La xarxa fluvial dels Països Catalans

La xarxa fluvial

Un riu és un corrent d’aigua que circula pel fons d’una vall, de la qual recull les aigües d’escorrentia de la corresponent conca de drenatge, i va a desguassar a la mar. El corrent, que baixa amb una velocitat que depèn del pendent, té un cabal determinat. Aquests paràmetres i els factors capaços de fer-los variar s’han d’individualitzar per a analitzar el funcionament del riu. El cabal i el pendent són els dos paràmetres bàsics i fàcilment quantificables que ens permeten d’entendre els processos principals que ocorren en una vall fluvial: l’erosió, el transport i la sedimentació.

El cabal d’un riu es pot definir com la quantitat d’aigua que circula per la llera d’un riu en un moment determinat (quan se’n fa el mesurament). Aquesta quantitat d’aigua sol ésser molt variable, i depèn en gran mesura de les diferents característiques climàtiques que imperen al llarg de la conca de drenatge. Aquesta variabilitat, que pot arribar a ésser mínima a les regions de clima constant (per exemple, a l’Amazònia), pot esdevenir extrema en les regions amb estacions seques i humides ben marcades, com és el cas de la regió mediterrània, on els rius poden alternar períodes de sequera total (cabal zero) amb crescudes que poden arribar als centenars de metres cúbics per segon i esdevenir catastròfiques quan interfereixen amb l’activitat humana. Si bé la majoria dels paràmetres que defineixen el cabal d’un riu són climàtics, també cal considerarne d’altres, com ara la presència de recorreguts subterranis, que fa que l’aigua de les sorgències tingui un cabal gairebé constant i marqui el nivell mínim d’estiatge.

El pendent del riu és el grau d’inclinació que té la superfície de la seva llera i és el que fa que l’aigua s’escorri des dels punts més alts de la conca de drenatge (crestes o interfluvis) fins al punt més baix o nivell de base. Originàriament, el relleu ha estat format per esforços tectònics, que han desnivellat la superfície terrestre. Després, aquest relleu s’ha vist sotmès a l’acció dels agents atmosfèrics, que tendeixen a desgastar-lo, un dels principals dels quals és precisament l’aigua d’escorrentia. A escala regional, per tant, el pendent depèn de l’arquitectura generada pels esforços tectònics, però a escala local depèn més aviat de les diferents característiques físiques i químiques de les roques que travessa la vall originada, la disposició de la qual es relaciona també directament amb la tectònica original.

La dinàmica fluvial

La xarxa fluvial que veiem en el relleu actual és resultat de processos d’afaiçonament del relleu iniciats durant el Terciari, que són relativament recents si pensem en termes de temps geològic. La relació entre el cabal i el pendent dona diferents tipus de valls. A les parts més altes (fotografia superior, amb l’embassament de Llauset al fons, que recull les aigües de la capçalera de la Noguera Ribagorçana), el fort pendent i el cabal relativament reduït donen la característica vall en forma de lletra V. A les parts baixes (fotografia inferior, del curs baix a l'alçada de Miravet), domina la sedimentació.

Jordi Vidal / ECSA

Si hom considera la combinació dels dos paràmetres principals, el pendent i el cabal, i si analitza en un indret determinat la dinàmica d’un riu, s’observa que hi ha una massa d’aigua en moviment, que té, per tant, una determinada potència (energia cinètica), directament proporcional a la massa d’aigua (i, per tant, al cabal) i al quadrat de la velocitat. Aquesta potència (potència bruta) es despèn principalment vencent el fregament, la viscositat i transportant càrrega, sia per flotació, sia per suspensió o per arrossegament pel fons. Així, un riu és en equilibri quan despèn tota la seva potència, és a dir quan la potència neta és zero; és el cas d’un indret en què el riu circula transportant la seva càrrega. Si modifiquem alguns dels paràmetres per a fer augmentar la potència bruta (per exemple un augment del cabal o del pendent, que farà augmentar la velocitat de l’aigua), el riu tendeix a augmentar la càrrega, és a dir que augmentarà l’erosió. Si, en canvi, disminuïm la potència bruta, el riu disminueix el transport de càrrega, és a dir que la sedimentació tendeix a augmentar.

Atenint-nos solament al pendent, si considerem el cabal fix, és clar que a la capçalera d’un riu, on el pendent és fort, la velocitat és més alta i l’aigua té un poder d’erosió molt gran, mentre que a les zones de pendent suau la velocitat és més baixa i el riu tendeix més a sedimentar que no a erosionar; hi ha una zona intermèdia on predomina el transport. I, a l’inrevés, si considerem el pendent fix, els augments de cabal provocaran augments de l’erosió, mentre que la disminució de cabal provocarà un augment de la sedimentació.

