Morfologia submarina i litoral de la mar Catalano-balear

La mar Catalano-balear dins la mar Mediterrània

Bloc diagrama de la mar catalano-balear.

Jordi Sorribas, a partir d’una imatge d’ordinador.

L’anomenada mar Catalano-balear és la part de la Mediterrània que banya les costes de València, Catalunya i el Rosselló i encercla les Balears. Cal dir que, com la majoria de mars compreses en àrees oceàniques o marines més extenses, no té, exceptuant les línies de costa, uns límits clars que la separin de les masses d’aigua adjacents. En l’àmbit de la geologia marina són també d’ús comú els noms de conca o depressió de València (part de la mar Catalano-balear compresa entre les illes Balears i la Península), conca o mar Mediterrània nord-occidental (part de la Mediterrània occidental situada al N d’una hipotètica línia que va de Menorca a l’estret de Bonifacio) i conca o mar Algero-provençal (zona de la Mediterrània occidental situada entre les costes d’Algèria i la Provença francesa); tots aquests termes expressen conceptes geogràfics que se solapen amb una o altra part del que anomenem mar Catalano-balear sense, però, que cap l’englobi de manera total. Al golf del Lleó, a la badia de Roses, a la Planassa, des del S de Tarragona fins a l’extrem meridional de l’oval valencià i entre Mallorca i Menorca la plataforma continental és ampla i poc turmentada; a la resta de sectors és una plataforma estreta, entallada per nombrosos canyons submarins que poden penetrar fins molt a prop de la línia de costa. El talús continental és generalment del tipus constructiu o progradant i de l’intermedi, excepte al N, l’È i el S de les illes Balears i en un petit sector al davant de les costes de Girona, on és del tipus geològic dit abrupte, amb aflorament de roques antigues. Mancada d’una veritable plana abissal, la mar Catalano-balear ateny les seves màximes fondàries (més de 2700 m) en el desguàs de la canal submarina anomenada canal de València, i al S i E de les Balears.

Les subconques mediterrànies

El llindar sículo-tunisià separa dues grans conques mediterrànies: l’occidental i l’oriental. A la conca occidental hom distingeix les següents subconques: la mar d’Alboran, topogràficament molt complexa, amb nombrosos alts de naturalesa volcànica; la conca Algero-balear-provençal, limitada per plataformes continentals estretes, excepte al golf del Lleó i al marge lígur, i amb els grans fons molt plans; la Depressió de València, entre les illes Balears i les costes llevantines peninsulars; i la mar Tirrena, la més jove de la Mediterrània, on s’han produït enfonsaments recents de molts centenars de metres. La conca oriental és molt més complexa, tant geològicament com morfològica. La mar Adriàtica és una mar de plataforma, molt soma; les mars Jònica i Egea tenen una estructura molt complicada a causa de la presència de nombroses alineacions muntanyoses submarines entre les quals la més important, al S, és l’anomenada Serralada Mediterrània, que té forma d’arc, amb la panxa cap al S. Al peu d’aquesta serralada hi ha les majors fondàries (més de 4000 metres) de la Mediterrània, a les fosses Jónica i de Creta. Entre la Serralada Mediterrània i les costes africanes i de l’Àsia Menor s’estén la mar Llevantina, en la qual hi ha l’extraordinari cúmul sedimentari del Nil.

L’origen i l’evolució de la mar Mediterrània

A grans trets pot dir-se que la Mediterrània tal com ara la coneixem ha tingut una evolució semblant a la d’altres conques marines i oceàniques. El procés s’inicià ara fa unes quantes desenes de milions d’anys per una fase de «rift» o obertura de la conca, que donà pas a les fases juvenil, de maduresa i terminal. L’estadi en què es troba la Mediterrània actualment ofereix una gran complexitat; hom la situa en una fase terminal, prèvia a la seva desaparició, o al seu aïllament de la resta de conques oceàniques, tal com ja va succeir ara fa uns sis milions d’anys, a la fi del Miocè (crisi messiniana).

La reconstrucció de la història i evolució de la Mediterrània pot ésser establerta de manera fiable només a partir del Mesozoic (aproximadament, 200 milions d’anys enrere). Aleshores, l’actual àmbit mediterrani estava ocupat per una conca que era el residu d’un antic oceà, el Tetis, que s’estenia cap a l’E. Aquesta conca ocupava l’espai existent entre la placa africana i les microplaques euro-mediterrànies. Des d’aquell moment ençà, l’evolució de la Mediterrània ha estat estretament lligada amb els moviments relatius d’aquestes plaques, fortament relacionades al seu torn amb els moviments corticals que donaren lloc a l’obertura de l’oceà Atlàntic. Un cop individualitzada la Mediterrània com a tal, les diferents conques que la configuren han evolucionat de manera diferenciada i, sovint, molt complexa.

Les aigües i la seva dinàmica

La circulació de les masses d’aigua en la Mediterrània és condicionada pel fet que és una conca de concentració, és a dir que les pèrdues per evaporació ultrapassen les entrades per pluges i desguassos fluvials, amb una sola sortida, l’estret de Gibraltar. És en aquest indret on l’entrada superficial d’aigües atlàntiques equilibra el dèficit hídric de la Mediterrània (la situació, però, no sempre ha estat així, ja que segons alguns autors, en determinats moments durant el Quaternari, el balanç hídric de la Mediterrània, que es comportà com una conca de dilució, fou positiu; aleshores, a Gibraltar la sortida d’aigua mediterrània, menys densa, es devia fer per superfície, i l’entrada d’aigua atlàntica, comparativament més densa, es produiria arran del fons). A més, la conca és dividida en un gran nombre de subconques separades per alts o llindars que condicionen de manera determinant la circulació de les masses d’aigua; el més important per a la hidrología de la conca és el llindar sículo-tunisià, que separa les conques oriental i occidental.

Circulació general de les masses d’aigua a la Mediterrània i situació dels principals llindars.

Carto-Tec, amb dades de G. Wust, H. Lacombe, P. Tchernia i A.R. Miller.

Hom sap que, a grans trets, la circulació hidrològica de la Mediterrània obeeix a un model de tres capes, anomenades superficial o atlàntica, intermèdia i pregona respectivament. L’aigua atlàntica, poc densa i poc salada (36,15%o) que entra per Gibraltar va augmentant en salinitat (38,9% al mar de Xipre) i densitat a mesura que s’endinsa cap a l’É de la Mediterrània. Aquest procés es coneix amb el nom de mediterranització de l’aigua atlàntica. El camí seguit des de l’estret de Gibraltar fins a les costes de l’Àsia Menor no és, però, directe, sinó que darrere els llindars principals es formen circuits ciclònics i anticiclònics. El gruix d’aquesta capa superficial minva progressivament d’W a E (150-200 m entre Gibraltar i el meridià 5° E, 100 m a l’estret de Sicília, 40 m davant la Cirenaica) i la seva velocitat en cap cas no ultrapassa els 0,7 m/s; a l’estiu es crea una termoclina que afecta les primeres desenes de metres. La capa intermèdia originària de la Mediterrània oriental es caracteritza per un màxim de salinitat i temperatura. Entra a la conca occidental a través del llindar sículo-tunisià i també tendeix a desenvolupar trajectòries ciclòniques dins les diferents subconques i engolfades. La seva salinitat minva d’É a W (39%o al voltant de Xipre i 38,4% al S de les Balears), i hom creu que les velocitats màximes són de l’ordre de 5 a 10 cm/s; el seu gruix oscil·la entre els 200 i els 500 m. La capa o capes pregones (ja que n’hi ha una pròpia de la Mediterrània occidental i una altra pròpia de la Mediterrània oriental) són les més mal conegudes pel que fa a les característiques i la velocitat de desplaçament; l’escolament de les aigües cap a l’Atlàntic a partir de les zones de formació d’aigua profunda implica forçosament un moviment lent (2 a 3 cm/s de mitjana) cap a l’W.

L’aigua mediterrània densa i salada circula a ran del fons i vers l’Atlàntic per l’estret de Gibraltar, on fa de contracorrent de les aigües atlàntiques que entren per dalt. A 100 m de profunditat, a l’W de l’estret, s’han mesurat velocitats de més de 50 cm/s mentre que a 200 m de profunditat els valors oscil·len entre 70 i 80 cm/s. L’existència d’un moviment hídric invers a Gibraltar implica la transformació al llarg de l’espai i del temps de les aigües atlàntiques que entren en aigües mediterrànies, més denses i més salades. I justament els mecanismes d’aquesta transformació constitueixen la qüestió principal que han de resoldre els oceanògrafs físics. En aquest sentit, és obligat admetre que en certes zones de la Mediterrània s’han de produir moviments verticals descendents que enfonsin les aigües denses de gènesi mediterrània. Aquestes zones particulars, anomenades zones de formació d’aigua fonda, no són permanents en el temps sinó que sorgeixen i desapareixen en una àrea donada segons les condicions meteorològiques, especialment favorables en alguns indrets concrets (golf del Lleó, per exemple) a l’hivern, quan els vents secs i freds (tramuntana i mestral a la Mediterrània nord-occidental) provoquen una forta evaporació i fan augmentar la densitat de les aigües superficials, les quals aleshores s’enfonsen cap a les planes abissals. En els darrers anys, les zones de formació d’aigües pregones són objecte d’actives investigacions que, de moment, han servit per a revelar l’extrema complexitat del fenomen.

La sedimentació

La sedimentació a la Mediterrània és condicionada de manera determinant pel fet d’ésser una «petita» mar interior voltada de terres emergides. Això fa que siguin nombrosos els rius que hi desguassen. Els principals construeixen prodeltes extensos sobre la plataforma continental i amplis ventalls submarins que s’estenen des del talús fins a les planes de centre de conca; és el cas del Nil, l’Ebre, el Roine i el Po. Aquesta profusió de rius implica una entrada volumètricament important de partícules terrígenes, fet que determina el predomini de la sedimentació terrígena a les àrees sotmeses a la seva influència. Els corrents litorals contribueixen a escampar per la plataforma continental aquests elements terrígens.

