Els relleus glacials dels Països Catalans

Els refredaments de la Terra ocorreguts durant el Quaternari situaren el nivell altitudinal de les neus permanents un miler de metres per sota del nivell actual, és a dir, entre els 1900 i els 2100 m sobre el nivell de la mar, la qual cosa va fer que algunes de les nostres muntanyes que actualment no tenen glaceres quedessin a prop d’aquest límit o el superessin clarament. La zona pirinenca dels Països Catalans afectada per les glaceres quaternàries queda emmarcada a l’E pel massís del Canigó; a l’W, s’estén fins al límit amb Aragó i França, passant pels massissos del Costabona, i les serres Cavallera, Mongrony, Moixeró, Ensija, del Port de Compte i de Sant Joan de l’Erm, i fins al Turbó al S, i els massissos de Madres, Puigpedrós i tota la línia de França al N. Els massissos pirinencs no inclosos dins aquesta àrea i els no pirinencs del nostre país foren afectats només marginalment pel glaciarisme, de manera que tenen rastres d’una dinàmica nival que arribà a donar petits nínxols de nivació i/o canals d’allaus, d’acord amb les condicions climàtiques locals, que pogueren produir petites sobrealimentacions nivals (per exemple a la serra del Boumort i al massís del Montseny). Per això, hom se centrarà exclusivament en l’estudi de l’empremta glacial quaternària als Pirineus.

Els processos geomorfològics del glacialisme

L’acció del glacialisme quaternari ha deixat la seva empremta en el relleu pirinenc. La pràctica totalitat dels més de mil llacs pirinencs tenen l’origen en la sobreexcavació glacial. Les glaceres quaternàries, que ocuparen des del massís del Canigó-Costabona fins als Pirineus bascos, retocaren amb la seva acció erosiva totes les capçaleres de les conques fluvials preexistents per damunt dels 2000 m.

Jordi Vidal / ECSA

La presència temporal del glaç en els sistemes muntanyosos de les latituds mitjanes ha deixat una empremta en el relleu, la qual, derivada dels processos geomorfològics lligats a la dinàmica del mateix glaç, ha afectat algunes de les muntanyes dels Països Catalans. L’estudi d’aquesta empremta glacial es pot emprendre separadament pels tres tipus de processos: els processos erosius, els processos de transport i els processos sedimentaris o deposicionals. L’aclariment i definició previs d’aquests conceptes ajudaran a comprendre millor els relleus glacials del nostre país i els condicionaments paleoecològics que els van determinar.

L’erosió glacial

A la zona de contacte entre la roca i el glaç, es produeixen fenòmens de fregament per lliscament que, sumats a les condicions tèrmiques associades, generen dues maneres principals d’erosionar: l’arrencament i l’abrasió.

L’acció erosiva de les glaceres és facilitada per l’existència de fenòmens de fusió i regel a les superfícies de contacte entre les masses de gel i la roca. El gruix de gel fa que per a una mateixa profunditat de permafrost, el contacte amb el substrat desglaçat intersecti el contacte entre la glacera i el substrat rocós, i que això produeixi fenòmens de gel i desgel. El dibuix mostra aquests efectes en glaceres petites (A’) i grans (A"), en visió transversal, i en visió longitudinal (A).

Biopunt, original de Dentón i Hughes.

La base d’una glacera pot ésser considerada temperada, polar o subpolar, segons que estigui a temperatures superiors a -3°C, inferiors a aquesta temperatura o a unes condicions mixtes, respectivament. Això es deu al fet que 3°C és la temperatura mínima a la qual hi pot haver fusió en condicions de pressió superior a l’atmosfèrica. A la base d’una glacera hi arriba el flux de calor geotérmica (35 cal/cm2/any) i el de la fricció basal, i això fa que aquesta temperatura basal variï segons el gruix de la capa de glaç que suporta i segons quina sigui la seva temperatura superficial. Això pot explicar que la base d’una glacera pugui estar desplaçada o que pugui desglaçar-se a trossos, segons la velocitat de flux de la glacera i el seu poder erosiu. Els processos erosius són més intensos en la zona de contacte entre la part glaçada i la desplaçada, ja que petites variacions de temperatura (produïdes per canvis de temperatura superficial, de la calor de fricció, del gruix de glaç, etc.) fan que la roca que manté el contacte amb el gel es glaci i es desglaci; això facilita l’arrencament, que, d’altra banda, la fricció i la cavitació ja tendeixen a produir. Aquest mateix material arrencat és el que, fregant la superfície de la roca, la desgasta i produeix l’efecte d’abrasió sobre el substrat.

