaven dos massissos emergits: el Massís Ibèric (la futura Meseta) i el Massís de l’Ebre, avui desaparegut, el qual ocupava les actuals zones orientals de la Conca de l’Ebre, del vessant sud dels Pirineus i del Golf del Lleó. Geogràficament, ambdós massissos eren unes illes envoltades de vastes àrees entollades a les quals es dipositaven sals, guixos, argiles i carbonats en unes condicions climàtiques molt àrides. Entre el Massís Ibèric i el límit dels pantans triàsics s’obria una extensa plana desèrtica.

Amb el decurs del temps, durant el Triàsic i sobretot el Juràssic, l’extensió al llarg d’algunes de les fractures que limitaven les valls riftianes va progressar fins que es generà escorça oceànica, quedant així individualitzades noves plaques tectòniques. Havia començat l’obertura de l’Atlàntic central (figura 6).

Al llarg del Juràssic, durant un període de 55 milions d’anys, una part important de la futura Placa Ibèrica es mantingué submergida sota una mar poc profunda (figura 7). En unes condicions climàtiques més càlides que les actuals, en aquelles extenses plataformes continentals es dipositaven fangs i sorres carbonàtiques, els quals, en major o menor grau, eren retreballats per les marees. Aquelles condicions ambientals afavoriren també que les aigües fossin colonitzades per grups molt nombrosos de cefalòpodes, principalment d’ammonítids i belemnítids, i també per braquiòpodes i bivalves.

Cap a finals del Juràssic, ara fa uns 150 Ma, les costes meridionals del Massís Ibèric s’havien separat al voltant de 500 km de les costes septentrionals d’Àfrica. Al llarg d’aquell espai, les aigües de l’Oceà de Tetis ja havien connectat amb les del jove Atlàntic, que en aquell temps ja havia assolit una amplada de 1 000 km, entre les costes meridionals de Terranova i les costes occidentals del Sàhara (figura 7). La vall riftiana que s’havia començat a obrir a l’actual zona pirinenca 50 milions d’anys enrere ara era un solc marí molt profund connectat amb l’extensa plataforma continental que ocupava la meitat oriental de l’actual Península Ibèrica.

La individualització i deriva de la Placa Ibèrica. El Cretaci

Al llarg del Cretaci inferior, l’obertura de l’Oceà Atlàntic es va propagar cap al nord produint la definitiva separació de la Placa Nord-americana de la Ibèrica i l’Europea. A finals del Cretaci inferior, fa 100 Ma, la Placa Ibèrica es trobava completament individualitzada de les plaques circumdants, limitada per grans zones de falla de salt en direcció (figura 8). El límit septentrional se situava al solc pirinenc, on la separació d’Ibèria i Europa havia provocat l’obertura del Golf de Biscaia i, cap a l’est, la formació d’un reguitzell de conques estretes relativament profundes i connectades entre si les quals s’estenien cap a les àrees orientals de l’actual zona pirinenca.

La separació entre Ibèria i Europa al llarg d’aquesta zona va ser més gran a l’oest que a l’est, la qual cosa va afegir un moviment de rotació, en sentit contrari al de les agulles del rellotge, al desplaçament de la Placa Ibèrica. Al sud, el marge de la Placa Ibèrica era l’actual falla transformant de les Illes dels Açores – Gibraltar. Per l’est, una altra zona de falla connectava la dels Açores – Gibraltar amb la zona alpina. L’expansió de la Dorsal Centratlàntica havia situat Ibèria uns 800 km a l’est deTerranova.