Excepte en les comptades ocasions en què la tectònica recent ha modificat algun detall del relleu, aquest, durant el Quaternari, s’ha modificat poc i, per tant, els canvis de dinàmica en un indret determinat (augments o disminucions d’erosió o de sedimentació) han de derivar de canvis de cabal, d’origen climàtic, més que de canvis de pendent. Únicament a les zones properes al nivell de base marí cal afegir els canvis del nivell de base, que també deriven generalment de canvis climàtics, com per exemple les oscil·lacions eustàtiques del nivell de la mar, que modifiquen els pendents allargant o escurçant la part terminal del riu.

En resum podem dir que, al llarg del perfil longitudinal d’un riu, a les zones de capçalera, amb pendents forts, hi predomina l’erosió, mentre que a les zones més baixes, amb pendents suaus, hi predomina la sedimentació. A les zones intermèdies, on diríem que predomina el transport, és on la influència climàtica, capaç de modificar el cabal del riu, pot fer que en determinats períodes hi predomini alternativament l’erosió o l’acumulació de sediments. Aquests diferents tipus de dinàmica fan que al llarg de la vall trobem diferents perfils transversals del riu. D’una manera simplificada, podem dir que van des d’una forma semblant a una lletra V, que indica un fort poder erosiu en una zona on no es pot sedimentar (sigui pel pendent o per l’absència de càrrega sòlida) fins a una forma en artesa, de fons pla, on trobem un riu que circula sobre els seus propis al·luvions, els quals normalment només remou, i d’una manera més o menys profunda, durant les grans riuades. Les diferents dureses i comportaments de les roques que formen el substrat de la vall fan tanmateix que l’angle de la vall en V o l’amplada de la plana al·luvial siguin més o menys marcats.

La formació de les terrasses fluvials

Esquema de les fases de formació d’una terrassa fluvial. En la primera fase (a dalt), el riu circula per un llit de graves que és capaç de remoure, i pot canviar el curs a cada crescuda. En una segona fase (al mig), els canvis de dinàmica fan que el riu s’encaixi en les graves i només ocupi l’antic llit d’inundació durant les grans avingudes (línia blava discontínua); en cada avinguda, el riu inunda el llit i els conreus i assentaments humans existents, i deixa una capa de sediments fins damunt les graves. En la tercera etapa (a baix), prosseguint amb la dinàmica anterior, el riu continua el seu encaixament i ja no pot pujar fins a negar l’antic llit d’inundació; tenim, així, formada una terrassa fluvial.

Biopunt.

Un riu que circula per una àmplia plana al·luvial, amb pocs metres de gruix d’al·luvions, generalment és capaç de remoure aquests al·luvions completament durant les grans crescudes; aquest riu encara provoca erosió del llit rocós. Però arriba un moment en què ja no pot remoure’ls completament i així el riu passa per un canal d’estiatge, encaixat alguns metres en els seus propis al·luvions, i en les crescudes es limita a desbordar aquest canal mínim i a inundar la plana al·luvial, sense arribar a remoure els al·luvions i en canvi, hi sedimenta llims d’inundació. Finalment, aquest canal d’estiatge va encaixant-se i ja no es desborda a les crescudes sinó que, per contra, provoca una acceleració de l’encaixament, fins i tot en substrat rocós. Això fa que es formi una àmplia plana al·luvial, com una terrassa no inundable, penjada. D’aquesta manera, el riu passa per cicles d’inundació i d’encaixonament molt marcats; això és el que fa que en el curs mitjà de la majoria dels rius de les regions temperades trobem una sèrie de terrasses penjades, a diferents nivells. Són les terrasses que clàssicament han estat anomenades terrasses climàtiques, interpretades com a fases en què la dinàmica del riu ha canviat gràcies a l’augment del cabal produït pels períodes glacials (pluvials). Malgrat que aquesta associació entre les terrasses i els períodes glacials no és tan directa, és evident que les glaciacions començaren amb períodes de més precipitació, la qual cosa segurament tingué un paper important. En el cas que la capçalera de la vall hagi tingut glaceres durant un període glacial, la dinàmica del riu pot modificar-se també per l’augment de la càrrega sòlida que li dona el front glacial, i això afavoreix un règim fluvial de crescudes, catastròfic, amb una forta capacitat de càrrega i un gran poder erosiu, malgrat que el clima que originà les glaceres ja hagi canviat.

Els canvis del nivell de la mar poden afectar la dinàmica fluvial, a les zones baixes, properes a la mar, fent que augmenti o disminueixi el pendent a la seva part terminal. Una baixada del nivell de la mar tendeix a augmentar el pendent i, per tant, a fer que el riu erosioni més i s’encaixi en la seva llera, mentre que una elevació del nivell de la mar tendeix a fer augmentar la sedimentació, amb un efecte similar al produït per un embassament que intercepta el perfil longitudinal del riu. Són les denominades terrasses eustàtiques, difícils de relacionar amb les climàtiques. Quan hi havia glaceres a les muntanyes, quan es produïren les glaciacions quaternàries, era precisament quan el nivell de la mar era més baix (durant la darrera glaciació era gairebé uns 100 m més baix que el nivell actual) i, per tant, la vall s’encaixava.