Les formes erosives del modelat glacial

Entre els trets morfològics que caracteritzen l’erosió glacial es distingeixen els que donen lloc a un relleu característic i els que únicament constaten el pas del gel glacial.

La morfologia característica del relleu glacial, quant al paisatge, és la que deriva de la sobreexcavació. A les capçaleres i les valls, la sobreexcavació ha donat lloc als circs glacials, que tenen una o més cubetes lacustres al fons i un redreçament de les parets que dona lloc a crestes i pics per la coalescència amb d’altres circs. La gran majoria del miler llarg d’estanys dels Pirineus tenen aquest origen: hom hi constata sobreexcavacions que donen fondàries de més de 100 m a Certescans (vall de Cardós) i l’estany de Mar (Vall d’Aran). Al llarg de les valls ocupades per glaceres, sobretot quan conflueixen dues o més llengües glacials, es poden donar també cubetes de sobreexcavació, per la sobrepressió exercida en aquest punt de confluència.

Els caràcters morfològics que constaten el pas del gel glacial són el resultat de l’abrasió produïda pels materials detrítics arrossegats pel glaç. Destaquen el poliment i les estries glacials. El cas del poliment correspon a una abrasió en la qual dominen la sílice coloïdal en l’aigua de fusió i els elements detrítics de gra fi, del tipus lutita (la farina glacial). En el cas de les estries glacials domina la presència de materials de grànul més groller, fets de materials de diferent grau de duresa. Hi ha encara altres formes de relleu, de valor indicador intermedi, com ara les anomenades formes moltonades, que, juntament al poliment i a les estries glacials, mostren una clara dissimetria entre el costat per on arribava el gel i el costat contrari i, per això, tenen un bon valor indicador del sentit del flux del gel; tot i que en un glaciarisme del tipus alpí això no sol tenir gaire importància, pot ésser útil en els casos de difluències o transfluències.

El transport glacial

El transport de materials en una glacera és condicionat per la dinàmica geomorfològica pròpia de l’ambient climàtic que l’envolta i per la mateixa dinàmica del sistema glacial. Cal, doncs, considerar l’origen o la procedència dels materials que entren en el sistema de transport, és a dir, distingir entre els materials d’origen extraglacial (fruit de les dinàmiques nival i periglacial presents a les parets rocoses i als vessants que sobresurten dels límits superiors de la glacera) i els materials realment incorporats en el medi subglacial (punt de contacte entre la roca i el glaç) pels mateixos processos d’erosió glacial. Aquests darrers solen ésser fragments de roca i sediments preexistents, de mida de gra molt variable; en conjunt, aquests materials detrítics reben el nom d’arrossegalls glacials; poden situar-se en diferents posicions durant el transport: a la base de la glacera (basals), a l’interior del glaç (englacials) o a la superfície (supraglacials). En les glaceres grans, els arrossegalls tenen mobilitat, és a dir, passen per totes aquestes posicions. Això, juntament amb la distància del transport, condiciona l’afaiçonament dels clastos glacials i el grau de producció de «farina» de roca. Les condicions del transport queden reflectides en el dipòsit que finalment sedimenta en la glacera.

La sedimentació glacial

L’estudi dels sediments glacials i d’altres dipòsits relacionats amb el medi glacial (dipòsits glàcio-lacustres, glàcio-fluvials, periglacials i fins i tot grans moviments en massa) és fonamental per a reconstruir els ambients glacials quaternaris i la seva cronologia. La glacera allibera, durant les fases tant d’avenç com de retrocés, el material que arrossega, i el sedimenta.

El resultat de la sedimentació glacial es pot analitzar des de dos punts de vista: el morfològic i el sedimentològic. Des del punt de vista morfològic, la glacera conté unes acumulacions de sediments, les morenes, que presenten un modelat característic. Des d’un punt de vista sedimentològic, les acumulacions morèniques són constituïdes per un conjunt de sediments de característiques (texturals, petrogràfiques i estructurals) variades, anomenats «tills». Hom entèn, doncs, per «till», el sediment transportat i dipositat per una glacera o des d’una glacera, amb poca o nul·la classificació per aigua, mentre que el nom de morena respon a la forma de modelat que resulta de l’acumulació d’alguns tipus de «till», característica pel fet que conserva la morfologia original i la situació deposicional que tenia a la glacera.