Cal parlar aquí de l’anomenat factor de dilució de terrígens/biògens, que expressa les proporcions relatives de partícules terrígenes i biògenes en un sediment i, per tant, guarda relació amb la claredat de les aigües, a més d’ésser un indicador del desenvolupament potencial d’organismes productors de sediments que necessiten aigües clares per a poder viure. A les zones de plataforma allunyades de rius importants i, generalment, vorejades per terres semiàrides o àrides, el factor terrígens/biògens té valors baixos i la sedimentació predominant és d’origen biogen: les restes de mol·luscs, cirrípedes, briozous i algues calcàries esdevenen el component dominant del sediment; és així a bona part de la plataforma continental magribina, a les plataformes insulars i a la plataforma espanyola de la mar d’Alboran, entre altres àrees de dimensions més reduïdes, on els corrents solen ésser força actius i acantonen els sediments fins dins les badies arrecerades. Al talús continental predomina la sedimentació de gra fi, que domina generalment els terrígens; no essent prou profunda, la CCD (profunditat de compensació dels carbonats) no existeix a la Mediterrània, i els components biògens dominants en els fangs de talús i els fangs hemipelàgics mediterranis són els foraminífers planctònics, els pteròpodes i els cocòlits; a la mar Tirrena i a la conca oriental hi ha una contribució sedimentària deguda a l’activitat volcànica en aquests indrets. Els ventalls submarins pregons estan constituïts per alternances de turbidites, hemipelagites i, en menor mesura, contourites; els sediments grollers (mida de gra superior a 63 μm) es distribueixen en els eixos i prop dels canals distributaris, i a mesura que hom s’allunya cap a les ales del ventall augmenta la proporció d’hemipelagites. La plana «abissal» més extensa de la Mediterrània és la baleàrica,que s’estén entre les illes Balears, la Provença, Còrsega, Sardenya i Algèria; els sediments que hi dominen són les hemipelagites i les turbidites de gra fi intercalades. A la conca oriental hi ha la Serralada Mediterrània, que determina l’existència en aquesta conca de nombroses i petites subconques o cubetes, de vegades extraordinàriament pregones (més de 4000 m), on predominen uns sediments fins molt homogenis, les unifites.

Les grans unitats morfològiques de la mar Catalano-balear

El litoral

Tipus de marges i tipus de costes a la mar Catalano-balear. Hom estableix la divisió de les costes en sis tipus, designats per lletres (A a F), segons les característiques dels relleus emergits i submergits, les aportacions sedimentàries i la dinàmica marina, i la divisió del litoral en també sis sistemes. Aquesta classificació, fonamentalment morfològica, no té en compte els orígens de les costes, però és força oríentativa de les característiques dominants en els diferents trams del litoral.

Carto-Tec, original de M. Canals i J. Serra.

Batimetria (esquerra) i perfils batimètrics (dreta) de la mar Catalano-balear, amb indicació de la toponimia principal i de la proposada pels autors.

Carto-Tec; Biopunt. original de M. Canals , J. Serra i O. Riba.

De les dues classificacions de costes que hem presentat, aquí hom prendrà, per raons pràctiques, la classificació establerta en el Pla de Ports, que es farà extensiva a la resta dels Països Catalans. Cal tenir en compte que aquesta classificació obeeix a criteris morfo-dinàmics i, per tant, pot passar que costes d’orígens ben diferents entrin dins la mateixa categoria a causa d’una morfologia i un comportament dinàmic semblants (per exemple, la costa granítica del sector de Sant Feliu de Guíxols i la costa calcària de la Serra Nord mallorquina). Recordem que la classificació del Pla de Ports preveu sis tipus de costes; la divisió del litoral també en sis àmbits o sistemes fisiogràfics (Pirineus, Serralades Costaneres catalanes, delta de l’Ebre, Cadena Ibèrica, Serralada Bètica i illes Balears) ens permetrà de descriure de manera ordenada, si més no des del punt de vista geogràfic, les costes dels Països Catalans.

El sistema litoral dels Pirineus

En el sistema litoral dels Pirineus hom distingeix un sector molt abrupte corresponent als contraforts de la Zona Axial (península del cap de Creus), i uns sectors de costa baixa amb aiguamolls a banda i banda de l’anterior (depressions del Rosselló i de l’Empordà). Als sectors de costa baixa desemboquen nombrosos rius (Aglí, Tet i Tec al Rosselló; Muga, Fluvià, Ter i Daró a l’Empordà) de relativa importància, els materials sedimentaris dels quals contribueixen decisivament a donar el caràcter deltaico-al·luvial a aquests trams de costa. Ambdues depressions són fortament subsidents, però els materials fluvials compensen la subsidència fent que la línia de costa es mantingui més o menys estable o que, fins i tot, progradi. Els corrents de deriva litoral i l’acció de vents forts, com la tramuntana, s’encarreguen de remodelar i redistribuir els materials fluvials. Els indrets amb costa rocallosa, com el cap de Creus, el Montgrí i les Medes, sofreixen amb especial virulència l’embat de l’onatge. Els temporals de tramuntana i de llevant són els que tenen més incidència en aquesta zona, sobretot al cap de Creus, on assoleixen magnituds espectaculars.

El sistema litoral de les Serralades Costaneres catalanes

El sistema litoral del delta de l’Ebre té totes les característiques lligades a les àrees sedimentàries de desembocadura fluvial, on els sediments, transportats pel riu, són dipositats avançant cap a la mar i retreballats posteriorment per la dinàmica marina litoral. La fotografia mostra una vista aèria de la costa situada entre l’Ametlla i l’Ampolla, l’últim tram de costa del sistema de la Serralada Costanera catalana, on ja hi ha una certa influència de la dinàmica deltaica de l’Ebre.

Jordi Vidal / ECSA

El sistema litoral de les Serralades Costaneres catalanes pot ésser dividit en dos trams. El primer va des de cap Begur fins al Llobregat, seguint una direcció si fa no fa paral·lela a les serralades Litoral i Prelitoral catalanes. El segon arrenca del sector del Llobregat i el Garraf, i arriba fins al límit septentrional del delta de l’Ebre; aquest tram s’orienta obliqüament al Sistema Català, per la qual cosa va tallant successivament les unitats que l’integren. El sistema litoral de les Serralades Costaneres catalanes té un caràcter abrupte i granític entre cap Begur i Blanes, població a partir de la qual es desenvolupa una plana litoral cap al S que s’estén fins al Barcelonès; la Tordera ha tingut una importància primordial en l’edificació d’aquesta plana litoral (costes del Maresme); els materials del sistema Besòs-Llobregat són els responsables principals de la formació del Pla de Barcelona i del delta del Llobregat, encara que en temps geològicament molt recents (abans de la construcció de l’actual rosari de ports i portets del Maresme) encara arribava al Pla de Barcelona la influència sedimentària de la Tordera. El delta del Llobregat és el segon delta en importància dels Països Catalans i, per descomptat, el més important del sistema litoral de les Serralades Costaneres catalanes, pel fet que el Llobregat és l’únic riu amb cabal continu dins aquest sistema, i també l’únic d’origen pirinenc; la resta de rius, inclosos el Besòs i la Tordera, són de recorregut curt i de règim torrencial (bé que amb una lleu influència nival a la Tordera), cosa que no els priva (sobretot en el cas de la Tordera) de tenir força importància des del punt de vista sedimentari; de fet, la Tordera ha edificat un petit delta a la seva gola. Al segon tram, és a dir, al S de Garraf, les aportacions sedimentàries d’origen fluvial són relativament minses; destaquen, però, els rius Foix, Gaià i Francolí, que alimenten les planes costaneres de l’extrem meridional de la depressió del Vallès-Penedès, fins al cap de Salou; més al S, els únics sediments d’origen continental que arriben de tant en tant a la costa són els transportats per les torrenteres que drenen la serra de Llaberia i el Cardó; a l’Ampolla ja s’imposa la sobtada presència del delta de l’Ebre. La pressió dinàmica més important que sofreix el sistema litoral de les Serralades Costaneres catalanes és la produïda pels temporals de llevant, que a més a més solen anar acompanyats de pluges intenses. L’orientació de la costa i les característiques meteorològiques d’aquests temporals fan que sigui en el decurs d’aquests quan la deriva litoral cap al S i SW ateny els valors màxims, i quan l’arribada de materials d’origen continental és volumètricament més elevada. El material detrític així vingut hauria de bastar per a mantenir l’equilibri dinàmic de les platges.

El delta de l'Ebre

Entre aquest sistema litoral i el de la Cadena Ibèrica, i independentment d’ambdós, es desenvolupa el delta de l’Ebre, sistema litoral únic als Països Catalans, on es congrien tota mena de formacions característiques de les costes baixes: marjals, estanys, sorrals, dunes, banyes, fangars i alfacs. El desenvolupament mar endins d’aquest excepcional cos sedimentan es deu a l’acumulació dels materials sòlids de l’Ebre en el seu desguàs, i a la seva redistribució per la dinàmica marina. L’estabilització del nivell de la mar ara fa tres mil·lennis també ha permès que el delta hagi atès la configuració actual.

El sistema litoral de la Cadena Ibèrica

El sistema litoral de la Cadena Ibèrica mostra també dos trams diferenciats: el del N, que baixa fins a la plana castellonenca, és lleugerament elevat i abrupte, mentre que el del S és dominat per les platges baixes i amples, com la de la fotografia, corresponent a la platja del Saler, adossada a la part meridional de la ciutat de València, entre aquesta ciutat i l’Albufera.

Jordi Vidal/ ECSA

La part més meridional del Principat i tota la costa de València, fins al Xúquer, constitueixen el sistema litoral de la Cadena Ibèrica. Hom hi distingeix dos sectors morfològicament ben diferenciats. El primer, el septentrional, s’estén fins a la Plana de Castelló tot mantenint la direcció i les formes observades en el tram S del sistema litoral de les Serralades Costaneres catalanes; la costa és força rectilínia, amb penya-segats no gaire abruptes, platges de còdols i planes litorals d’alimentació fluvial. El segon sector, el meridional, s’estén des de la plana castellonenca fins al Xúquer; la costa és baixa, amb planes costaneres ben desenvolupades, solcades per petits rius i torrents, i les màximes amplades s’atenyen a l’altura de València, a la part més interna del l’oval valencià. Els rius més importants que alimenten el sistema litoral, el Túria i el Xúquer, desguassen a la part més meridional de l’oval; de València cap al N hom troba el Palància, el Millars i el Segarra, tots ells d’escassa importància, sense que en cap cas arribin a formar un delta extern ben desenvolupat (com a molt formen microdeltes); la tendència progradant de la plana costanera, marcada per successius cordons litorals, ha afavorit el desenvolupament dels marjals i els estanys litorals al llarg de tot el sistema (a Torreblanca i altres indrets). Sembla que, tot i l’existència d’alguns promontoris (Peníscola, Orpesa, Cullera), el trànsit litoral de sediments cap al S era continu fins fa ben poc al llarg de tot el sistema; ara, els ports comercials de la zona deturen i atrapen grans quantitats de les partícules sedimentàries de deriva. L’Albufera, sotmesa a un procés d’aterrament progressiu, és el resultat del tancament d’un tros de mar per un extens cordó litoral format entre el Túria i el Xúquer. L’Albufera rep una alimentació d’aigua dolça (tant per la superfície com per via subterrània) que ha anat esborrant el grau de salinitat original.