L’evolució de la xarxa fluvial al Principat

Si, sobre un mapa, hom analitza la xarxa hidrogràfica dels Països Catalans, es fa palès fàcilment que gairebé tots els nostres rius drenen cap a la Mediterrània (tots excepte la Garona, que ho fa cap a l’Atlàntic), i que molts procedeixen dels Pirineus (de les muntanyes cantàbriques, en el cas de l’Ebre), mentre que els situats més avall de l’Ebre i els de les Illes provenen de muntanyes que tenen un règim clarament mediterrani. Ara bé, des del punt de vista estructural, hom s’adona que molts d’aquests rius segueixen una trajectòria molt complexa, a través de diverses serralades i planes, i que, si bé el factor estructural és important en els seus primers trams —quan baixen de la muntanya a la plana—, no ho és, en canvi, quan travessen les serralades litorals. Per això, el nostre tractament dels rius catalans es fonamentarà sobretot en la gènesi del seu recorregut, més que no pas en qüestions merament topogràfiques.

Hom analitzarà a continuació com es va produir el traçat dels rius catalans des del seu origen, establert ja clarament al final del Terciari, i després, la manera com es va anar produint l’encaixonament dels rius fins arribar a formar les vall actuals.

L’origen i el traçat de les valls

L’Ebre

De tots els rius catalans, l’Ebre és un cas especial no solament pel seu cabal i la seva extensió de conca, sinó pel fet que, nascut a Cantàbria, desguassa al costat mediterrani de la península, diferentment de tota la resta dels grans rius peninsulars. Format a Fontibre, prop de Reinosa, recull la major part de l’aigua pel costat pirinenc, i, amb un traç rectilini, se’n va de dret a desguassar a la Mediterrània, fent una única marrada per travessar la Cadena Costanera catalana. La fotografia dona una imatge de l’Ebre en aquesta recolzada, al seu pas per Móra d’Ebre, on ja predominen els processos sedimentaris.

Jordi Vidal / ECSA

L’Ebre, el més cabalós dels rius de la península Ibèrica, i amb una conca de més de 83 000 km2, neix a la Serralada Cantàbrica i desemboca a la Mediterrània, on forma un ampli delta, després de travessar el Sistema Mediterrani català, entre Ascó i Amposta. Del seu recorregut fora de l’àmbit geogràfic dels Països Catalans —és a dir, des de Fontibre, on neix, fins a Mequinensa— cal esmentar la seva concordança general amb l’estructura geològica, ja que recull totes les aigües que s’escorren de les principals serralades que envolten la Conca de l’Ebre: la Serralada Cantàbrica i els Pirineus (fins al Puigmal), i la Cadena Ibèrica; en canvi, el Sistema Mediterrani català, que tanca la Conca de l’Ebre pel SE, el travessa perpendicularment, amb un traçat peculiar.

Hom s’ha preguntat quan, com i per què l’Ebre s’ha obert camí cap a la Mediterrània, havent de travessar tot el Sistema Mediterrani català. La resposta no és senzilla, sobretot perquè des que el riu inicià el seu encaixament ha predominat l’erosió, de manera que no ha deixat restes sedimentàries que ens permetin de llegir i interpretar les successives fases de la seva evolució geomorfològica.

Pel que fa a l’edat, hom pensa que l’inici de l’encaixament ha d’estar relacionat amb l’acabament de la sedimentació evaporítica de la conca terciària de l’Ebre; la sedimentació posterior ens indica que es tractava d’una conca lacustre, però no endorreica. D’altra banda, a l’extrem final d’aquesta conca —la mar Mediterrània— hi ha d’haver la sedimentació deltaica submarina, registre de la primera sedimentació deltaica, malgrat que aquests sediments es troben sens subte sepultats sota els sediments deltaics recents. Hom coincideix, però, a pensar que l’inici del drenatge de l’Ebre cap a la Mediterrània se situa en el Miocè.

Hipòtesi per explicar l’obertura de la depressió de l’Ebre cap a la Mediterrània. Hom creu que aquesta depressió va ser una conca endorreica que rebia les aigües dels rius pirinencs i ibèrics. La figura il·lustra (a baix a l'esquerra) el model evolutiu d’una erosió remuntant de la xarxa litoral catalana, accelerada per les fractures de la depressió de Móra i potser per l’eixugament de la Mediterrània esdevingut durant el Messinià. La imatge satèl·lit Landsat-5 (a dalt a l'esquerra) mostra el traçat del riu des d’Ascó fins a la Mediterrània, amb el seu delta holocè; noteu-hi la recolzada que fa en travessar la Cadena Costanera, obligat per la depressió tectònica de Móra. A la dreta, un exemple clar d’erosió remuntant produïda en condicions de clima semiàrid en el relleu aixecat d’una falla és el que ens mostra la imatge satèllit d’un sector de la conca del Jordà i la mar Morta. El fenomen és especialment espectacular a la part del Golan que drena el Tiberíades (a dalt a la dreta) i al sector oriental de la mar Morta (a baix a la dreta). La imatge en color derivada del satèl·lit U.S. LANDSAT-5 és feta a una alçada de 930 km, a les 9, 30 h del 18 de gener de 1987, i perfeccionada amb dades en blanc i negre del satèl·lit francès SPOT.