La superfície emergida de la Placa Ibèrica havia augmentat considerablement des del Juràssic superior i incloïa gran part del Massís Ibèric. A les zones on havien emergit les antigues plataformes carbonàtiques juràssiques es desenvolupaven sistemes de cavernes i dolines sota un clima tropical que afavoria la formació de sòls bauxítics i laterítics. A les costes que s’obrien a l’Oceà de Tetis i al Golf de Biscaia es desenvolupaven grans aparells deltaics amb extenses zones de maresmes, les quals allotjaven una gran diversitat faunística i florística. A les plataformes continentals, fora de l’abast de la influència deltaica, es dipositaven carbonats i es desenvolupaven barreres d’esculls de rudistes i baixos de sorra, molts d’aquests darrers formats per l’acumulació dels esquelets dels foraminífers característics d’aquesta època, les orbitolines. Als solcs marins més profunds, situats a les zones septentrional i occidental de l’àrea pirinenca i del Golf de Biscaia, es dipositaven sediments clàstics que eren transportats per corrents de turbidesa des dels fronts dels deltes. En aquells oceans proliferaren els ammonits.

Cap a mitjan Cretaci superior, ara fa al voltant de 85 Ma, la Placa Africana inicià un moviment de rotació en sentit antihorari respecte de la Placa Europea tot desplaçant-se, alhora, cap al nord. Això va provocar el progressiu tancament d’una part de l’Oceà de Tetis (figura 9).

La Placa Ibèrica, situada entre la Placa Africana i la Placa Europea, es veié empesa cap al nord, iniciant-se la convergència amb la Placa Europea i la conseqüent deformació dels marges contigus d’ambdues plaques. A l’àrea pirinenca, la deformació es propagà des de les zones orientals cap a les occidentals, en un procés que culminaria, al cap de 50 milions d’anys, amb l’edificació dels Pirineus i de les cadenes alpines de l’interior de la península.

En aquells temps, l’àrea emergida del Massís Ibèric havia assolit una superfície propera a la de l’actual Península Ibèrica. A les desembocadures dels grans rius s’edificaven aparells deltaics, i a les àrees de la plataforma continental que quedaven fora de l’abast de les zones d’influència deltaica es dipositaven carbonats i margues i s’hi desenvolupaven esculls de rudistes i coralls. La deformació que patia la vora septentrional de la Placa Ibèrica provocava freqüents situacions d’inestabilitat en els sediments que es dipositaven en la plataforma continental. Una part d’aquells sediments eren transportats mitjançant corrents de turbidesa i colades de fang submarines fins als fons marins profunds del solc pirinenc.

La formació de les serralades de muntanyes. EI final del Mesozoic i l’inici del Paleogen

A finals del Cretaci i principis del Paleogen, la situació general havia evolucionat amb rapidesa. El procés de convergència entre la Placa Ibèrica i la Placa Europea havia conduït a l’inici de la col·lisió entre ambdues plaques. Ara fa uns 65 Ma la major part de la Placa Ibèrica, incloent Còrsega i Sardenya que es trobaven a la zona que actualment és ocupada pel Golf de València i el Golf del Lleó, era emergida i sotmesa a una intensa erosió. L’antiga connexió entre l’Oceà de Tetis i el Golf de Biscaia al llarg de la zona pirinenca havia quedat interrompuda per l’emersió de l’àrea oriental (figura 10).

Una gran part d’aquelles zones recentment emergides eren terres baixes i prop del marge septentrional d’Ibèria eren recobertes de vastes planes al·luvials per les quals discorrien rius trenats que transportaven els sediments clàstics procedents de l’erosió de l’interior de la Placa Ibèrica. En aquelles terres baixes també hi havia aiguamolls i llacs poc profunds on es dipositaven torbes i carbonats; per aquelles zones pantanoses hi van deambular alguns dels darrers dinosaures que van poblar la Terra. El conjunt d’aquests sediments s’anomena fàcies garumnianes i en elles se situa el límit entre el Mesozoic i el Cenozoic, marcat per l’extinció del 75 % de les espècies terrestres i marines.