El sistema litoral de la Serralada Bètica

El contacte de la Serralada Bètica amb la mar dona lloc a un sistema litoral propi, que agafa des del cap de Sant Antoni fins a la depressió del baix Segura. La fotografia correspon al cap Toix, als darrers contraforts de la serra de Bèrnia carac teritzats per la proliferació de zones urbanitzades als voltants de Calp.

Jordi Vidal / ECSA

El darrer sistema litoral peninsular dels Països Catalans és l’anomenat sistema litoral de la Serralada Bètica. S’hi poden diferenciar tres subsistemes: el Prebètic, el Subbètic i la depressió del Baix Segura. Els dos primers consisteixen en una alternança de sortints abruptes (el cap de Sant Antoni, el de la Nau, el de Moraira, el penyal d’Ifac i les penyes de l’Arabí) i platjoles (amb codolars i petits penya-segats) només alimentades per les aportacions sedimentàries locals. El baix Segura és una depressió geològicament molt recent, reblerta per les aportacions d’aquest riu; el seu litoral presenta també zones amb antics marjals transformats en salines, cordons litorals amb dunes i petits penya-segats a Torrevella, Santa Pola, illa Plana i Alacant.

El sistema litoral de les Illes

El sistema litoral de les Balears és molt variat: amb una història geològica heterogènia, recull tota mena de morfologies litorals. La fotografia, de la costa E de Formentera, correspon a sa Mola, vista just des de la punta de sa Ruda, amb el far de Formentera a primer terme.

Jordi Vidal / ECSA

Pel que fa al sistema litoral de les Illes cal recordar que, geològicament, les Illes són una prolongació del sistema Bètic i, més en concret, del Prebètic, del qual hereten els caràcters estructurals. L’excepció és Menorca, que ha seguit una evolució a part i té una estructura particular. A Mallorca cal diferenciar tres unitats principals, a les quals corresponen també diferents tipus de costa, amb un tret comú, la naturalesa calcària i l’orientació general NE-SW: en primer lloc, la serra de Tramuntana, que s’estén entre sa Dragonera i el cap Formentor, amb costa abrupta; en segon lloc, la Depressió Central, que a voramar dona lloc a badies (Palma, Pollença i Alcúdia, totes elles clarament subsidents), marjals (es Salobrar de Campos, aiguamolls d’Alcúdia) i també promontoris relativament abruptes (cap Pinós, cap Enderrocat, cap Blanc); i, finalment, les serres de Llevant, abruptes en la seva terminació nord-oriental (cala Ratjada, Capdepera), i més suaus i rectilínies cap el SW, fins arribar al cap de Ses Salines, encara que més cap al SW, a l’illa de Cabrera, reapareixen les costes abruptes. Les illes Pitiüses emergeixen a meitat de camí entre Mallorca i el sistema litoral peninsular de les Serralades Bètiques; les seves costes són abruptes i retallades, cap a tramuntana, i lleugerament més deprimides cap el SW, tot i que, en conjunt, mantenen una clara correspondència amb l’estructura de Mallorca. Menorca es diferencia de la resta d’illes per la seva estructura geològica, predominantment metamòrfica i d’edat paleozoica a la regió de tramuntana, i calcària i d’edat terciària a la regió de migjorn; a tramuntana, el litoral és molt retallat, amb nombroses cales, penya-segats i promontoris exposats als temporals del N, mentre que a migjorn la pressió dinàmica és menor i també hi abunden les cales on desguassen petits rierols estacionals, i algunes platges longitudinals (com les de Son Bou i Sant Tomàs). A redós d’algunes cales i sectors de costa baixa s’han format petites albuferes i llacunes salabroses, tant a tramuntana com a migjorn (cala Tirant, s’Albufera d’Es Grau, Algaiarens, Son Saura, Macarella i altres). Menció especial mereix el port natural de Maó, de 5 km de llargada, situat just a sobre de la falla de direcció NW-SE que separa les regions de tramuntana i migjorn.

El marge continental i el centre de conca

Model de dominis morfosedimentaris (A i A’) i perfils sísmics transversals del ventall del Roine (B), que mostren l’estructura i la geometria del conjunt, i la distribució de fàcies sedimentàries (B’), i la superposició del ventall més jove damunt d’unitats més antigues (B"). Els ventalls de l’Ebre (d’uns 60 km d’amplada màxima) i el del Roine (d’uns 90 km) constitueixen els aparells sedimentaris del peu de talús més importants en la mar Catalano-balear, que, per això mateix, influeixen en gran manera en l’afaiçonament del relleu submarí. L’escala vertical dels perfils és en segons, amb el zero situat a la superfície de la mar. Dins l’aigua de la mar, un segon equival a 750 m.

Biopunt, a partir de fonts diverses.

La plataforma continental de la mar Catalano-balear és particularment extensa al golf del Lleó (90 km d’amplada màxima) i a l’anomenada plataforma de l’Ebre i Castelló (68 km d’amplada màxima); davant de la badia de Roses (40 km), entre els canyons de Blanes i la Fonera, a l’anomenada Planassa (27 km), i entre Mallorca i Menorca (36 km) també ateny amplàries considerables. En tots aquests indrets també és extraordinàriament plana (pendents de menys d’1°) i en el seu límit d’aigües endins és entallada per nombrosos canyons submarins, alguns dels quals s’endinsen tallant la pltaforma molt a prop de la línia de costa; els canyons submarins que tenen la capçalera més a ran de la costa són els de Blanes, la Fonera i el cap de Creus, tots plegats relacionats amb importants accidents geològics. En altres casos en què la plataforma és ampla, els canyons submarins comencen molt lluny del litoral: és el cas del sistema de canyons del golf del Lleó, molt ben desenvolupats, i dels petits canyons poc jerarquitzats de la plataforma de l’Ebre i Castelló. De vegades la correspondència entre una vall fluvial i un canyó o canyons submarins és palesa, com és ara el cas dels sistemes del Llobregat i de l’Ebre, però aquests tipus de canyons no estan tan ben desenvolupats ni són batimorfològicament tan importants com els relacionats amb accidents geològics de primer ordre. Pel que fa a les illes Balears, val la pena destacar el canyó de Menorca, de capçalera molt ramificada, el desguàs del qual dona lloc al ventall submarí de Menorca; a la resta de sectors l’estretor i l’elevat pendent del marge continental, l’absència de desguassos fluvials d’importància i el predomini dels processos de transferència sedimentàriap avall del tipus sobreeiximent de vora de plataforma («shelf-edge spillover») fan que el grau de canalització dels materials sigui feble, sense que hi hagi canyons submarins ben desenvolupats. Tot i que, com ja ha estat dit, hom situa administrativament el límit de la plataforma continental als 200 m de profunditat, el cert és que la inflexió o la ruptura de pendent corresponent al cantó se situa a profunditats diverses segons els indrets. Així, dins la mar Catalano-balear, el cantó se situa al voltant dels 100 m a la major part del marge de Mallorca i Menorca, a 150 m al golf del Lleó i a més de 200 m davant la badia de Roses, on la ruptura de pendent corresponent al cantó és gairebé inexistent. Allí on els canyons s’endinsen marcadament dins la plataforma, la ruptura de pendent s’arriba a situar a profunditats inferiors a 100 m, com a la Planassa.

Entre els fenòmens que condicionen la morfologia i l’estructura sedimentària dels grans fons destaca el diapirisme. Els doms i els diapirs de sal són abundants al peu del marge continental i a les planes batíais pregones de la mar Catalano-balear. La figura mostra els sinclinals perifèrics i l’efecte de barrera morfològica creat pels diapirs de tipus ligur.

Biopunt, original de L Droz; COR12, Sparker 3000J.

El talús continental és un cinyell estret, turmentat i rost que ressegueix paral·lelament les plataformes continentals. Batimètricament se situa entre el cantó (100-200 m) i la inflexió que inicia el peu de talús o glacis continental (1000-1500 m, segons els sectors). És l’àrea de més pendent de tot el marge. A la mar Catalano-balear, excepte als marges N, S i E balears i algunes altres petites zones del marge del Principat, el talús continental és un indret alhora d’acumulació i transvassament de sediments vers el centre de la conca. El transvassament s’efectua fonamentalment al llarg dels canyons submarins, sempre perpendicularment al marge d’aquells dels quals obtenen els sediments; l’acumulació s’efectua als interfluvis, la morfologia detallada dels quals es correspon amb formes d’acumulació i formes de desagregació (esllavissades submarines) de les masses sedimentàries. Contràriament al que podria semblar, les menors inclinacions (sovint menys de 2°) en el talús es donen al llarg dels eixos dels canyons i de les carenes dels interfluvis; en canvi, els pendents més grans (15°, 20° o més) solen ésser els dels vessants dels mateixos canyons. Pel que fa als sectors de talús amb marge de tipus abrupte (especialment els marges N, E i S baleàrics), la morfologia detallada és més condicionada per l’estructura geològica aflorant o subaflorant que per les formes d’acumulació o desagregació sedimentària, ja que de fet aquestes no existeixen o són poc desenvolupades.

Com a aparells sedimentaris particulars i d’extraordinària importància quant a volum i extensió i per la influència determinant que exerceixen sobre la morfologia del talús i el peu de talús cal esmentar el ventall pregon polilobulat de l’Ebre i, constituint el límit oriental de la mar Catalano-balear, el del Roine, que són, juntament amb el del Nil, els tres més importants de la Mediterrània. El seu perfil és suaument convex, tal com correspon a un sistema sedimentari en què els materials són escampats lateralment i obliqua a partir de l’àpex del bombament (lloc on hi ha el canal principal i d’on arranquen els canals distributaris). A banda i banda dels canals solen haver-hi motes («levées») sedimentàries de sobreeiximent semblants a les existents a les riberes dels cursos inferiors dels grans rius. El ventall del Roine té una amplada màxima de 90 km i el de l’Ebre de 60 km. Aquests ventalls pregons són indrets d’acumulació preferencial de sediments i, per tant, desenvolupen una tendència vers l’atenuació del relleu submarí preexistent; creixen, respecte a l’horitzontal, en tres direccions, dues de laterals a partir de la canal que els engendra i una de frontal, vers el centre de conca. Al marge de la mar Catalano-balear hi ha, a més a més, altres formes d’acumulació semblants als dos ventalls submarins esmentats però de dimensions més reduïdes, i que sovint no es corresponen del tot amb el concepte clàssic de ventall submarí; seria el cas dels ventalls de Menorca, dels canyons pirinencs del golf del Lleó i de la canal de València, entre altres.