Biopunt, original de David Serrat; ESA / Eurimage, 1991; Educational Programs, Inc.

Pel que fa a la manera com l’Ebre s’obre pas cap a la Mediterrània, cal dir que no sembla que hi hagi cap gran fractura que hagi pogut facilitar-li la sortida de la Depressió Central catalana just per la zona situada a l’E d’Ascó. El que pot explicar que aquest punt geogràfic sigui el punt més baix, és un fenomen d’erosió remuntant de la capçalera d’un riu, el qual primer només devia drenar el vessant oriental del Sistema Mediterrani, però que va arribar a capturar la conca de l’Ebre; però també es podria explicar per un fenomen de simple encaixament del sobreeixidor d’un llac. Diversos factors devien contribuir a conformar les condicions idònies perquè es donessin els fenòmens ara esmentats. En primer lloc, destaca un factor climàtic: hom pensa en un augment de la pluviositat, que podria haver fet que s’omplís el llac i aquest fos obligat a desbordar-se i abandonar la sedimentació evaporítica. En segon lloc, el factor estructural, ja que es pot imaginar l’aparició de les fosses durant el període distensiu postalpí com a factor creador de relleu i, per tant, capaç de donar poder erosiu als rius, poder erosiu que es podia haver donat en sentit oposat al del drenatge de l’època compressiva. Finalment, cal tenir present la crisi del Messinià, que comportà l’assecament gairebé absolut de la Mediterrània i un gran increment del poder erosiu.

La xarxa fluvial pirinenca

Dins l’àmbit geogràfic de la Serralada Pirinenca, la xarxa fluvial, essencialment concordant amb l’estructura del relleu, dona drenatges cap al N i cap al S a partir de la zona axial, més elevada, orientada d’E a W. Això indica una antecedència de la xarxa. Però, malgrat això, hi ha algunes excepcions. En primer lloc, el Segre, amb la capçalera orientada cap al N, segueix una direcció W-SW quan es troba amb les falles que delimiten la depressió de la Cerdanya, i acaba drenant cap al S. En segon lloc, la Garona, malgrat la seva orientació cap a la conca d’Aquitània, rep les aigües de la capçalera topogràfica de l’Ésera (Conca de l’Ebre) pel conducte càrstic subterrani delimitat pel forat d’Aigualluts i els güells del Joèu.

Quan surten de la Serralada Pirinenca, prenen direccions diferents. Els afluents de l’Ebre continuen el seu recorregut consegüent de N a S cap al centre de la Depressió, i el Segre, amb el seu traçat NE-WO bisectriu de la Depressió Central catalana, actua com a collector de les Nogueres i del Cinca abans de confluir amb l’Ebre, prop de Mequinensa. El tram de confluència del Segre i el Cinca és d’un ordre de jerarquització (grau) superior al mateix Ebre, com a conseqüència de la gran densitat de la xarxa pirinenca. El Ter i el Llobregat arriben consegüentment a la Depressió Central catalana, però en lloc de seguir una bisectriu semblant al Segre i drenar cap a l’Ebre van a parar directament a la Mediterrània, després de travessar la Serralada Litoral; en aquest cas no sembla que la causa tingui relació amb l’estanyament de les aigües i la formació d’una conca lacustre abans de travessar el sistema muntanyenc litoral; l’absència d’aquests dipòsits lacustres fa pensar en l’existència de traçats anteriors, antics, que es podrien haver anat encaixant responent a les deformacions tectòniques, tant del plegament pirinec com de les fases miocèniques de distensió posteriors. D’altra banda, els rius més orientals del vessant meridional, el Fluvià i la Muga, topen amb l’acabament oriental de la depressió geològica de l’Ebre i amb la depressió tectònica de l’Empordà, i drenen, d’una manera consegüent, cap a la Mediterrània. També els rius més orientals del vessant septentrional drenen directament a la Mediterrània, a la plana del Rosselló, però ho fan després d’haver seguit per la serralada una direcció SW-NE, que és obliqua a l’estructura general, però segueix clarament la direcció de les fractures més importants, que delimiten el massís del Canigó; són les valls de la Tet i el Tec. Finalment, la Garona i el seu afluent, l’Arieja, drenen cap a l’Atlàntic i, a grans trets, ho fan d’una manera consegüent fins arribar al centre de la depressió d’Aquitània; en sortir de la serralada s’encaixen en els materials al·luvials de les acaballes del Terciari (formació de Lanemezan), també d’origen pirinenc, que arribaren a reblir la depressió

La xarxa fluvial litoral

Sota aquest títol es tracten els rius que drenen directament a la Mediterrània i tenen la seva capçalera a les serralades costaneres catalanes, a l’acabament oriental de la Cadena Ibèrica o als contraforts orientals de la Serralada Bètica.