Les morenes

L’acumulació de materials morènics és freqüent en àrees que han estat ocupades per les glaceres quaternàries. Algunes morenes, especialment les més recents, conserven perfectament la seva forma original, però moltes vegades aquest ha sofert una degradació a causa dels processos erosius postglacials. Una morena presenta generalment una forma de cresta o cordó allargassat que ressegueix l’antic límit de contacte amb el marge de la glacera. Trobem cordons rectilinis, que corresponen a morenes laterals, i cordons amb una geometria arquejada o de mitja lluna (arcs morènics), que corresponen a morenes frontals o terminals. Entre la morena lateral i la morena frontal hom pot trobar tot un ventall de formes d’acumulació intermèdies: petits turons o monticles de material morènic, recobriment morènic de fons de vall, escampadissa de blocs morènics (generalment corresponents a material supraglacial), etc. Un cas especial és el de les morenes de glaceres rocalloses. Es tracta d’acumulacions formades per una gran quantitat de blocs de roca, pràcticament sense gens de material fi, que presenten una disposició en arc i lòbuls indicadora d’un antic desplaçament plàstic. Aquest tipus de morena es desenvolupa al peu de les parets de roca que, per gelifracció, poden subministrar gran quantitat de gelifractes, i funciona gràcies al gel intersticial, que permet una fluxió de tot el conjunt de blocs. Les morenes de glaceres rocalloses són especialment importants per la seva significació climàtica, ja que indiquen condicions de fred i aridesa.

Els «tills»

Un «till» és, des d’un punt de vista estrictament sedimentològic, un diamicton d’origen glacial, és a dir, qualsevol sediment, poc o gens classificat, que contingui un ampli ventall de mides de gra, i que hagi estat dipositat per una glacera, o des d’una glacera.

Factors que influeixen en la formació i la deposició de «tills» en una glacera (meitat superior de l’esquema) i classificació dels tills segons el seu origen deposicional (meitat inferior).

Biopunt, original de la comissió INQUA.

Per a analitzar la gènesi dels «tills» cal considerar tres grans conjunts de factors: l’ambient deposicional, la posició de la sedimentació respecte de la glacera i els mecanismes de sedimentació pròpiament dits. L’ambient deposicional pot ésser subaeri o terrestre (quan la glacera descansa sobre el substrat rocós o sobre sediments que configuren el llit glacial), o bé subaquàtic (pot ésser que la glacera se sedimenti directament en un llac o en la mar, o en les bosses d’aigua que omplen les cavitats de la glacera). La sedimentació d’un «till» pot tenir lloc en diferents posicions o sectors de la glacera, però es fa principalment a la base o bé en el medi subglacial i la zona supraglacial, que inclou tant la superfície de la glacera com la zona de marge glacial (és a dir, el contacte lateral i frontal de la glacera). Finalment, pel que fa als mecanismes de sedimentació, cal considerar, en primer lloc, les aigües de fusió, que, malgrat que són un agent diferent del gel, fan un paper important en la sedimentació dels dipòsits glacials en general, i dels «tills» en particular; aquestes aigües poden provenir de medis externs a la glacera o de la fusió del glaç (quan el balanç del sistema és negatiu o quan hi ha sobrepressió del gel, o també, per la calor de fregament entre el gel i la roca del llit glacial) i tenen un efecte de rentat dels sediments, que pot produir una classificació local i fins i tot generar estructures de corrent que configuren nivells interstratificats i llentilles de sorres i graves. En segon lloc, entre els mecanismes de sedimentació cal comptar amb les deformacions produïdes pel flux glacial i pel mateix pes de la glacera, que es tradueixen, a l’interior del sediment, en estructures de deformació (plecs i falles), en l’orientació dels clastos (blocs, còdols), en la foliació de la matriu (orientació dels minerals argilosos) i en la compactació del dipòsit. Finalment, i en tercer lloc, els moviments de massa que afecten els arrossegalls glacials configuren un conjunt de mecanismes que cal considerar dins els processos deposicionals: els materials glacials de transport poden ésser sedimentats des de la glacera per mecanismes d’esllavissament (lliscament o fluxos de terres), generalment en la zona supraglacial i de marge glacial i, més rarament, també en cavitats englacials i subglacials.