El peu de talús representa una atenuadó del pendent del talús i és la zona de transicio vers el centre de conca. A la mar Catalano-balear ocupa el cinyell comprès entre 1000-1500 m i 2000-2600 m. Els gradients són sempre inferiors a 5° i, generalment, menors de 2°. En els sectors amb marges de tipus constructiu, el peu de talús és un domini on s’atenua sensiblement l’encaixament dels canyons submarins i en què el perfil batimètric esdevé regular i suaument inclinat vers el centre de conca. Als marges abruptes cal remarcar l’existència de depressions que voregen el peu de talús i que, a través d’un llom de sediments paral·lel al talús (contourites), donen pas a les planures de centre de conca. El cas més espectacular és el de la depressió perifèrica de Menorca, que, seguint una direcció general NW-SE, contorneja la base de l’escarpament de Menorca. El desnivell entre l’eix de la depressió perifèrica i el crestall del llom sedimentan paral·lel situat més a l’E arriba a ultrapassar en alguns indrets els 200 m. Entre les illes Balears i les costes llevantines es desenvolupa un amplíssim i suau solc que ocupa tot el peu del talús: la depressió de València, recorreguda en direcció SW-NE per la canal de València. El centre de conca, ja força allunyat de les costes, cap a l’E, constitueix el confí, molt pla, de la mar Catalano-balear. En aquest s’atenyen més de 2800 m de profunditat.

Escampats per aquí i per allà, a tot el marge continental de la mar Catalano-balear, hi ha accidents batimorfològics menors que reflecteixen sia una estructura geològica submarina, sia activitat volcànica, sia halocinesi. Ens referim als morrots, els lloms, els monts i els doms de la mar Catalano-balear. El terme dom designa els bombaments d’origen halocinètic deguts a la fluència de nivells evaporítics i/o argilencs soterrats; és el cas dels nombrosos doms situats entre 40°30’ N / 42° N i 5° E / 6° E. Hom empra el terme mont per a indicar els crestalls, les agulles o les muntanyes submarines isolades l’origen de les quals és, segons que se suposa, volcànic; es poden citar, per exemple, els monts de l’Ebre, d’Aragó, de Monturiol, de Cresques, etc. Quan aquests monts d’origen volcànic són arrelats en zones poc pregones poden arribar a emergir i constituir aleshores illes o illots: és el cas dels Columbrets.

L’origen i l’evolució de la mar Catalano-balear

El litoral

La història geològica de la mar Catalano-balear, òbviament lligada a la de la Mediterrània occidental, pot seguir-se per mitjà de l’estudi de talls geològics fets en el subsol marí. Hom pot reconèixer-hi tres grans sectors: el de la depressió de València, el de la badia de Roses, cap de Creus i golf del Lleó i el del marge sud-balear. La figura reuneix alguns talls geològics, corresponents al marge català fins a la plana batial (A), el marge meridional menorquí fins a la mar Tirrena passant per la conca profunda alguero-provençal (B), el marge sud balear i la conca alguero-balear fins a la cubeta d’Hodna (C), els marges ibèric i balear a la cua de la depressió de València (D) i el marge del sud del delta de l’Ebre fins a la cubeta de Formentera (E).

Biopunt, a partir de materials de J.M. Fontboté, B. Biju-Duval, L. Montadert i altres.

El litoral se’ns presenta com el resultat de la superposició d’un seguit d’esdeveniments la durada dels quals és variable. En primer lloc hi intervenen els canvis del nivell de la mar, tant si són tectònico-eustàtics (durada d’uns 106-107 anys) com si són glàcio-eustàtics (durada d’uns 104-105 anys), ja que la posició exacta del litoral depèn de la cota de les aigües a cada moment. Després, hi ha tot un seguit de processos d’acumulació i modelatge que actuen sobre les partícules i els cossos sedimentaris en uns intervals de temps molt més breus. Gairebé es podria dir que durant el Quaternari el nivell marí no ha parat d’oscil·lar, alternant períodes d’alt i de baix nivell (màxims i mínims eustàtics). A les nostres costes, el darrer mínim eustàtic es produí ara fa uns 17 000 anys, quan el nivell de la mar era situat a uns 120 m per sota de l’actual. El nivell actual s’assolí aproximadament 3000 anys enrere, tot i que la formació dels principals cossos sedimentaris litorals s’inicià abans, durant el tram superior de la darrera etapa d’ascens eustàtic. Per aquest motiu, la major part del nostre litoral, i la major part dels litorals del món, és molt jove, geològicament parlant. Cal no oblidar, però, que subsisteixen en tot moment els condicionants estructurals, dels quals també depèn en gran mesura la situació de les zones de trànsit entre terres i mars. Les costes baixes, deltaiques o al·luvials, tenen en tots els casos una edat inferior als 6000 anys, encara que poden ésser edificades sobre costes més antigues de la mateixa mena, o sobre compartiments de l’escorça amb una evolució tectònico-eustàtica continuada al llarg dels darrers milions d’anys.

Els estudis paleogeogràfics permeten de conèixer les variacions de les línies de costa al llarg dels temps geològics. En aquest sentit, als Països Catalans és molt il·lustrativa, i fàcil de visualitzar damunt un mapa geològic, la migració de la línia de costa al llarg del Plioquaternari. Així, hom troba sediments litorals pliocens escampats per les zones deprimides del Rosselló, l’Empordà, el Baix Llobregat, l’Ebre, València, Alacant i la depressió central de Mallorca. En canvi, i durant el mateix període, la majoria de zones abruptes litorals s’han mantingut com a tals, i han constituït fronteres netes entre els dominis marí i continental; hi ha, però, algunes excepcions a l’àrea bètica i a les Balears, on hom pot veure acumulacions sedimentàries d’aquestes edats penjades molts metres per damunt del nivell de la mar actual.

El marge continental i el centre de conca

La història geològica de la mar Catalano-balear no pot separar-se de la de la Mediterrània occidental, de la qual fa part. Per tant, els grans esdeveniments geològics que han afaiçonat la conca mediterrània nord-occidental són també responsables de l’estructura geològica i de la configuració actuals de la mar Catalano-balear. Hom pot individualitzar-hi tres grans sectors, cadascun amb característiques pròpies: el sector I o depressió de València, que inclou els marges català i nordbalear; el sector II o marge continental del cap de Creus i el golf del Lleó; i el sector III o marge sud-balear.

El primer sector

Perfil sísmic de la plataforma de l’Ebre, en la secció A-A’, que mostra el gruix de sediments plioquatemaris i la seva clara disposició progradant.

Biopunt. perfil cedit per H. Got i Grup de Geologia Marina de la Universitat de Barcelona.

En el primer sector, hom considera la depressió de València com un «rift» avortat, amb pocs eixos estructurals (sovint d’origen volcànic), orientats principalment de NW a SE, i amb quatre províncies estructurals: la part occidental del golf de València i la plataforma de Castelló i de l’Ebre, el marge del Principat al N de Tarragona, el marge de Mallorca fins a les anomenades flexures NW i N i el marge de Menorca, en què hom passa directament del talús a les grans planures de centre de conca. Arreu hi ha una cobertora sedimentària cenozoica que s’instal·la damunt un sòcol acústic de naturalesa diversa: continental i volcànic al golf de València, volcànic i vulcano-sedimentari entre el Principat i Menorca, mesozoic sota la plataforma continental de València, Castelló i l’Ebre (que pot ésser paleozoic aigües enfora), paleozoic i metamòrfic al N de Mallorca i Menorca, i granític al marge nord-català; a la plana de centre de conca oriental el sòcol és fet probablement d’escorça de tipus oceànic.

El coneixement de la història geològica de la mar Catalano-balear anterior al Cenozoic és molt especulatiu i, en tot cas, mancat de detall; el seu estudi sols pot abordar-se dins l’àmbit de la geologia regional i de la tectònica global; d’altra banda, les millors dades sobre l’evolució precenozoica del paleo-mediterrani ens són fornides pels estudis geològics de les terres actualment emergides i no per l’estudi dels fons i subfons marins. El Cenozoic (de —65 milions d’anys fins a l’actualitat) s’inicià a tota l’àrea mitjançant una fase de compressió que afectà tota la Mediterrània occidental i, tanmateix, tots els sistemes muntanyosos peri-mediterranis occidentals. Durant l’Oligocè (entre 38 i 24,6 milions d’anys enrere) començà a desplaçar-se el massís cors-sard (estadi de «rifting») i es formaren importants sistemes de «horsts» i «grabens» al voltant de l’actual centre de la conca nord-mediterrània occidental, en els quals s’acumularen gruixos extraordinaris de sediments. A l’Aquitanià (entre 24,6 i 22,6 milions d’anys enrere) el bloc cors-sard accelerà el seu moviment de deriva vers el seu emplaçament actual, arrossegant Menorca i provocant la formació de la depressió de València; aquesta fase distensiva és al mateix temps una fase de vulcanisme molt actiu. El Burdigalià (entre 22,6 i 16,4 milions d’anys enrere) s’inicià amb una important transgressió tant al golf de València com a les Balears; un Langià-Serraval·lià (entre 16,4 i 11,3 milions d’anys enrere) regressiu precedeix una nova fase transgressiva prèvia a la gran regressió de final del Miocè o messiniana (entre 11,5 i 5,1 milions d’anys enrere, incloent-hi el Tortonià), durant la qual s’acumularen grans gruixos d’evaporites. Els gruixos calculats a partir de perfils de sísmica de reflexió pel conjunt de tot el Miocè infraevaporític al N de les illes Balears atenyen en alguns indrets 2000 m o més. És freqüent la presència de sèries vulcano-sedimentàries força potents (fins a 1000 m) interstratificades amb els sediments marins del Miocè inferior i superior. Al golf de València les sèries miocenes s’instal·len damunt els cons sedimentaris construïts durant les fases inicials de la formació del golf. Les sèries marines més antigues de la depressió de València semblen aquitanianes, mentre que l’Oligocè és probablement continental.