Al Principat, aquests rius neixen a la Serralada Litoral i baixen amb pendents forts però amb recorreguts senzills (com ara el Daró, o les rieres de Vallalta, Argentona i Riudecanyes), o bé ho fan a la Serralada Prelitoral (com la Tordera, el riu de Foix i el Gaià) o, fins i tot, a la Conca de l’Ebre (com el Congost (Besòs) i el Francolí), en aquest darrer cas travessant la depressió prelitoral i la Serralada Litoral. En el cas de la Tordera, la presència de dipòsits lacustres neògens al sector del Vallès fa pensar en un encaixament més recent, malgrat que el drenatge segurament ja es feia travessant la Serralada Litoral per on ho fa ara; el rebliment del Vallès per dipòsits al·luvials del final del Terciari del massís del Montseny ha fet que una part del recorregut quaternari de la Tordera, entre Sant Celoni i Hostalric, s’adapti al contacte per fractura entre el Vallès i la Serralada Litoral.

Els rius que neixen a la Conca de l’Ebre deriven d’un retrocés per erosió remuntant de les capçaleres. En el cas del Congost, que té la capçalera a la plana de Vic, l’absència de dipòsits d’origen pirinenc en tota la seva conca anul·la l’antiga hipòtesi que el considerava com un antic curs del Ter, posteriorment capturat per un riu de les Guilleries.

L’evolució quaternària de les valls

Els Països Catalans es troben sota la influència d’un clima temperat, típicament mediterrani, bé que algunes de les seves àrees muntanyoses a altures superiors als 2900 m sobre el nivell de la mar, per zonació climàtica vertical, poden arribar a pertànyer al domini glacial de muntanya. Això fa que en general els rius tinguin un règim de cabals molt irregular, amb fortes sequeres estivals i hivernals i amb dos pics de cabal màxims, a la primavera i la tardor. Les petites glaceres, la permanència més o menys llarga de la neu i els potents aqüífers de muntanya fan que els rius d’origen pirinenc mantinguin un cabal continu al llarg de l’any; això els fa ben diferents dels rius estrictament mediterranis, que solen quedar secs a l’estiu.

Entre els efectes de les glaciacions quaternàries als Països Catalans destaquen la disminució d’uns 5 o 6 graus de la mitjana anual de temperatura, i el fet que el nivell de les neus permanents baixés uns 1000 m més avall; això va afectar el règim de cabals dels rius d’origen pirinenc, ja que va fer que les glaceres fossin més grans i va provocar una dinàmica glàcio-fluvial que va fer que els rius augmentessin el seu poder erosiu i la seva capacitat de càrrega i de transport en els cursos alts i mitjans. A les zones no afectades directament pel glacialisme, les glaciacions quaternàries tingueren també un efecte important, ja que els períodes glacials començaren amb un gran augment de la pluviositat (d’ací el nom de «pluvials» aplicat al N d’Àfrica i les zones mediterrànies veïnes per a designar aquests períodes). El progressiu refredament va anar acompanyat generalment d’un augment de l’aridesa també progressiu, de manera que el moment de màxima glaciació als Alps i el centre d’Europa va coincidir amb una forta crisi d’aridesa, que va fer que a la darrera glaciació les glaceres pirinenques ja es trobessin en clar retrocés. D’altra banda, a la part baixa dels rius hi intervingueren encara altres factors: el descens del nivell de la mar que va patir la Mediterrània, que fou d’uns 100 m durant l’època de màxima glaciació, va influir en la dinàmica fluvial, ja que facilità l’erosió de les antigues formacions deltaiques, acumulades durant els períodes interglacials d’estabilitat marina.

La repetició cíclica de les glaciacions durant el Quaternari va provocar un desenvolupament diferenciat de les valls fluvials, en les quals hom pot separar clarament diferents tipus de modelat.