Hom considera dues grans famílies de «tills», segons la posició de la sedimentació: els anomenats «tills» subglacials o basals, i els «tills» supraglacials. Per tal d’establir una bona tipologia d’aquests sediments cal, però, tenir en compte el tipus de procés deposicional, ja que cadascun dels mecanismes de sedimentació acabats de considerar queda representat en el sediment. La sedimentació a partir de la base de lliscament d’una glacera produeix un «till» d’acreció (o de tipus «lodgement»), fet de l’empastat del material basal al damunt del llit glacial, sempre en una glacera activa; les principals característiques sedimentològiques d’aquest tipus de «till» són la seva matriu lutítica, que és abundant, compactada, que pot presentar foliació, i el fet que els clastos d’origen prioritàriament subglacial són suportats per la matriu i poden presentar orientacions coherents amb les pressions del flux glacial. El segon gran procés deposicional d’una glacera és la fusió, és a dir, la deposició produïda per un lent alliberament d’arrossegalls provinents del gel en fusió o sublimació; la fusió i, per tant, la circulació de l’aigua, s’esdevé generalment a la superfície i a la base de la glacera, i hom parla de «till» de fusió supraglacial i de «till» de fusió subglacial per a referir-se a un i altre cas, bé que clàssicament hom ha emprat el terme de «till» d’ablació per a referir-se a tots dos en general. Hi ha encara dos tipus més de «till», no tan estesos com els que s’acaben de descriure. Es tracta, d’una banda, de l’anomenat «till» de deformació, una varietat del «till» subglacial originada per la tracció de la glacera sobre els materials del llit glacial (sediments no consolidats o substrat rocós fracturat), normalment amb una posició de sedimentació molt propera a la d’arrencament; i d’altra banda, del «till» de moviment de massa, que són materials que han estat alliberats com a esllavissaments o fluxos de terres, tant en situació supraglacial com subglacial, encara que principalment aquest tipus de «till» es produeix en la zona de marge glacial.

Hom ha fet diverses classificacions dels «tills», segons la seva gènesi. La que té més partidaris actualment (elaborada per una comissió pertanyent a l’INQUA) té en compte l’origen i la posició dels arrossegalls durant el transport, però també els processos i els ambients deposicionals.

Els sediments glàcio-lacustres

Reconstrucció paleoambiental (a dalt) de la fase d’estabilització del darrer període glacial als Pirineus, al llac de la Massana, obstruït per la glacera principal de la Valira d’Orient. A baix, tall longitudinal d’un transsecte (P-P’) fet a la mateixa zona. En els sediments apareixen blocs caiguts dels «icebergs» («dropstones») entre les lutites lacustres; noteu també que el torrent lateral de la glacera d’Ordino desguassava al llac, i hi formava un delta.

Marta Vilaplana / Joan M. Vilaplana.

En l’ambient sedimentari glàcio-lacustre la deposició té lloc en un llac o estany la dinàmica del qual es relaciona estretament amb l’existència, a poca distància, d’una glacera. La posició d’aquests estanys respecte de la glacera pot ésser subglacial, supraglacial, juxtaglacial o proglacial, però als Pirineus, durant el Quaternari, els més freqüents foren els de posició juxtaglacial i proglacial. Els estanys proglacials tenen un règim hidrodinàmic controlat per les aigües de fusió de la glacera, les quals transporten quantitats enormes de sediments glacials, que dipositen dins la seva cubeta. Quan aquests estanys ocupen una posició frontal, la cubeta es forma per sobreexcavació, en una fase anterior, a la mateixa vall de la glacera. Però també es pot formar un llac proglacial per barratge d’un arc morrènic terminal, en el qual cas el procés dona lloc a la formació d’una cubeta de dimensions més reduïdes i, sobretot, menys profunda. Poden haver-hi casos intermedis, en què es formen cubetes que combinen característiques d’un i altre tipus. Els estanys proglacials ocuparen, al fons de les valls primer, i als circs, després, importants cubetes de sobreexcavació que van ésser reblertes per dipòsits, d’origen lacustre inicialment, i d’origen fluvial en les fases més tardanes. Algunes d’aquestes cubetes (les més altes) encara actualment es troben en procés de sedimentació: són els estanys de l’alta muntanya pirinenca. Els estanys juxtaglacials o laterals es formen quan la glacera obtura, per mitjà d’una morena lateral, una vall tributària, la qual pot tenir o no una glacera de menors dimensions que la principal; generalment aquests ambients lacustres són molt més inestables i més petits que els proglacials. La dinàmica de les entrades d’aigua i sediments és condicionada, en aquest cas, per la dinàmica fluvial, torrencial o glacial de la vall tributària; alhora, hi ha entrada d’aigües de fusió supraglacials i de marge glacial. Els estanys juxtaglacials han estat molt freqüents durant la glaciació pirinenca; actualment en trobem excel·lents registres sedimentaris.