Durant el Paleocè les condicions ambientals van ser molt similars a les de la fi del Cretaci, amb un predomini de la sedimentació continental, al·luvial o lacustre. Ara fa 55 Ma, a principis de l’Eocè, la mar va començar a envair les terres baixes. A l’àrea pirinenca, l’apilament tectònic progressiu de materials del sòcol i de les antigues conques sedimentàries que es produïa per efecte de la col·lisió entre les plaques Ibèrica i Europea significava una càrrega enorme sobre les seves vores. L’increment continuat de càrrega havia provocat que la litosfera de les zones contigües a la cadena de muntanyes en formació s’inflexionés en direcció a aquella. A conseqüència d’això, es generaren, a ambdós costats de la cadena de muntanyes i paral·lelament a ella, unes àrees topogràficament deprimides, les anomenades conques d’avantpaís, les quals foren immediatament envaïdes per la mar. Bona part de l’àrea pirinenca, del Massís de l’Ebre i de l’actual Cadena Costera es veieren convertides en plataformes marines de poca fondària on es dipositaven sediments predominantment carbonàtics. Els foraminífers característics d’aquesta època són les alveolines, les closques de les quals s’acumulaven formant baixos i barres litorals per l’acció de l’onatge i les marees. A les desembocadures dels cursos fluvials que drenaven les àrees emergides, s’edificaven aparells deltaics, els quals eren també, en major o menor grau, retreballats per les marees.

Com a conseqüència del procés de col·lisió entre la Placa Ibèrica i la Placa Europea a l’àrea pirinenca es generaren sistemes de plecs i mantells de corriment que invertiren i exhumaren les antigues conques sedimentàries, les quals foren desplaçades tectònicament cap al sud al vessant ibèric. EI procés de col·lisió entre la Placa Ibèrica i la Placa Europea assoliria el seu moment culminant cap a finals de l’Eocè i inicis de l’Oligocè, fa aproximadament entre 35 i 30 Ma.

Paral·lelament a la formació dels Pirineus, al llarg de l’Eocè i l’Oligocè, la deformació que tenia lloc al marge de la Placa Ibèrica es transmeté cap al seu interior, de manera que determinades àrees d’intraplaca, que prèviament s’havien vist sotmeses a extensió durant el Triàsic, el Juràssic i el Cretaci inferior, ara eren deformades en un context compressiu. Això donà lloc a la formació de la Cadena Ibèrica i la Cadena Costera Catalana. Concretament en aquesta última zona, la deformació es traduí en la formació de falles inverses, encavalcaments i sistemes de falles de desplaçament horitzontal sinistre, obliqües a la direcció de màxim escurçament de la zona pirinenca.

El resultat de tots aquests esdeveniments fou que l’àrea compresa entre els Pirineus, la Cadena Ibèrica i la Cadena Costera Catalana, l’antic Massís de l’Ebre, desaparegué com a àrea emergida subministradora de sediments, i passà a ser el sòcol de la conca d’avantpaís generada al sud de l’àrea pirinenca, la Conca de l’Ebre, receptora dels sediments procedents de l’erosió dels relleus que s’anaven format i que començaven a emergir tant al nord com en els seus límits sud-est i sud-oest.

La Conca de l’Ebre: d’una mar oberta a una plana al·luvial. L’Eocè i l’Oligocè

A mitjan Eocè, fa uns 47 Ma, els Pirineus eren un reguitzell d’illes arrenglerades en direcció est-oest, que emergien entre les aigües que cobrien les conques d’avantpaís d’Aquitània, al nord, i de l’Ebre, al sud. En aquell temps, la Conca de l’Ebre era una extensa badia que s’obria a l’Atlàntic pel Golf de Biscaia i limitava a l’est amb els relleus de la Cadena Costera Catalana, de manera que quedava desconnectada de l’Oceà de Tetis. Flanquejant la Conca de l’Ebre es desenvolupava una plataforma marina detrítica on creixien alguns esculls, alhora que a les desembocadures dels rius que drenaven la Cadena Costera Catalana s’edificaven ventalls al·luvials costers i deltes, les restes dels quals són les muntanyes de Montserrat i Sant Llorenç del Munt. El clima, la circulació de les aigües i la resta de condicionants paleoambientals, afavoriren que  aquelles plataformes fossin colonitzades per foraminífers de vida bentònica típics de l’Eocè mitjà, els nummulits.