A la plana abissal nord-balear les sèries infraevaporítiques atenyen gruixos compresos entre 3 i 4 km. Les sèries marines basals d’aquesta zona podrien ésser oligocenes, però com que la formació de la depressió de València i de la conca mediterrània nord-occidental foren simultànies, el més probable és que siguin d’edat miocena inferior; de fet, així ho demostren tant la recuperació de sediments marins serraval·lians i burdigalians al marge E de Menorca com els perfils de sísmica de reflexió que atenyen el sòcol acústic.

La distribució de les evaporites (sals i guixos) messinianes a l’àrea catalanobalear és un registre de la crisi de salinitat que afectà la mar Mediterrània al final del Miocè i que la deixà pràcticament eixuta. Els nivells d’evaporites, d’un gruix variable, són recoberts de sediments plioquaternaris i adquireixen un gruix important en els sectors pregons del centre de la conca.

Biopunt, original de B. Bijo-Duval i L. Montadert.

El Miocè culmina a tota l’àrea mediterrània amb l’anomenada crisi de salinitat messiniana durant la qual es dipositaren gruixos extraordinaris de sediments evaporítics (sals i guixos) en una època en què la Mediterrània degué quedar pràcticament eixuta. La mar Catalano-balear no és una excepció, i per sota dels sediments plio-quaternaris s’estén un mantell d’evaporites que ateny els màxims gruixos conca endins a partir del peu de talús, però que penetra en forma de tascó progressivament més prim vers el SW dins la depressió de València. La base del talús continental constitueix arreu, en general, el límit de les sèries evaporítiques. Les evaporites superiors han estat mostrejades en els sondatges d’exploració geològica del VIO «Glomar Challenger», efectuats en el marc dels projectes internacionals anomenats JOIDES i DSDP («Deep Sea Drilling Project»); concretament, en la mar Catalano-balear s’han efectuat quatre sondatges JOIDES-DSDP: els coneguts amb els números 122 i 123 a la depressió de València, el número 124 a la base del glacis continental balear, i el 372 al peu de l’escarpament de Menorca. En el projecte més recent, l’ODP («Ocean Drilling Project»), no s’efectuà cap sondatge en l’àmbit estricte de la mar Catalano-balear, però sí que es féu a la Mediterrània occidental, concretament a la mar Tirrena. Dintre el paquet evaporític fini-miocè, hom distingeix tres unitats; la sèrie estratificada superior, amb 600 m de potència mitjana, al centre de conca, composta de guix, anhidrita, margues dolomítiques i fangs pelàgics; la sèrie transparent, de 200 a 1000 m de gruix, composta probablement de sal massiva; i la sèrie estratificada inferior, de litologia semblant a la de la sèrie superior. La facilitat amb què les evaporites es deformen elàsticament i plàstica (halocinesi) sota una sobrecàrrega sedimentària (en aquest cas els sediments plioquaternaris) provoca la formació de diapirs i altres estructures de deformació; en els límits de la mar Catalano-balear, entre Menorca i Sardenya, n’hi ha un gran nombre, originats per la fluència de les evaporites messinianes. Als sectors marginals (plataforma i talús) occidental i meridional de la depressió de València, el Miocè queda escapçat per una superfície d’erosió, mentre que al glacis nord-mallorquí encara hi ha evaporites, entallades per algunes valls, entre el Miocè i el Pliocè.

Els temps plioquaternaris (des de fa 5,1 milions d’anys fins ara) comporten per a tota la Mediterrània el restabliment d’una sedimentació pregona, de turbidites, hemipelagites i, en menor mesura, contourites. La neotectónica és molt important, i provoca en alguns indrets desplaçaments verticals de més de 2000 m i endega arreu la subsidència de les zones d’intertalussos de la mar Catalano-balear. Sobre el talús i el glacis comença la construcció dels actuals edificis sedimentaris o ventalls submarins de l’Ebre i del Roine. Les potències del Plioquaternari varien sensiblement segons els sectors: 1100-1400 m a la plana pregona a l’E i al N de Menorca; 1000-2000 m a la plataforma valenciana i de l’Ebre;800 m a la part central de la depressió de València;500-1000 m al talús gironí; 300-600 m al marge nordbalear.

Els canyons de la Fonera i Blanes són canyons estructurals, d’edat almenys pliocena inferior, que segueixen una línia de fractura. En canvi, tots els altres canyons daten del Pliocè superior o del Quaternari antic. Les acumulacions de sediments plioquaternaris donen un caràcter netament progradant a la plataforma de Castelló i de l’Ebre.

El segon sector

El naixement d’un canyó submarí i la seva continuació talús avall. La figura mostra (a la dreta) l’encaixament creixent de les valls de la capçalera del canyó Lacaze-Duthiers en els sediments plioquaternaris (perfils 1, 2, 3 i 4), fins a esdevenir una vall submarina amb més de 300 m de desnivell (perfil 5), que forma part de la complexa xarxa de drenatge submarí de sediments en el marge nord català (a l’esquerra, perfil X-X’).

Biopunt, perfils cedits pel Grup de Geologia Marina de la Universitat de Barcelona i H. Got.

En el que hom considera el segon sector, el marge continental del golf del Lleó i de la badia de Roses és del tipus progradant o constructiu, mentre que a la zona més propera al cap de Creus és del tipus abrupte. L’estructura pregona d’aquest marge és també deguda, segons la hipòtesi més acceptada avui dia, a l’obertura de la conca balear-provençal induïda per la deriva del bloc cors-sard i per la creació de la conca lígur. L’evolució de la conca segueix el model dels marges passius del tipus atlàntic, amb l’existència de quatre fases ben diferenciades: una primera fase de bombament tèrmic, que aixeca els materials mesozoics i en facilita l’erosió, ocorreguda durant l’Eocè superior; una segona fase de distensió crustal («rifting») i enfonsament del bombament (durant l’Oligocè mitjà), que, igual que en el sector anterior, es caracteritza per l’aparició de «grabens» orientats en direcció NE-SW a tota la vora de la conca; una tercera fase d’acreció oceànica burdigaliana-aquitaniana, induïda per l’accelerament de la rotació del bloc cors-sard; i, finalment, una quarta fase transgressiva generalitzada, en la qual es configuren els límits de la conca, definida com del tipus marginal i oberta darrere un arc insular; la progradació de la plataforma continental golflleonesa és afavorida per una elevada taxa de subsidència de la conca que es perllonga durant tot el Plio-quaternari, i tots els autors estan d’acord que la hipsografia actual d’aquest sector és deguda fonamentalment a aquesta subsidència.

Tot el talús del marge català és afectat per nombroses esllavissades. La figura mostra un perfil sísmic (A-A’) que talla un paquet de sediments afectat per falles i un altre (B-B’) del flanc N del rec de Fonera i la seva interpretació.

Biopunt, amb materials cedits pel Grup de Geologia Marina i per A. Maufret.

No ens allargarem parlant de les evaporites messinianes d’aquest sector, ja que aquest tema ja ha estat tractat a l’apartat precedent. Notem, però, que la presència de les evaporites al peu del talús, juntament amb la forta sobrecàrrega sedimentària, provoca la inestabilitat de les masses sedimentàries acumulades al talús continental golflleonès i nord-gironí, ric per tant en falles de creixement («growth faults») i masses esllavissades de gruix hectomètric i extensió quilomètrica. La plataforma continental del golf del Lleó és la més ampla de tota la Mediterrània occidental, i al seu extrem S, on la neotectònica és sens dubte força activa, els nivells sedimentaris plio-quaternaris són aixecats i erosionats en topar amb els darrers contraforts submarins sortits dels Pirineus; el Plio-quaternari també manca al davant de les Gavarres i en les immediacions d’alguns alts topogràfics constituïts per materials miocens. Els sediments constitutius de la plataforma continental golflleonesa són d’edat terciària i quaternària, i reposen damunt un sòcol hercinià que ha estat mostrejat en alguns sondatges de reconeixement petrolier que proven l’existència d’una continuïtat geològica soterrada entre els Pirineus i el massís dels Maures, a la Provença. Al Rosselló, el sòcol hercinià es troba a una profunditat mitjana de 2000 m. La potència mitjana del Plio-quaternari a la plataforma continental ultrapassa els 1000 m. Al S del cap de Creus, a la plana empordanesa, el sòcol se situa a profunditats compreses entre 1300 i 1600 m. Al davant de la badia de Roses, les unitats sedimentàries plio-quaternàries s’estructuren formant un suau pendent, sense ruptures internes, mar endins, degut a un augment progressiu de la subsidència, anomenat flexura continental.

A la plataforma continental davant de Palamós els materials pliocens estan separats dels quaternaris per una superfície d’erosió o discontinuïtat formada durant una època de baix nivell del mar, associada amb les glaciacions del Quaternari.

Biopunt, perfil cedit pel Grup de Geologia Marina de la Universitat de Barcelona.

Els sediments pliocens i prepliocens afloren als indrets més rostos del talús, particularment a les vessants dels canyons submarins. Entre els canyons de la Fonera i Blanes s’ha establert l’existència d’un paquet d’unitats sedimentàries sísmicament subaflorants, o fins i tot aflorants, que han estat atribuïdes al Miocè. L’edat dels canyons submarins del talús golflleonès és variable d’un canyó a l’altre. El més antic, i l’únic d’origen clarament estructural, és el del cap de Creus. Els altres s’han format durant els temps plio-quaternaris en relació amb la desestabilització generalitzada del talús continental provocada pels moviments de fluència de les evaporites messinianes infrajacents a partir del peu del talús; la desestabilització induí l’aparició d’irregularitats morfològiques, que posteriorment foren sobreexcavades i modificades, fins que adquiriren la seva fesomia actual, pels corrents de terbolesa i per altres processos de transport sedimentari en massa.