El curs alt dels rius: les zones afectades directament per les glaciacions

El pas del glaç modificà intensament tota la morfologia fluvial prèvia. Però en el seu retrocés, les glaceres deixaren acumulacions glàcio-fluvials frontals de pocs metres de gruix, en les quals s’ha encaixat el curs fluvial actual; és el cas d’una terrassa de 2 a 10 m de gruix (més o menys desenvolupada segons la dinàmica actual del riu). La morfologia glacial, amb la formació de les cubetes de sobreexcavació, ha condicionat totalment el règim de transport d’aquests rius postglacials, ja que els llacs formats en les cubetes actuen de petits nivells de base locals capaços de capturar els sediments transportats pel riu en la seva capçalera; un cop reblert de sediments, el llac adopta la forma d’una plana, recorreguda per un rierol serpentejant, com es pot veure a les cubetes d’Esterri d’Àneu (Noguera Pallaresa), Barruera i Aigües Tortes i Ribera de Sant Nicolau (Noguera de Tor), a Bono (Noguera Ribagorçana) o en altres de més petites, com a Coma de Vaca i Núria (Freser). Corresponen també a aquesta evolució la capçalera sencera de la Garona, a la Vall d’Aran; i el tram del Segre fins a Puigcerdà, amb els seus afluents Noguera Ribagorçana (fins al Pont de Suert), Flamicell (fins a Senterada), Noguera Pallaresa (fins a Rialp), i la Valira (fins a la Seu d’Urgell). I també, als Pirineus orientals, el Ter fins a Setcases i el seu afluent el Freser (fins a Ribes de Freser) i altres petites valls precedents de la serra del Cadí i del Moixeró.

El curs mitjà dels rius pirinencs

El riu Ter, en passar pels materials tous en els quals s’ha excavat la plana de Vic, té un curs més ample i una dinàmica que canvia sobtadament en travessar les Guilleries. Noteu les àmplies terrasses quaternàries desenvolupades en el sector comprès entre la Gleva i Roda de Ter.

J. Calvet. N. Clotet i F. Gallart.

Al curs mitjà dels rius que tingueren glaceres a la capçalera durant el Quaternari és on els successius cicles climàtics quaternaris deixaren la seva empremta més característica, ja que cada cicle va fer que el riu passés d’erosionar a acumular tres vegades o més. El tret geomorfològic que caracteritza aquesta part del riu és la presència de diferents nivells de terrassa, desenvolupats principalment allà on el riu travessa materials tous, que afavoreixen la formació de valls amples (el Segre a la cós, on s’instal·la una acumuladó de graves, més o menys grosses segons la proximitat o llunyania de la capçalera, damunt la qual hi ha, de vegades, una acumulació de sediments fins, de plana d’inundació; com més altes són les terrasses i, per tant, més antigues, més incompletes solen trobar-se, i sol mancar-hi la capa de llims i sediments de la plana d’inundació.

La preservació de restes de terrasses antigues pot respondre a dos fets principals. En primer lloc, la migració del curs fluvial cap a un costat, en encaixar-se en la respectiva plana d’inundació, i en segon lloc, als cicles erosius, cada vegada més curts.

El curs baix dels rius: les zones litorals

Sota la influència dels canvis del nivell de la mar, el curs baix dels rius sol presentar acumulacions de sediments importants en les quals generalment és difícil de trobar sediments antics, ja que queden per sota dels dipòsits més recents, excepte en casos en què el nivell de la mar ha estat més alt que l’actual (o en què hi hagi hagut un aixecament de la costa). Les successives fases d’encaixament han quedat Cerdanya i a la part central de la Depressió Central catalana) o bé allà on travessa depressions erosives (conca de Tremp, Isona i Pobla de Segur, a la Noguera Pallaresa; i Plana de Vic, al Ter).

Els sistemes de terrasses més desenvolupats als rius catalans pirinencs són al Cinca, la Noguera Ribagorçana, el Segre, el Ter i el Llobregat. En aquests rius cada terrassa es compon d’una superfície d’abrasió del substrat rogeneralment sepultades sobre els dipòsits deltaics actuals, i solament estudis detallats basats en sondatges molt pròxims i profunds permeten de fer una certa interpretació de la manera com han evolucionat aquestes zones, com és el cas, per exemple, dels deltes del Fluvià, el Llobregat i l’Ebre. A la zona del delta del Llobregat, prop de Sant Boi de Llobregat, hom pot veure les graves d’una terrassa antiga situada a uns 2 o 3 m sobre la plana deltaica actual.

L’evolució de la xarxa fluvial al País Valencià

Les divisions que fem a continuadó separen els condicionants estructurals de la xarxa fluvial i la seva evolució fins a les etapes vilafranquianes, de la formació dels glacis i les terrasses quaternàries.