A poc a poc, la Conca de l’Ebre s’anava reblint de sediments. Cap a la fi de l’Eocè, fa uns 37 Ma, havia passat de ser connectada amb la mar oberta pel Golf de Biscaia a un règim pràcticament endorreic que afavoria l’evaporació (figura 11). Això va determinar que a les àrees centrals de la conca es dipositessin grans quantitats de sals, mentre que a zones molt localitzades dels marges, encara s’edificaven petites construccions d’esculls coral·lins.

Al mateix temps, les estructures tectòniques que es formaven com a conseqüència de la col·lisió entre Ibèria i Europa prosseguien, estenent-se cap a l’interior de la Conca de l’Ebre i involucrant sediments cada cop més joves. Això provocava, al seu torn, que l’espai ocupat per la Conca de l’Ebre fos progressivament més petit i també que l’àrea emergida de les cadenes de muntanyes en formació fos cada cop més extensa (figura 12) i, com a conseqüència, que augmentés el volum de materials disponibles per a ser erosionats i transportats cap a la conca d’avantpaís.

 A principis de l’Oligocè, fa 33 Ma aproximadament, la Conca de l’Ebre, aïllada del Golf de Biscaia i de Tetis, era una depressió sotmesa a un règim continental endorreic, la qual rebia les aportacions dels rius i torrents que drenaven les àrees del nord i del sud, elevades topogràficament per causes tectòniques. En arribar a la plana, aquells rius i torrents dipositaven els seus al·luvions, consistents en enormes quantitats de graves, arenes i argiles, en forma de conjunts de ventalls i de planes al·luvials per les quals serpentejaven alguns rius de llits trenats. A les zones centrals de la conca, relativament allunyades dels fronts de les cadenes de muntanyes, es desenvolupaven pantans i àrees lacustres on es dipositaven margues, carbonats, guixos i de vegades, també, torbes. És en aquests dipòsits on es troben les restes de petits rosegadors, indicatius de la radiació dels mamífers. A les desembocadures dels cursos d’aigua que arribaven en aquells llacs s’edificaven petits deltes. Probablement, el paisatge de les zones centrals de l’actual part catalana de la Conca de l’Ebre devia recordar en alguns aspectes el de la sabana africana actual: llacs poc profunds envoltats de vegetació i àrees temporalment entollades.

L’obertura de la Mediterrània occidental. L’Oligocè superior i el Miocè

Cap a finals de l’Oligocè i principis del Miocè, fa uns 25 Ma, el procés de col·lisió entre les plaques Ibèrica i Europea havia acabat. Els Pirineus, la Cadena Costera Catalana i la Serralada Ibèrica ja tenien la mateixa estructura de plegament que ara i els sediments que formaven els antics ventalls al·luvials, que s’havien dipositat al peu dels fronts muntanyosos dels Pirineus, ara es trobaven plegats dibuixant espectaculars discordances progressives. La Conca de l’Ebre es mantenia en un règim endorreic amb la zona oriental, o Conca Central Catalana, totalment reblerta i ocupada per una extensa plana al·luvial que drenava cap a l’oest, on es mantenien les condicions lacustres. A l’est, l’antic golf de Tetis havia quedat pràcticament desconnectat de la resta de l’oceà i es formà una mar interior, la Paleomediterrània (figura 13).