El tercer sector

Dins del tercer sector, l’estructura del marge continental sud-balear és clarament diferent de tot el que hi ha al N de les Illes: aquí, el Plio-quaternari és molt prim, el Miocè és molt localitzat i la direcció estructural principal és NE-SW, mentre que al N, els eixos estructurals principals, sovint volcànics, estaven orientats de NW a SE; això es deu al fet que el marge sud-balear forma part de les cadenes bètiques, mentre que els marges situats al N de les Illes pertanyen al rerapaís. L’illa de Menorca es prolonga sota l’aigua vers el S a través d’un «horst», l’anomenat llom de Menorca, vorejat a l’E per l’escarpament de Menorca i a l’W per una cubeta neògena on s’instal·len els actuals ventall i canyó submarins de Menorca, tot seguint una falla N-S; a l’escarpament de Menorca afloren granits i tota la sèrie paleozoica també present a la regió de Tramuntana de l’illa, i el Miocè hi aflora a la base; més a l’E de la Depressió Perifèrica de Menorca cessen els afloraments prepliocens i comença la potent acumulació plio-quaternària característica de les planures de centre de conca. Al S del paral·lel 39° N la continuació del llom hercinià de Menorca presenta una estructura molt complexa, amb un sistema volcànic, orientat de NE a SW, que limita el marge continental pel seu extrem meridional. És probable que hi hagi una línia de fractura de direcció NNW-SSE entre Mallorca i Menorca, en la qual moririen les fractures corresponents a l’escarpament de l’Emile Baudot, l’estructura més important de tota la regió, consistent en un sistema de falles esglaonades entre les quals es desenvolupen petites cubetes suspeses, de direcció general NE-SW bé que al S de Formentera hi ha alguns eixos NW-SE).

La morfologia del marge oriental eivissenc és controlada per falles que afecten el sòcol acústic i condicionen la distribució i els gruixos del recobríment sedimentari plioquaternari (perfil A-A’). L’escala vertical és en mil·lisegons. A l’aigua de mar, un mil·lisegon equival a 0,75 m. L’equivalència entre mil·lisegons i metres dins els sediments depèn de la velocitat de propagació de les ones sísmiques.

Biopunt, perfil cedit pel Grup de Geologia Marina de la Universitat de Barcelona.

A la plataforma continental, rere l’escarpament de l’Emile Baudot, les estructures submarines es correlacionen clarament amb les de terra ferma: darrere el banc de l’Emile Baudot hi ha una cubeta que és la continuació de la plana situada al peu de les serres de Llevant mallorquines; davant la badia de Palma hi ha una altra cubeta que s’estén fins a la cubeta de Formentera i que representa la continuació cap a mar de la plana central mallorquina; el mateix banc de l’Emile Baudot sembla la prolongació de les serres de Llevant. El marge eivissenc és limitat a l’E per una fractura injectada de vulcanisme de direcció NW-SE, en la qual sembla que s’interrompen els eixos estructurals del marge mallorquí. Sembla que hi ha una altra gran fractura entre Sa Dragonera i Cabrera. Al S i a l’E del cap de Palos hi ha l’anomenat escarpament de Mazarrón, al N del qual i segons s’observa al perfil de sísmica de reflexió GEOMEDE-IV, se succeeixen una gran planassa on el sòcol sísmic és subaflorant, una cubeta sedimentària, un esglaó de naturalesa volcànica i una segona cubeta sedimentària elevada 700 m respecte a l’anterior; després, i fins a atènyer el coll d’Eivissa, segueixen una colla d’alts compostos per materials sedimentaris tectonitzats intercalats amb cubetes més o menys subsidents.

L’evolució i l’estructura del marge sud-balear són estretament lligades amb l’obertura de la conca nord-algeresa, atribuïda al Burdigalià. A partir d’aquest moment s’iniciaria el reompliment sedimentari de la conca en el qual, semblantment a la resta de sectors de la mar Catalano-balear, hom pot distingir tres unitats ben diferenciades: la sèrie infraevaporítica, les evaporites messinianes, i el Plio-quaternari o sèries supraevaporítiques.

A la plana abissal, el gruix del Miocè infraevaporític és superior als 2500 m, mentre que, als marges, els sediments d’aquesta edat es presenten irregularment, tant en llur potència com en llur distribució; els màxims gruixos s’atenyen en cubetes estretes de direcció NE-SW a la zona de l’escarpament de l’Emile Baudot, i NW-SE a E-W a la zona situada entre l’escarpament de Mazarrón i el coll d’Eivissa.

Les sals messinianes s’acumularen en el centre de la conca, mentre que als marges predominen el guix i l’anhidrita. Durant la deposició dels sediments miocens, les fractures de l’escarpament de l’Emile Baudot controlaren la sedimentació. Alguns autors suggereixen un reompliment quasi total de la conca que anul·laria el desnivell inicial existent entre les planures de centre de conca i el marge continental. Posteriorment, nous moviments tectònics haurien provocat l’enfonsament progressiu de la situada més enllà de l’escarpament de l’Emile Baudot. A la plana abissal la sèrie estratificada superior arriba a atènyer els 600 m de potència, mentre que la unitat transparent (les evaporites) varia entre 200 m i més de 1000 m. Ja hem dit que als marges la distribució de les unitats sedimentàries és molt irregular i llurs potències extremament canviants.

Els talussos que envolten les Balears són els més abruptes de la mar Catalano-balear. Els corrents marins pregons («contour currents») que contornegen els talussos rostos provoquen l’excavació de la base, on poden formar-se depressions perifèriques allargades (vegeu el mapa de situació del perfil A-A’) i, al seu costat, lloms de sediments (contourites).

Biopunt, perfil cedit per H. Cot i el Grup de Geologia Marina de la Universitat de Barcelona.

Podríem dir que, al marge sud-balear, el Plio-quaternari és l’època dels grans enfonsaments deguts al rejoc de les fractures antigues que delimiten els grans accidents del sector (escarpaments de l’Emile Baudot i de Mazarrón). A aquests enfonsaments es deu de manera determinant la batimetria actual del sector S de la mar Catalano-balear, i arriben a ésser tan importants que en alguns punts la base del Pliocè està desplaçada més de 2500 m entre el marge continental i la plana abissal. Durant tot el Plioquaternari, la major part dels materials sedimentaris, ben migrats, queda aturada a la plataforma continental sudbalear, fet que determina el predomini de la sedimentació pelàgica i hemipelàgica aigües enfora del cantó; l’elevat pendent d’alguns indrets dels escarpaments fa que no s’hi acumulin sediments o bé que aquests constitueixin recobriments del sòcol prims i inestables, i tot plegat afavoreix l’aflorament de les roques del sòcol, sovint recobertes per crostes dures degudes a l’acreció d’elements minerals i fragments orgànics.

Cal destacar l’absència de canyons submarins importants (excepte el de Menorca) al marge sud-balear, fet que contrasta amb la profusió i la importància dels canyons del marge golflleonès. Això es deu a l’estretor i a l’elevat pendent del marge continental, a la manca de materials i sobretot al fet que la direcció estructural principal és paral·lela al marge. Precisament el canyó de Menorca s’instal·la aprofitant una de les poques fractures importants que tallen perpendicularment, i de dalt a baix, el marge continental. Així com a la resta de marges continentals de la mar Catalano-balear, especialment als marges golflleonès i gironí, els esllavissaments de les masses sedimentàries són un dels fenòmens recents més importants, l’estructura del marge sud-baleàric, amb una cobertora prima i un talús estret i poc desenvolupat que dona pas sobtadament a la plana abissal, fa que els esllavissaments o no existeixin o bé siguin petits, aïllats i poc importants en l’afaiçonament del marge continental sud-baleàric.

Les aigües de la mar Catalano-balear i la seva dinàmica

Mapa de circulació de les aigües a la mar Catalano-balear durant l’estiu.

Carto-Tec, original dels authors, amb dades d’H. Lacombe i P. Tchernia, G. Wust i C. Millot.

Ni les propietats físico-químiques ni la dinàmica de les aigües de la mar Catalano-balear no poden ésser deslligades del sistema mediterrani i, més en concret, de la Mediterrània occidental, de la qual formen part. Per tant, a la mar Catalano-balear hi haurà, en principi, com a la resta de la Mediterrània occidental, un sistema de tres capes d’aigües cadascuna d’elles amb característiques pròpies. Cal considerar, a més, que el comportament dinàmic d’una massa d’aigua i les seves propietats físico-químiques són aspectes estretament vinculats, per la qual cosa hom sol estudiarlos conjuntament. D’altra banda, les fortes interrelacions entre la dinàmica marina i l’atmosfèrica fan que en estudiar la dinàmica de les masses d’aigua també calgui diferenciar entre les situacions estivals i les situacions hivernals, ambdues amb trets ben definits; la primavera i la tardor constitueixen períodes de transició entre un i altre extrem. A la mar Catalano-balear hi ha pràcticament totes les grans masses d’aigua pròpies de la Mediterrània occidental, tant les d’origen intern com l’única massa d’aigua d’origen extern: l’aigua atlàntica nord de superfície.

Característiques fisicoquímiques de les diferents masses d’aigua de la mar Catalano-balear.

De la vena principal d’aigua atlàntica, que ressegueix les costes nord-africanes en direcció a l’estret de Sicília, se’n desprenen per l’esquerra dos ramals secundaris, un dels quals (de direcció WSW-ENE i d’uns 150-200 m de gruix) ateny les illes Balears i, ja força debilitat, progressa cap al N entrant a la mar Catalano-balear per Llevant. En el decurs del desplaçament, i durant l’estiu, aquestes aigües s’incorporen de fet a un gir ciclònic que arrenca aigües enfora de Sardenya, i ressegueix Còrsega, la Provença i el golf del Lleó, per endinsar-se finalment en la depressió de València, de la qual en surt pel coll d’Eivissa, des d’on s’incorpora de nou al ramal atlàntic de procedència alboranesa. Dins aquest gran circuit ciclònic, que comprèn tota la Mediterrània nord-occidental, n’hi ha d’altres de menors que arrenquen a l’E de Menorca, al cap de Creus i al massís dels Maures. Entre Còrsega i els Maures, les aigües d’aquest gran circuit s’ajunten amb el flux tirrenià per a formar el corrent Lígur, que en la zona de màxim desenvolupament té velocitats mitjanes compreses entre 20 i 40 cm/s. Al golf del Lleó, el corrent Lígur pot tenir una amplada de 60 km i una velocitat d’un nus, i l’aigua d’aquest origen un gruix de 400 m. A l’estiu, les aigües intermèdies, de la formació de les quals hom tractarà més endavant, també tenen una circulació ciclónica al N de les Balears, on s’estendrien fins als 800 m de profunditat, mentre que al S de les Illes tendeixen a seguir una direcció W-WNW.

Un tret molt important relacionat amb el desplaçament de les aigües de procedència atlàntica cap al N de la mar Catalano-balear és l’anomenat front nord-baleàric format en el límit del gir ciclònic descrit per les aigües atlàntiques, més lleugeres i més calentes que les que ocupen el golf del Lleó i la mar Lígur. El front nord-baleàric no és estable sinó que fluctua gairebé incessantment segons les condicions meteorològiques de la zona. A mesura que es va desplaçant, l’aigua atlàntica septentrional de superfície va barrejant-se amb les aigües tipus que va trobant al seu pas, especialment amb les aigües que té just a sota. Finalment, en resulta una massa d’aigua que hom anomena aigua atlàntica nord, les característiques de la qual la situen a mig camí entre l’aigua atlàntica nord de superfície i l’aigua intermèdia hivernal de la conca mediterrània occidental.