L’origen i el traçat de les valls

Els factors geològics més determinants en l’establiment d’una xarxa fluvial són les característiques litològiques de la conca i les estructures del relleu. El primer element influeix decisivament sobre l’escorrenta i, per tant, sobre el règim dels rius i la seva evolució geomorfològica; el segon condiciona el recorregut de la xarxa. Considerarem ambdós aspectes per separat. Per tractar les característiques litològiques de les conques cal recordar quins són els principals dominis geològics de la regió: l’ibèric i el bètic, tots dos constituïts per serres i depressions configurades durant l’orogènia alpina, és a dir, durant el darrer gran impuls tectònic generador de relleu; no obstant això, les condicions sedimentàries d’aquestes zones al llarg del cicle sedimentari alpí previ a l’orogènia foren bastant diferents. El domini ibèric fou una zona situada predominantment als marges de la mar de Tetis, que va experimentar, per tant, una sedimentació pròpia d’ambients marins soms (calcàries, dolomies, etc.), amb intercalació de dipòsits continentals en fases de regressió; això ha determinat que sigui una zona on afloren materials carbonatats, especialment calcaris. Dins el domini bètic, el Prebètic extern (terres valencianes meridionals i alacantines septentrionals) té característiques litològiques molt semblants a les del domini bètic, mentre que el Prebètic intern i el Subbètic (de la serra de Mariola cap al S) es caracteritza perquè, des del Triàsic fins al Miocè, els sediments es dipositaren en un medi de mar oberta, en una conca que es feia més profunda en direcció S; hi ha, doncs, un predomini de dipòsits margosos, amb intercalacions calcàries i amb grans gruixos de sediment. Les conques dels rius de l’àrea s’instal·len en dos tipus de materials: les parts aixecades ho fan sobre roca calcària, i les parts baixes, sobre materials tous, generalment argiles i margues; la disparitat entre capçaleres de roca calcària i valls de roca margosa és present al centre i la meitat N de la província d’Alacant, i també en alguns sectors de la meitat meridional.

Esquema morfogenètic del sector central interior de la Plana de Castelló (a la dreta).

Biopunt, original d’A. Pérez-Cueva.

Hom creu que hi ha hagut diferents tipus d’estructures geològiques (anticlinals, sinclinals, fractures, extrusions, fosses tectòniques, etc.) que han condicionat el traçat de les artèries principals de la xarxa fluvial valenciana, ja que aquesta té un grau de desenvolupament dèbil. No obstant això, cal considerar el component estructural de la xarxa valenciana a diferents escales. En primer lloc, a una escala àmplia, hom veu un predomini estructural fort en el traçat general de les conques, de la qual cosa hi ha excel·lents exemples: xarxes condicionades per estructures d’orientació ibèrica (el riu Cérvol, la rambla de Cervera, el Millars, el Palància, el barranc de Carraixet, el Túria, el riu Magre, alguns trams del Xúquer, etc.); xarxes condicionades per estructures d’orientació bètica (el riu de Cànyoles, el riu d’Albaida, el riu Serpis, el tram superior del Vinalopó, el riu de Gorgos, etc.); xarxes condicionades per serres i fosses d’orientació catalànide (la part baixa de la rambla Carbonera, el riu Sec de Borriol, etc.); i xarxes condicionades per extrusions triàsiques (el Millars entre Montanejos i Fanzara, el riu de Toixa, el Reconque entre Cofrents i Aiora, el Vinalopó entre Villena i Asp, etc.). A escala mitjana també es pot veure l’influx, notablement menor o menys manifest, d’algunes estructures, especialment grans falles, petits anticlinals i sinclinals o petites fosses tectòniques. A escala petita també trobem un fort condicionament, que es manifesta en la multitud de petits llits o trams de llits relacionats amb fractures; l’influx estructural en aquesta escala es relaciona preferentment amb el tipus de litologia; les roques dures afavoreixen el traçat estructural de la xarxa, i dins les roques dures, les silícies (els gresos del Bundsandstein) són les més favorables.

Les etapes vilafranquianes

Aixaragallament profund i actiu produït per erosió remuntant en materials argiloso-margosos en un sector de la vall de Cofrents. La formació de xaragalls («badlands») per erosió remuntant, que podem veure també a la zona d’Igualada i a la plana de Vic, és facilitada pels materials tous.

Jordi Vidal / ECSA

Els glacis vilafranquians han estat descrits per molts autors dins l’àmbit de Serralada Bètica i la Cadena Ibèrica; la seva fisiognomía és relativament familiar, i els seus dipòsits, força característics. Se n’ha pogut establir l’edat a partir de diversos jaciments clau, entre els quals destaquen els de Sarrión i la Puebla de Valverde, a l’alta vall del Millars. Aquests glacis són superfícies planes que arrenquen dels relleus circumdants, ocasionalment amb una capa de dipòsits poc potent, i sovint molt erosionades pels barrancs actuals; els dipòsits tenen fàcies característiques, de tons ocres i vermellosos, còdols grossos i arrodonits, un fort encrostament, etc. Hi apareixen dos nivells diferents, però no és extraordinari que n’hi hagi un de sol. El fet que sigui difícil de trobar terrasses fluvials en aquests nivells d’estabilitat, sabent segur que n’hi va haver, indica fins a quin punt ha estat important l’erosió durant el Quaternari; també recolza aquesta idea el fet que les restes d’aquestes superfícies apareixen penjades a diversos centenars de metres per damunt dels rius actuals.