 

L’acabament del procés de col·lisió entre les plaques Ibèrica i Europea donà lloc que, a partir de l’Oligocè superior, la convergència entre Àfrica i Euràsia passés a manifestar-se més al sud, al límit entre les plaques Ibèrica i Africana. Alhora es desenvolupava un sistema de falles en un context geodinàmic extensional que progressava per l’interior de la Placa Europea des del nord cap al sud, formant valls riftianes a les actuals valls del Rin i del Roine. Aquesta nova situació originà una sèrie d’esdeveniments que havien de determinar la resta dels trets geològics bàsics que configuren l’actual àrea catalana de la Placa Ibèrica.

Les falles que s’havien format a la Cadena Costera Catalana simultàniament amb la formació dels Pirineus actuaren en el nou context tectònic extensiu com a falles normals i generaren profundes fosses tectòniques paral·leles, o també esbiaixades, a l’actual línia de costa. A l’extrem oriental de la Conca de l’Ebre, també es desenvoluparen sistemes de falles normals, si bé en direcció NW-SE. L’evolució dels sistemes de fractures provocà primer l’aprimament de l’escorça continental i la fragmentació de l’extrem oriental de la Placa Ibèrica, de manera que el bloc format per Còrsega, Sardenya i les Balears, s’esqueixà i començà a derivar cap a l’est, en formar-se escorça oceànica al Golf del Lleó i al Solc de València. D’aquesta manera començava, fa uns 20 Ma, la formació de l’actual Mediterrània occidental. Fou llavors que les fosses recentment formades a la Cadena Costera Catalana i a l’extrem oriental dels actuals Pirineus van quedar connectades amb la incipient Mar Mediterrània (figura 14). Immediatament van ser ocupades per una mar soma on es dipositaven sediments clàstics i evaporites i s’hi edificaven també alguns esculls coral·lins.

 

Al Miocè superior, a l’àrea pirinenca oriental, es va generar un altre sistema de fosses tectòniques que tallà totes les estructures de plegament i d’encavalcaments que s’havien format amb anterioritat, el qual delimità petites conques sedimentàries intramuntanyenques. En les conques de la Seu d’Urgell i la Cerdanya es van formar sistemes de ventalls al·luvials amb àrees pantanoses i lacustres, en un règim endorreic, on es dipositaven sediments fins i torbes. A l’extrem oriental de la Conca de l’Ebre, ara fa uns 10 Ma, es registra l’inici d’un episodi eruptiu bàsic a favor de les falles orientades NW-SE que delimiten la fossa de l’Empordà. De l’activitat volcànica, en resten les colades basàltiques.

La “crisi” messiniana

Ara fa uns 7 milions d’anys, un succés extraordinari afectà tota la conca mediterrània i les terres emergides que l’envolten: en el Messinià la Mediterrània es va assecar. La major part de l’àrea va quedar convertida en un salí gegantí situat a centenars de metres per sota del nivell de l’Atlàntic. És possible que el paisatge s’assemblés força a una espècie de combinació de triangle dels Àfar amb alguns salares de l’àrea andina i de la conca de la Mar Morta. Aquell canvi brutal en el nivell de base provocà que els rius s’encaixessin molt profundament en les antigues plataformes marines i que l’erosió que produïen a les zones de les capçaleres progressés en direcció al continent (figura 15).

 

Probablement fou llavors que les capçaleres d’alguns dels torrents que drenaven els relleus de la Cadena Costera Catalana cap a la Mediterrània assoliren la Conca de l’Ebre, tot capturant cursos fluvials d’aquesta i constituint noves conques hidrogràfiques, les del Ter, el Llobregat, el Francolí i l’Ebre. A partir d’aquell moment l’antiga conca d’avantpaís dels Pirineus deixava de ser una conca endorreica i passava a ser tributària de la conca mediterrània. Els sediments eocens i oligocens dipositats a la Conca de l’Ebre durant l’edificació de les cadenes de muntanyes que la delimiten començaren, doncs, a ser erosionats i a convertir-se en l’àrea font de bona part dels materials que rebleixen el Golf de València i la plana abissal del Golf del Lleó.