Hom classifica els sediments d’aquests ambients segons la litologia, l’estructura i la posició en la cubeta que presenten. Així, hom distingeix les formacions deltaiques de les pròpiament lacustres, entre les quals cal diferenciar els dipòsits del centre de la cubeta i els del marge. Els sediments glàcio-lacustres per excel·lència són les anomenades varves glacials. Es tracta de làmines d’argiles alternades amb sorres, que es repeteixen rítmicament al llarg de tota la seqüència sedimentària. La sedimentació de cada parella de nivells (argila i sorra) pot correspondre a una periodicitat (anual, de més o de menys d’un any) del règim sedimentari, bé que actualment hom reserva el nom de varva únicament per a les ritmites glàciolacustres de periodicitat anual. Generalment, la comprovació del ritme sedimentari resulta gairebé impossible, i per això hom parla d’una manera global de ritmites glàcio-lacustres.

Els sediments glàcio-fluvials

Hom designa amb el nom de dipòsit glàciofluvial tots els sediments que són transportats i dipositats per les aigües corrents de fusió d’una glacera. En general, es tracta, doncs, de materials que, per la seva textura i estructura, són d’una gran semblança amb els al·luvions de qualsevol riu. Potser les diferències més importants rauen en la geometria i la morfoscòpia dels clastos originats en una glacera, ja que mostren facetes, estries i altres indicis del modelat glacial, bé que es van esborrant a mesura que augmenta la distància de transport. Aquests còdols, graves i sorres glàcio-fluvials poden tenir, respecte de la glacera, la mateixa posició que els dipòsits glàciolacustres, és a dir, subglacial, supraglacial, de marge glacial (lateral) o proglacial: els tres primers ambients són sotmesos a molta inestabilitat, a causa de l’oscil·lació del nivell de la glacera, esfondraments, compressió per avenç de la glacera, etc. Aquestes deformacions es fan paleses en els dipòsits (d’altra banda, força escadussers) generats en aquests ambients; els més significatius en les grans glaceres són els sediments de canals subglacials, que circulen per veritables túnels a la base de la glacera i queden farcits de graves i sorres ben classificades. En desaparèixer el gel, queda en el paisatge el motlle intern del túnel subglacial en forma d’un immens cuc de sediments («esker»).

Els dipòsits glàcio-fluvials proglacials són els més abundants. A les grans glaceres, configuren planes al·luvials, o «sandur», que van més enllà del front glacial, solcades per innombrables canals que s’entrellacen. A les glaceres de muntanya situades en valls més estretes, aquests dominis són de nombre i dimensions molt reduïts. El que fa més interessant aquest tipus de sediments és la seva relació amb els complexos de morena terminal, ja que en un cas ideal es pot arribar a establir una correlació temporal entre els nivells glàcio-fluvials i les diferents fases glacials d’una mateixa conca.

Les glaciacions antigues

Mapa de l’extensió màxima de les glaceres als Pirineus. A dalt, fotografia del primer intent de cartografiar l’extensió màxima de les glaceres als Pirineus, establert per Albrecht Penck el 1884, abans que es definissin les quatre glaciacions alpines; el sector oriental, que ell no va visitar, fou dibuixat a partir de referències verbals. A baix, límits d’aquesta extensió als Pirineus catalans definits recentment a partir dels coneixements actuals; el puntejat blau indica sectors dels Pirineus on no s’han representat les glaceres (mapa original de D. Serrat a partir de dades obtingudes per investigadors de la Universitat de Barcelona).

Carto-Tec.