A l’estiu, les aigües més superficials s’escalfen i esdevenen homogènies, i es forma una termoclina molt forta (gradient vertical de temperatures molt gran). A títol indicatiu, diguem que el mes de setembre de 1986 el gruix de les aigües homogènies de superfície oscil·lava entre 12 i 30 m en el sector comprès entre el talús del Roine i l’E de Menorca; el gruix màxim s’atenyia al bell mig de la canal de València, on del sostre a la base (situada autors, amb dades d’H. Lacombe i P. Tchernia, G. Wust i C. Millot a -110 m aproximadament) de la termoclina es passava dels 24,6°C als 12,9°C. Hom parla, en aquestes circumstàncies, de l’estratificació estival de les masses d’aigua, i no hi ha barreja vertical ni formació d’aigües tipus, si exceptuem l’aigua calenta superficial. A l’hivern, en canvi, la inestabilitat meteorològica dominant reactiva els moviments de les masses d’aigua i trenca l’estratificació, fenomen que, a la mar Catalano-balear, sol iniciar-se el mes d’octubre i pot prolongar-se uns dos mesos; el pas invers sol comprendre els mesos de maig i juny.

Una xemeneia de formació d’aigua fonda a la mar Catalano-balear queda patent en aquestes seccions verticals de salinitat i temperatura.

Biopunt, original de MEDOC Group.

L’arribada de vents forts, freds i secs (mestral i tramuntana) a l’hivern, procedents del quadrant N fa que a la part septentrional de la mar Catalano-balear, al golf del Lleó i les zones veïnes, es produeixin un refredament i una evaporació intensos de les aigües superficials. Aquest fenomen pot desenvolupar-se amb rapidesa, afavorit pel fet que en aquests indrets la capa superficial d’origen atlàntic hi arriba molt afeblida o no hi arriba, i a més tampoc no hi ha haloclines (sí que n’hi ha, però, a la desembocadura del Roine). El resultat és la formació d’una aigua superficial més densa que la resta; aquesta situació d’inversió de densitats és físicament inestable, per la qual cosa les aigües denses superficials s’enfonsen fins a situar-se a la profunditat que els correspon per la seva densitat. L’enfonsament d’aquestes aigües és acompanyat per la creació d’autèntiques xemeneies per on circulen els corrents de convecció. L’aigua així formada s’anomena aigua fonda de la Mediterrània occidental.

Aflorament d’aigües pregones al golf del Lleó, en una situació corresponent al mes d’agost de 1978 (a dalt). Després que diverses masses d’aigua freda fossin elevades per afloraments previs, el corrent ligur és interromput per un aflorament posterior esdevingut prop del cap de Sicié. Les fotografies mostren dues imatges landsat. Al mig: imatge en fals color del golf del Lleó, indicativa de la terbolesa de la superfície de les aigües, corresponent al mes de juny de 1976, feta en la regió espectral de 0,5-0,6 µm. La concentració més gran correspon al vermell. Noteu la «ploma tèrbola» eixida de les goles del Roine i la franja tèrbola enganxada a la costa. A baix: imatge en fals color de l’àrea meridional del delta de l’Ebre, amb una faixa costanera (color taronja) associada a la deriva litoral de sediment al llarg de les platges del sur del delta i de la barra del Trabucador.

Biopunt, original de P.Y. Deschamps i els seus col·laboradors; André Monaco i Jordi Corbera.

L’aigua intermèdia, pròpia de la Mediterrània occidental, s’anomena precisament així, aigua intermèdia occidental d’hivern i també es forma en condicions hivernals, segons sembla a prop del talús continental del sector N de la mar Catalano-balear, aigües enfora de les costes catalanes i rosselloneses, i potser també en altres indrets, sempre a la part N de la conca. Els responsables de la seva formació són també els vents freds del quadrant N, actuant sobre aigües amb una certa influència inicial d’origen continental. Tot plegat explicaria el fet que aquestes aigües se situessin, pel que fa a les seves propietats físiques, especialment la salinitat, a mig camí entre les aigües atlàntiques i l’aigua fonda.

La formació hivernal d’aigua fonda i d’aigua intermèdia, i el seu ulterior enfonsament («downwelling») pot anar acompanyada de processos d’aflorament d’aigües pregones («upwelling») als indrets de la costa on els vents del N empenyen cap a mar endins les aigües de superfície. Hom ha assenyalat l’aparició de zones d’aflorament a les costes llenguadocianes i provençals, on pel que sembla, la formació d’«upwellings» provoca reculades del front nord-balear cap al S; a més, s’ha demostrat que els corrents d’aflorament remobilitzen grans quantitats de sediments. És obvi que mentre persisteixen les condicions climàtiques que originen els «upwellings» i «downwellings», la circulació ciclónica normal dels períodes estivals resta interrompuda a la zona per ells afectada. Que se sàpiga no existeix cap altre sector de la mar Catalanobalear en què també es produeixin aquests tipus de fenòmens.

A 1750 m de profunditat, al ventall submarí del Roine, hom ha mesurat en continu, durant un període de sis mesos, les velocitats i direccions dels corrents amb els següents resultats: un 70% dels corrents mesurats tenien velocitats inferiors a 8 cm/s; s’han mesurat puntes de 45 cm/s; s’ha verificat l’existència de dues direccions privilegiades, a 80° l’una de l’altra, en lloc d’una sola. Les mateixes dades mostren l’existència de variacions estacionals i fins i tot de període més curt (8-10 dies i, fins i tot, menors) en els fenòmens hidrodinàmics pregons (augment de la velocitat dels corrents a l’hivern). Si aquesta periodicitat estacional es verifiqués en estudis posteriors quedaria provat un fet aparentment inversemblant: que a la Mediterrània nordoccidental i a la mar Catalano-balear en concret, l’estructura tèrmica de la capa superficial condiciona la dinàmica marina fins a profunditats d’uns 2000 m.

Vegem ara de quina manera les aigües generades a la mar Catalano-balear i les zones veïnes s’incorporen a la circulació general de la Mediterrània. Les aigües atlàntiques nord, les aigües intermèdies i les aigües fondes occidentals ensopeguen en el seu camí cap a Gibraltar amb un ramal de les aigües intermèdies formades a la conca oriental, i es van barrejant progressivament i diluint les unes amb les altres; en els nivells més pregons (més avall del peu del talús) es converteixen en l’aigua tipus mediterrània de T = 13°C i S = 38%o, que surt a ran de fons per Gibraltar.

Però a més de les masses d’aigua fins ara esmentades, que confegeixen a la mar Catalano-balear l’estructura característica de la Mediterrània, hi ha uns altres tipus d’aigües superficials d’influència continental i de repartiment discontinu que solen ésser a prop de les costes: són les anomenades aigües d’influència continental, que presenten un ventall molt ample de temperatures i salinitats, però que en conjunt són força denses i poc salades. Les aigües superficials d’influència continental són separades de les masses d’aigua infrajacents per haloclines a les quals se superposa estacionalment la termoclina estival, amb els efectes suara comentats sobre la barreja d’aigües. La importància d’aquesta mena d’aigües és especialment significativa a les zones sotmeses a la influència dels grans emissaris fluvials (Ebre i Roine). La circulació de les aigües a diferents nivells dins la mar Catalano-balear també ha estat estudiada mitjançant l’anomenat mètode geostròfic, en el qual s’assumeix que el moviment és conseqüència exclusivament de diferències de densitat, i no es tenen en compte ni les forces externes (vent) ni les forces friccionals; tot i les seves limitacions, aquest mètode pot aproximar-se força a la realitat com, de fet, s’ha demostrat pel cas de la mar Catalano-balear.

Una altra aproximació matemàtica d’interès, referida en aquest cas a la circulació superficial de tota la Mediterrània occidental, és la que integra les forces d’origen hidràulic (entrades i sortides a l’estret de Gibraltar) i la força dels vents a cada indret, encara que no considera un mecanisme que també té gran importància: la circulació d’origen termohalí. A les zones litorals i a les plataformes continentals, l’esquema general de tres capes que hem presentat no pot desenvolupar-se per manca material d’espai físic (fondària massa petita), i la circulació és altament influïda per les direccions i la força dels vents i per la topografia del fons, que tendeix a desviar les masses d’aigua i a fer que es desplacin en direcció perpendicular al pendent; de fet, pot parlar-se d’una microcirculació local d’alta variabilitat. Els màxims efectes que rep el litoral peninsular dels Països Catalans, atesa la seva orientació, no són produïts pels vents del primer i segon quadrants (gregal, llevant, garbí i migjorn). La tramuntana i els vents del tercer i quart quadrants solament afecten punts concrets del litoral peninsular o de les Illes.

La sedimentació a la mar Catalano-balear

La sedimentació litoral

Els processos que regeixen la sedimentació en una mar sense marees són conseqüència exclusivament del règim d’onatge i del balanç de materials sedimentaris d’origen local, llunyà o biogènic. Els factors climàtics hi tenen un paper fonamental, ja que d’ells depenen el règim d’onatge i els mecanismes de meteorització i transport de material detrític. També depenen dels factors climàtics, però en una escala de temps molt més gran i amb un abast mundial, les fluctuacions del nivell marí degudes als canvis eustàtics.

Els litorals català i valencià són, en general, de tipus siliciclàstic, amb alguns enclaus de tipus bioclàstic, mentre que a les Illes domina aquest últim tipus. Des de la línia de platja fins al límit d’acció de les ones sobre el fons, la successió sedimentària típica consisteix en sorres o graves de grossària de gra cada vegada més petita, fins a arribar a la zona de sedimentació pelítica que, per terme mitjà, se situa més enllà dels 30-40 m. Aquesta successió, formada durant un període de nivell marí estable, constitueix el que s’anomena prisma o tascó litoral. Prop de les desembocadures fluvials es desenvolupen edificis deltaics, la part submarina dels quals es caracteritza per una presència més important d’elements pelítics a fondàries molt menors de les que els correspondria si no existís la influència deltaica. Això és degut als processos de floculadó que es produeixen a la zona de contacte entre les aigües fluvials i les marines; a més, les zones prodeltaiques es caracteritzen per una taxa de sedimentació alta i per la presència de gas en el sediment (producte de la degradació de restes vegetals). Els exemples més característics d’aquest tipus de sedimentació es troben als deltes del Llobregat i l’Ebre, encara que en d’altres rius (Ter, Besòs, Francolí) que pràcticament no formen deltes externs (o, en tot cas, aquests són molt petits) també hi és present aquesta mena de sedimentació.