A l’inici del Pliocè, la connexió entre l’Atlàntic i la Mediterrània s’havia restablert i a mitjan Pliocè, fa uns 3 Ma, el nivell de la mar no tan sols s’havia recuperat, sinó que havia ascendit uns 100 metres per damunt del nivell actual. Prou com perquè algunes àrees de les fosses tectòniques properes a la costa tornessin a ser envaïdes per una mar poc profunda (figura 16).

A les desembocadures d’alguns rius s’edificaren uns petits aparells deltaics del tipus anomenat de Gilbert i que són molts característics del Pliocè de la Mediterrània. A les vores de la depressió intramuntanyosa de la Selva, es produïen efusions volcàniques basàltiques d’una certa importància.

 

Des de fa 2 Ma fins l’any 18000 abans de la nostra era

Durant el Plistocè és quan la Península Ibèrica adquirí la resta de trets geogràfics que li conferiran l’aspecte amb què la coneixem actualment. Des del punt de vista de la geodinàmica interna, a partir de finals del Pliocè, fa uns 2 Ma, començà un període de calma relativa, trencada puntualment per les erupcions volcàniques localitzades a la zona nord-oriental de Catalunya. Però, climàticament, és una època amb molta variabilitat. Després d’un temps de clima benigne, que es mantingué des de finals del Pliocè fins a mitjan Plistocè, des d’ara fa uns 900 000 anys tingueren lloc cinc glaciacions separades per intervals de clima més càlid, els anomenats interglacials (figura 17).

 

Durant les èpoques glacials la precipitació de neu superava la fusió estival, i any rere any, s’anaven acumulant grans quantitats de glaç en els casquets polars i a les zones amb relleus més elevats (figura 18). Mentre es mantenien les condicions glacials el volum d’aigua atrapada als casquets polars en forma de glaç provocava que el nivell de la mar davallés unes quantes desenes de metres per sota del nivell actual. Conseqüentment, els cursos d’aigua s’encaixaven fortament en el relleu i dipositaven, a les seves desembocadures, graves i arenes en forma de ventalls costers i deltes. A les zones més altes dels Pirineus es formaven circs i glaceres de vall, les quals acumulaven i transportaven blocs i fragments de roca a les seves morenes, al mateix temps que erosionaven els seus llits, conferint-los la típica secció en U de les valls d’origen glacial. A les àrees amb forts pendents properes a les glaceres, les zones anomenades periglacials, el procés iteratiu de congelació-fusió de l’aigua intersticial de les roques i de l’aigua retinguda en esquerdes i diàclasis en provocava la fragmentació mecànica i la conseqüent acumulació dels blocs i cairells als peus dels vessants en forma de tarteres i de cons de dipòsits de vessant molt característics.

Durant les èpoques interglacials, es fonia una gran part del glaç dels casquets polars, el nivell de la mar ascendia i els cursos d’aigua dipositaven els sediments que transportaven a les vores dels seus llits. Lluny de les àrees glacials, aquells canvis climàtics es reflectien en la formació de sòls i crostes carbonatades damunt dels sediments al·luvials i en l’acumulació periòdica de sediments fins com a loess, que eren transportats pel vent en forma de núvols de pols.

A les zones amb afloraments extensos de roques carbonàtiques, de conglomerats amb els còdols i el ciment carbonàtic o d’altres roques solubles en aigua o en àcid carbònic, es desenvolupaven processos de carstificació que donaren lloc a sistemes de cavernes, avencs i dolines. Algunes d’aquelles dolines van evolucionar cap a veritables àrees lacustres. A la sortida dels sistemes càrstics, les aigües saturades en carbonat càlcic sedimentaven i, en alguns casos, continuen sedimentant actualment, uns precipitats i incrustacions carbonàtiques, els travertins. Els canvis del nivell de base, juntament amb l’acció combinada de dissolució química i abrasió mecànica, provocaren que, en travessar zones constituïdes per carbonats, els cursos fluvials s’encaixessin en el relleu formant estrets i profunds congosts.