Des de l’aparició, l’any 1881, de l’obra «Die Eiszeit in der Pyrenäen», d’Albrecht Penck, hom donava per segur que als Pirineus hi havia hagut quatre glaciacions, d’acord amb els quatre nivells de terrasses que tenen els seus rius; aquesta idea encara es reafirmà quan el mateix autor, el 1907, definí les quatre glaciacions alpines, Gunz, Mindel, Riss i Würm, malgrat que ell mateix reconeixia que només havia trobat restes morèniques i glacials directes de dues glaciacions. Els estudis posteriors, basats especialment en les formes d’erosió i en l’alteració dels granits en les morenes, arribaren a trobar-hi sis glaciacions diferents, paral·lelament a la descripció als Alps de les anomenades Biber i Donau. Els estudis regionals més detallats han portat a considerar exclusivament l’existència d’uns arcs morènics externs i uns altres d’interns, i fins i tot a parlar de l’existència solament d’una o dues glaciacions.

Actualment, es considera que als Pirineus hi ha solament unes construccions morèniques ben definides, amb dipòsits glàcio-lacustres i glàcio-fluvials associats, que s’envolten, externament (i que indiquen, per tant, una extensió més gran), de restes aïllades però evidents de, com a mínim, un episodi glacial anterior: es tracta, principalment, dels blocs erràtics trobats recentment (1981) a uns 200 m pel damunt del Pont de Suert, i dels dipòsits inferiors del complex glacial del puig de Saneja, a la vall del Querol (prop de Puigcerdà); tant la disposició topogràfica, en el primer cas, com l’elevat grau d’alteració, en el segon, fan pensar en una glaciació anterior i una mica més extensa que el darrer màxim glacial, que és el que hom estudia a continuació. Hom creu que és molt difícil que es conservin les restes d’una glaciació antiga, en la qual les glaceres devien quedar dins unes valls molt estretes i de vessants molt drets, ja que la dinàmica d’encaixament de les valls i la subsegüent evolució dels vessants s’encarreguen de destruir-les: n’hi ha prou amb veure l’escassetat de restes de la darrera glaciació. Tanmateix, resten encara per analitzar els nivells de terrassa dels rius pirinencs, que en molts casos superen el nombre de quatre (per exemple, en el curs mitjà de les dues Nogueres); pel que fa a això, si bé és ben sabut que la dinàmica glacial a les capçaleres pot donar com a resultat un sistema de terrasses en el curs mitjà dels rius, no ho és menys que aquest sistema de terrasses també pot ésser donat per un augment de la pluviositat i l’energia del riu no lligat al glacialisme.

El darrer cicle glacial - interglacial

Esquema de la dinàmica de glaceres que afectaren la Vall d’Aran al llarg dels temps glacials i que en permet comparar els efectes abans i després de l’empremta glacial.

Biopunt, original de D. Serrat.

Les restes del glacialisme pirinenc que resulten prou clares com per ajudar a establir la paleogeografia i l’edat dels terrenys (restes erosives i d’acumulació) han pogut ésser modelades inicialment per d’altres episodis glacials anteriors, però el que és segur és que corresponen al resultat final de la darrera glaciació. A partir de l’estudi dels sediments glacials més externs, dels circs situats als massissos més baixos amb acció glacial i de les altures on comencen a sedimentar-se les morenes, hom situa l’altura de les neus permanents durant la darrera glaciació entre els 2100 m, als Pirineus més orientals, i els 2000 m, als Pirineus centrals, encara que, localment, es poden trobar (als vessants del N) circs i morenes una mica més baixos.

Les glaceres pirinenques del darrer cicle glacial donaren als Pirineus una fesomia força semblant a la dels Alps centrals actuals, tot ique eren lleugerament més llargues. Atès que la majoria de cims eren situats per damunt del nivell de les neus permanents, la zona d’acumulació era gran, i pels abruptes pendents baixaven geleres que ocupaven els fons de vall i fluïen fins a cotes molt baixes: a les conques del Ter i el Freser, les geleres baixaren per les seves valls principals fins a prop de Setcases; a la del Querol baixaren fins a Puigcerdà; a la del Valira, fins a la Farga de Moles; a la de la Noguera Pallaresa fins a Rialb de Noguera, i a la de la Noguera Ribagorçana fins més al S de Vilaller; la gelera de la Noguera Pallaresa, que a Llavorsí arribà a unir-se amb la que baixava de la Ribera de Cardós i la Vall Ferrera, era la més llarga del vessant S, ja que feia quasi 40 km, mentre que la de la Garona, que arribà fins a Montreiau, era més gran pel vessant N.