Si es reconstruïssin les superfícies vilafranquianes a partir de les restes conservades,hom podria saber per on discorria la xarxa fluvial en aquell moment. La manca d’una cartografia completa d’aquestes nivells no ho permet, però sí que fa possible de plantejar suggestives hipòtesis sobre l’antiga organització de la xarxa fluvial valenciana. Per exemple, el cas del Túria.

El Túria, quan surt d’Ademús, deixa de discórrer per la depressió tectònica terciària coneguda com la fossa de Túria-Alfambra, i canvia de direcció cap a la Mediterrània. En conjunt, la conca del riu mostra dos sectors clarament diferenciats. En primer lloc, aigües amunt de Santa Cruz de Moya, el riu segueix una orientació NE-SW aprofitant la fossa; suprimit aquest sector, la conca resultant tindria un aspecte semblant a la dels rius Palància i Millars. El punt de canvi de direcció del riu (Santa Cruz de Moya) és un sector d’estrenyiment topogràfic, amb cotes de superfícies culminants de 1200 m, al voltant dels 100 m per sobre del nivell de culminació del rebliment terciari de la fossa; això suggereix la hipòtesi de captura de la xarxa pliocena de la fossa de Túria-Alfambra per erosió remuntant des de la conca mediterrània. Aquesta captura sembla que és clarament posterior a la deformació del «peneplà fonamental». L’escassa presència de restes de glacis vilafranquians, per contra, no permet d’apreciar si la captura podria haver estat fins i tot posterior a la formació dels glacis, a menys que no es faci un reconeixement geomorfològic exhaustiu.

L’evolució quaternària de les valls

Durant aquesta etapa s’organitza la xarxa fluvial que tenim en l’actualitat. L’acció de la morfogènesi fluvial es fa evident en l’excavació profunda de les valls i posteriorment en l’acumulació i la incisió dels materials al·luvials o dels nivells de terrassa dels marges dels llits actuals. Durant la gènesi de les superfícies vilafranquianes es produeix una reactivació tectònica que desencadena, amb la col·laboració d’unes condicions bioclimàtiques adequades, una forta erosió. Es formen nous desnivells, tant a la franja costanera com als sectors de l’interior, situació que fa propícia una erosió remuntant als rius i barrancs, responsable de la formació dels cons de dejecció que veiem adossats als relleus. Aquest transport de materials cap a les parts baixes de les conques abasteix de material al·luvial les planes costaneres, on la subsidència facilitarà la superposició contínua dels nivells més recents sobre els més antics.

Formació de la plana al·luvial valenciana a l’àrea d’influència del Túria: identificació de les litologies dominants (a dalt) i bloc diagrama dels principals mantells que la formen i la seva cronologia relativa (a baix). La llegenda cronològica (a la dreta) correspon al bloc diagrama. 1 muralla de València del segle XIV, 2 muralla musulmana, 3 rambla dels Predicadors, 4 Grans Vies, 5 estació, T terrassa.

Biopunt, original de P. Carmona González.

Al Pleistocè s’adscriuen els tres grans conjunts de glacis, cons al·luvials i terrasses que s’han descrit fins ara. Els elements morfològics del Pleistocè inferior solen estar constituïts per glacis i, ocasionalment, terrasses fluvials. En l’àmbit ibèric hom reconeix restes aïllades d’aquests elements pleistocens, bé que molt erosionades, en gairebé totes les conques fluvials (Sot de Ferrer, a Castelló; Riba-Roja de Túria, a València, entre d’altres punts). Els nivells del Pleistocè mitjà són constituïts per terrasses, glacis d’acumulació de llims vermellosos, cons i dipòsits de vessant; als vessants és freqüent de trobar-hi dipòsits molt potents de còdols angulosos, heteromètrics, amb matriu escassa i molt encrostats, que es poden assignar a aquest període. En aquest nivell, els dipòsits al·luvials s’identifiquen amb un nivell de terrasses generalitzat, caracteritzat per material al·luvial encrostat, sostre llimós de tons vermellosos i un modelatge superficial de glacis. Els nivells característics del Pleistocè superior són els cons al·luvials d’ambient àrid que apareixen a les valls de conca baixa; les terrasses d’aquest període són de menys entitat que les de l’etapa anterior i no solen estar encrostades. Durant l’Holocè, la xarxa s’encaixa lleugerament i crea, almenys, dos nivells de terrassa. El més antic pertany a l’Holocè antic, i és una terrassa de material llimós argilós, amb un dèbil perfil edàfic. El més recent, que ja és de temps històrics, és de material més gruixut i té restes ceràmiques. A l’interior, el nivell Holocè antic s’encaixa als materials del Pleistocè superior; a la conca baixa, i especialment a les planes costaneres, els dipòsits holocens, fins i tot els més recents, se superposen als pleistocens dipositats per successius episodis d’inundació (constatats des de l’època romana).