Així, durant el Plistocè, l’encaixament de la xarxa de drenatge anava generant uns buits potencials que tendien a reblir-se. La reiteració en el temps de tots els processos esmentats, conduí a la formació de terrasses i ventalls al•luvials esglaonats, a la incisió dels congosts fluvials, a la formació de plataformes d’abrasió marines, a l’establiment de la xarxa fluvial gairebé tal com la coneixem avui dia i, al capdavall, a la definició dels trets bàsics de l’escultura del paisatge actual.

Els darrers 18000 anys

Fa vora de 18 000 anys, tot just després del darrer màxim glacial, el nivell de la mar es trobava situat unes quantes desenes de metres per sota del nivell actual. Les glaceres que cobrien les zones més altes dels Pirineus desapareixien de mica en mica i, en alguns circs i algunes concavitats del perfil longitudinal de les seves valls, es formaven petites conques lacustres, de vegades contingudes per les antigues morenes.

La progressiva disminució de la superfície dels casquets polars, provocà una transgressió marina que negà les terres baixes costeres i les antigues planes deltaiques.

Ara fa 11 500 anys, quan s’inicià l’Holocè, el període geològic actual, el nivell de la mar s’avia anat estabilitzant i es trobava al voltant de 2 metres per damunt de la cota actual. La major part de les planes de l’Empordà, del Besòs, del delta del Llobregat i del delta de l’Ebre es trobaven submergides. Eren badies poc profundes, envoltades de terres baixes al·luvials, de les quals emergien alguns illots. Cap a l’any 1000 a.C., l’acumulació de sediments aportats pels rius havia fet augmentar considerablement les àrees emergides i el seu paisatge consistia en aiguamolls i terres baixes pantanoses. Als assentaments humans, localitzats a la perifèria d’aquelles planes i també en alguns illots, es començaren a desenvolupar l’agricultura i la ramaderia; les restes dels poblats ibers en són un bon testimoni.

Ja en temps històrics, les planes litorals de l’Empordà, del Baix Llobregat i de l’Ebre havien anat creixent amb els al·luvions aportats pels rius, de manera que, cap a l’any 50, la línia de costa es trobava ja bastant pròxima a l’actual (figura 19).

 

Durant l’Edat Mitjana, a causa de conflictes polítics i militars entre nobles veïns, alguns rius, com el curs baix del Ter, foren repetidament desviats. A les zones de muntanya, de forts pendents, l’activitat antròpica va deixar la seva empremta en el paisatge en forma de bancals i terrasses de conreu.

Més tard, al segle XVII, la desforestació de grans àrees de bosc es traduí en un augment considerable de les aportacions dels rius i, en conseqüència, en un increment de la superfície emergida de les planes deltaiques i costeres. El delta de I’Ebre assolí la seva extensió màxima cap a finals dels anys 10 del segle XX. Des de llavors, per raó de la retenció de sediments en els embassaments de la seva conca, el volum de materials del delta roman pràcticament constant. Els sediments disponibles ara són redistribuïts per l’acció dels corrents de deriva litoral, per les onades i, en menor mesura, per les marees, de manera que la silueta del delta de l’Ebre tendeix a ser arrodonida, a l’estil de la del delta del Llobregat. Durant la resta del segle XX el paisatge de Catalunya ha anat evolucionant amb pocs canvis, gairebé tots deguts a l’acció antròpica fins a assolir l’aspecte que podem percebre  actualment

---

 

 

---

GAIA · La Gran Mare és un documental de 48′ sobre l’origen, l’evolució i el futur de la Terra, amb èmfasi en els conceptes geològics i el paper de la vida i dels humans. Els fets i les idees es mostren mitjançant il·lustracions i animacions així com filmacions realitzades en llocs com museus i paisatges rellevants. També s’hi exposen les amenaces a la sostenibilitat del planeta.