Als desguassos dels rius de curt recorregut i de règim essencialment torrencial poden formar-se deltes externs, amb fronts prodeltaics molt inclinats, constituïts per elements detrítics grollers (sorres i graves); en aquests casos no hi ha prodelta pelític. El millor exemple d’aquest tipus d’edificis deltaics és el delta de la Tordera (Selva-Maresme).

En costes amb tendència progradant, les acumulacions de sediments transportats o redistribuïts pels corrents de deriva litoral poden esdevenir extensos cordons litorals capaços d’aïllar o tancar cossos d’aigua salada poc profunds però de considerables dimensions, com l’Albufera de València, l’estany de Salses i l’estany de Canet, formacions típiques de països amb costa baixa i una intensa deriva litoral unidireccional.

A les zones on gairebé no arriben aportacions siliciclàstiques predomina la producció biògena de partícules calcàries. Al litoral, aquestes zones tenen sediments sorrencs i llimosos, de colors clars, procedents de la degradació d’esquelets o closques d’algues calcàries, mol·luscs, coralls i briozous, les acumulacions dels quals (grapissar) recobreixen els fons de les zones infralitorals i de plataforma. El millor exemple ens és fornit per les Illes, on la manca d’aportacions terrígenes significatives i les característiques de les aigües permeten un extraordinari desenvolupament de comunitats bentòniques productores de sediments carbonàtics. Una de les roques industrials més emprades a Mallorca per a la construcció, el mares, de fet no és sinó el producte de la fossilització de sediments d’aquesta mena acumulats en antigues platges de dunes durant el Plioquaternari.

Al litoral peninsular dels Països Catalans també hi ha indrets aïllats on predomina aquest tipus de sedimentació bioclàstica: la Planassa de Blanes i el S del cap de Sant Antoni.

La presència dels alguers de posidònia és freqüent als indrets del nostre litoral on hi ha poca sedimentació terrígena, però la seva extensió minva dia a dia per l’acció humana (pol·lució, pesca al ròssec, obres costaneres).

La sedimentació a la plataforma continental

Principals edificis sedimentaris pregons de la mar Catalano-balear i valls submarines que els alimenten. A Cúmul dels canyons pirinencs; B ventall del Roine; C ventall de la canal de València; D ventall o complexos de canal-«levée» de l’Ebre (1 el més antic, 6 el més modern); E ventall de Menorca.

Carto-Tec, original dels autors, amb dades de L. Droz, M. Canals, H. Nelson, A. Mauffret, B. Alonso, D.J. Stanley i A. Maldonado.

El grau de coneixement de la plataforma continental mediterrània comença a ésser prou ampli com per arribar a definir els principals tipus de sediments que s’hi troben, i els processos responsables de la seva formació, la disposició geomètrica i la distribució. Dins aquests processos cal diferenciar entre els de tipus dinàmic, responsables del transport, remodelació i estructuració del recobriment sedimentari, i els de tipus físico-químic i climàtic, que condicionen l’estat físic (dissolt o particulat) i els canvis postdeposicionals (diagènesi) del sediment. En una escala de temps més àmplia, també hi tenen un paper força important els factors eustàtics i estructurals (que condicionen la geologia de l’àrea font del sediment i de la conca receptora).

Des d’un punt de vista sedimentològic, les plataformes continentals poden dividir-se en carbonàtiques, siliciclàstiques i mixtes. El fet fonamental que determina el caràcter sedimentan d’una plataforma és l’existència o la inexistència, i els volums, de les aportacions de partícules sedimentàries procedents de les terres emergides que vessen a la plataforma en qüestió. Quan no hi ha aportacions sedimentàries externes, trobarem a la plataforma un sol tipus de sediment: el produït «in situ» pels organismes, vegetals i animals, que viuen al fons o en el si de la massa d’aigua. A la Mediterrània, aquesta mena de producció és majoritàriament carbonàtica.

Les unitats sedimentàries els apilaments de les quals constitueixen la plataforma continental són separades entre elles per superfícies d’erosió o de no sedimentació formades durant els períodes de nivell eustàtic baix, és a dir, durant els intervals de temps en què la plataforma era emergida. A cada nou període de submersió de la plataforma li correspon la formació d’una nova unitat sedimentària discordant o paraconcordant damunt la superfície d’erosió prèvia; aquesta nova unitat podrà ésser, al seu torn, erosionada durant un ulterior descens eustàtic. Aquesta successió de períodes d’acumulació i de períodes d’erosió és la causa dels atasconaments típics de les unitats sedimentàries de plataforma continental. En cada tascó sol haver-hi una gradació sedimentària que depèn de l’energia del medi de cada sector, tal com succeeix actualment al tascó litoral.

A les plataformes dels Països Catalans, ultra els sediments moderns, hi tenen una considerable importància les «sorres relictes», que cobreixen extenses àrees a les parts mitjana i externa.

Igual que el litoral, la plataforma continental peninsular dels Països Catalans és majoritàriament de tipus siliciclàstic; és dominada per les aportacions de rius de règim continu, sobretot l’Ebre i el Roine, la influència dels quals pot seguir-se al llarg de distàncies considerables, com en el cas de la plataforma de València, formada en gran part gràcies a les aportacions de l’Ebre. Excepte a les Illes i en enclaus reduïts on els factors dinàmics i la manca d’aportacions terrígenes afavoreix la producció carbonàtica, la resta de la plataforma és recoberta de fangs i sorres, i forma un conjunt de tascons litorals i prodeltaics moderns a la part més interna. A les parts mitjana i externa, els sediments moderns, generalment fangosos (hom parla de l’enfangament o «envasement» de la plataforma), s’alternen amb sediments relictes i palimpsests grollers que coronen unitats subrecents o més antigues.

La sedimentació als grans fons

Al marge ibèric i francès de la mar Catalanobalear, la sedimentació en les zones pregones és fortament condicionada per l’existència d’una colla de ventalls o grans cúmuls sedimentaris que en alguns casos responen al model típic per a aquests cossos sedimentaris i en altres no. D’E a W són els ventalls del Roine, dels canyons pirinencs, de la canal de València i de l’Ebre.

Esquema dels processos sedimentaris principals que contribueixen al transvassament de sediments des de la plataforma cap al talús i zones pregones, i a l’edificació del ventall de Menorca.

Biopunt, original d’A. Maldonado i D.J. Stanley.

Els ventalls del Roine i de l’Ebre són edificats per les aportacions dels dos grans rius que els donen el nom. En canvi, els altres dos «ventalls» no tenen un «homòleg» sobre la plataforma continental i molt menys estan relacionats amb rius. El «ventall» dels canyons pirinencs es forma per l’acumulació dels sediments canalitzats pels canyons del cap de Creus, Lacaze-Duthiers, Pruvot i Aude. El ventall de la canal de València, poc gruixut, s’edifica gràcies als materials que li arriben al llarg de la canal que li dona nom. L’únic que respon al model clàssic d’un ventall submarí és el del Roine. El ventall de l’Ebre, d’uns 50 km de llargada és constituït per un conjunt de cossos deposicionals aïllats anomenats lòbuls, dels quals hom n’ha identificat fins a sis, tots d’edats diferents. Cada lòbul surt al peu del talús a partir d’una canal que fou funcional només durant la construcció del lòbul. La inexistència d’una gran canal única que travessi tot el talús i l’existència, en canvi, de moltes i petites canals (complex de l’Ebre) ha determinat aquest mode de construcció del ventall submarí de l’Ebre. En ells els sediments dominants són les turbidites amb nivells hemipelàgics i dipòsits d’esllavissada intercalats a les àrees d’intercanal i en els mateixos canals quan aquests deixaven d’ésser funcionals. Al ventall del Roine, situat en el confí E de la mar Catalano-balear, hom hi ha reconegut fins a vuit unitats sedimentàries superposades.

Tant el ventall dels canyons pirinencs com el ventall de la canal de València no es desenvolupen al llarg del talús continental sinó damunt el glacis, a partir de valls submarines que fan de col·lectors dels materials procedents, en un cas, dels vessants S i N de la depressió de València i, en l’altre cas, de la xarxa de drenatge radial formada pels canyons pirinencs.

Al S de Menorca es desenvolupa un altre ventall submarí, el ventall de Menorca, que s’estén fins a la plana abissal algero-balear.

On el marge continental és de tipus progradant i intermedi s’acumulen fangs de talús, predominantment terrígens, amb una petita proporció de components biògens. Els fenòmens d’esllavissament plasto-elàstic de la cobertora sedimentària esdevenen especialment importants en els indrets on grans paquets de sediments són a les envistes de zones rostes, per exemple, les vessants de canyons submarins. Aquests esllavissaments poden desplaçar cap avall masses de sediment de més de 1000 m de gruix, com és el cas dels esllavissaments en esglaó de Palamós.

Quan el marge continental és de tipus abrupte, les àrees d’acumulació, si n’hi ha, són molt localitzades (escarpament de l’Emile Baudot). Els fenòmens predominants en aquest tipus de marge són l’erosió i la no acumulació, que impliquen l’aflorament de les roques antigues subjacents. Així es dona als escarpaments que voregen les illes Balears i als vessants dels canyons de Blanes, la Fonera, cap de Creus, Lacaze-Duthiers, Aude i Erau. En tot cas, el depocentre més important se situa al peu dels escarpaments, on s’acumulen els materials procedents dels sobreeiximents de vora de plataforma, de les capes nefeloides i de la pluja hemipelàgica. La remodelació de tots aquests materials pels corrents de fons ha creat al llarg de la base de l’escarpament de Menorca una depressió allargada (depressió perifèrica de Menorca) flanquejada a l’E per un llom de contourites molt ben desenvolupat. Als indrets més pregons de la mar Catalanobalear, concretament a l’E del meridià de 3° 30’ E i al S del paral·lel de 42° N, hi ha diapirs salins que afecten la distribució dels sediments pregons i provoquen deformacions de les sèries plio-quaternàries.

Pel que fa a les taxes de sedimentació en les zones pregones, hom ha calculat que al S de Mallorca i Menorca oscil·len entre 5 i 40 cm/1000 anys, segons siguin sediments hemipelàgics o turbidítics.