Si bé d’una manera genèrica hom pot classificar les glaceres quaternàries dels Pirineus com a glaceres alpines de vall, l’anàlisi detallada dels diferents aparells glacials permet distingir-ne dos tipus, les anomenades glaceres complexes i les glaceres simples.

Hom anomena glaceres complexes les que flueixen per una vall principal, com a resultat de la confluència d’altres petites glaceres que baixaven dels circs i les valls laterals més alts. Aquest tipus de glacera es donà en conques en què l’àrea d’acumulació era gran, ja que això feia que el gel es desbordés i s’esmunyís per les valls laterals. Si bé en el vessant S les glaceres d’aquest tipus es quedaren dins el que estrictament formava el massís muntanyós, en el vessant N, on no eren gaire més llargues, arribaren fins a la conca d’Aquitània, i hi formaren petits lòbuls de peudemont, fora ja dels Països Catalans (Lourdes, Pau, etc.). Els massissos del Puigmal i Bastiments en presenten els exemples més orientals: a la vall del Ter, on confluïen les glaceres del Morens i Gra de Fajol amb la de la Coma de l’Orri; a la vall del Freser, on al N de Queralbs la glacera confluïa amb la procedent de Núria; a la vall de Carançà, després de la confluència amb la Coma Mitjana; a la vall de Mentet, etc. A la Cerdanya, cal esmentar els aparells glacials de la Tet, que arriben fins a Montlluís; de l’Angustrina, de l’Aravó (Querol) fins a prop de Puigcerdà; del Duran i de la Llosa. Però, sens dubte, els grans aparells glacials d’aquest tipus hom els troba a les Nogueres, i el més llarg, a la vall de la Noguera Pallaresa, que a Llavorsí arribà a confluir amb la glacera procedent de la Vall Ferrera i la Ribera de Cardós, després d’esmunyir-se de la gran acumulació de prop de mil metres de gel que es produí a la zona d’Esterri d’Àneu. A la Noguera Ribagorçana arribava fins més al S de Vilaller, després de reunir-se amb les procedents de Salenques i Llauset, i a la Noguera de Tor (Vall de Boi), prop de Llesp, després de confluir amb les de les valls de Sant Nicolau i Sant Martí (Taüll). A la Valira (vall d’Andorra), arribava més al S de Sant Julià de Lòria, després d’ajuntar-se amb el Valira d’Ordino i d’Arinsal. I a la Garona, al vessant N, prop de Montreiau, després d’omplir tota la Vall d’Aran i ajuntar-se, ja a l’Occitània, amb la de Luishon.

Hom anomena glaceres simples aquelles de dimensió generalment hectomètrica (rarament quilomètrica), que en general caracteritzen els massissos perifèrics, però que, en determinades circumstàncies, i per les característiques del relleu preglacial, també poden trobar-se per damunt de les grans glaceres complexes. Segons el tipus de flux, reben la denominació de glaceres de circ, glaceres de flux convergent, glaceres d’altiplà (doms), glaceres de flux divergent o glaceres de vall (aquestes, amb una sola direcció de flux segons el pendent de la vall). El Canigó era un massís envoltat de petites geleres de vall (per exemple, la Tossa d’Alp), mentre que els altiplans del puig Pedrós tenien glaceres d’altiplà que es regeneraven en el relleix que hi ha per sobre de Meranges; la serra Cavallera, la del Cadí i en general tots els massissos que amb prou feines ultrapassaven els 2000 m tenien petites geleres de circ, generalment amb orientacions preferents cap al N.

Per analitzar la dinàmica dels gels quaternaris pot servir de model el sistema Puigmal-Canigó, un dels massissos que presenta tots els tipus de glaceres (malgrat que cada massís i cada vall té particularitats i dinàmiques especials). Els amplis retalls de superfícies d’aplanaments neògenes, sotmeses als vents del N, caracteritzen la dinàmica glacial d’aquest sector dels Pirineus orientals. Juntament amb les glaceres de vall, que baixaven pel S per les valls del Ter i el Freser, i de Núria, i per les valls de la Tet, Mantell, Carançà, Segre, entre d’altres, pel N, trobem exemples clars de dissimetria N/S: per exemple, glaceres de vall que baixaven cap al S, com la del circ del Concròs, que contrasten amb valls periglacials sense glacialisme al vessant N; trobem exemples similars al S i al N del Pla de Gorro Blanc i Salines, a l’W del Puigmal. L’única explicació possible és la sobrealimentació nival pels vents del N, que escombraven els amplis retalls d’aplanament abans esmentats, fenomen que encara es repeteix avui a la congesta de la Llosa, a la vall del Ter. A Núria confluïen les geleres procedents de Nou Creus, d’Eina i Nou Fonts, i de Finestrelles i Eugassers, i es produïa una gran acumulació, que s’esmunyia per les gorges de Núria fins a Queralbs, on segurament s’ajuntava amb la gelera del Freser. La persistència del modelatge fluvial a les gorges de Núria, Freser i Morens, malgrat el pas del gel, denota una dinàmica glacial poc durable i de clima temperat, amb un gel molt fluid; les geleres de vall dirigides cap al N, en canvi, donaren valls en forma d’U clarament glacials, cosa que potser indica una persistència més gran del gel. Petites geleres de vall individualitzades ocupaven les capçaleres de vall que envolten el Canigó i el Costabona, i aquestes són les geleres més orientals de tots els Pirineus; també n’hi havia al N del Costapubilla i el pla d’Anyella, i als vessants de la Tossa d’Alp, el Moixeró i el Pedraforca, on s’alternaven amb glaceres de circ. La serra Cavallera i el Taga, de 2000 m escassos, marquen el límit inferior del glacialisme en la cara N, amb petits circs i nínxols de nivació.

Les formes d’erosió associades

Malgrat que la importància relativa de l’acció erosiva de la darrera fase glacial respecte de la deguda a possibles fases fredes anteriors és encara difícil de precisar, hom pensa que les formes actuals deriven de l’empremta de la darrera fase glacial; ens referim únicament al macromodelat que es caracteritza principalment pels circs i les valls glacials i per les cubetes de sobreexcavació. Cada capçalera de vall situada per damunt dels 2000 m ha estat eixamplada, i els processos de sobreexcavació hi han deixat la seva empremta. Això es reflecteix en les formes d’amfiteatre de les capçaleres (on abunden els topònims que fan referència als conceptes de circ, cercle, etc.), més ben conservades en roques granítiques, i en el miler llarg de llacs i estanys que caracteritzen els nostres Pirineus. Per a esmentarne exemples concrets, val la pena citar el circ de Colomers, amb parets verticals i amb quasi un centenar de petites cubetes de sobreexcavació (petits estanyols, molts dels quals actualment són reblerts de sediments) amb roques polides i moltonades; altres circs es caracteritzen per la fondària més gran dels llacs, com ara els casos de Certescans i de Mar. Si bé les valls en forma d’U només es conserven clarament a les parts més altes (Vall d’Aran, Nogueres), segurament a causa de la poca durada dels gels del darrer màxim glacial, les grans cubetes de sobreexcavació caracteritzen una gran part de les valls amb empremta glacial. Situades generalment entre els 1100 i els 1300 m d’altitud, en trobem, d’W a E, a Benasc, Bono, Vilaller, Barruera, Esterri d’Àneu (la més gran), etc; si bé actualment es troben reblertes de sediments, hom n’ha pogut valorar el gruix i deduir-ne la fondària, que en el cas de la d’Esterri oscil·la entre els 100 i els més de 300 m.

Els modes d’acumulació i els dipòsits associats

Els modes d’acumulació glacial als Pirineus són fonamentalment de tres tipus, segons la seva posició: de fons de circ, de fons de vall i laterals.

Les acumulacions de fons de circ s’han de considerar exclusivament morèniques, si es té en compte que es consideren com a formes i dipòsits tots els que estan relacionats genèticament amb l’existència de gel glacial i les seves aigües de fusió (morenes, «tills», sediments glàcio-lacustres i glàcio-fluvials).

Les acumulacions de fons de vall són de tipus divers: complexos morènics terminals, empastats de «tills» subglacials i de nivells al·luvials (aquests, escassament conservats, que corresponen a terrasses glàcio-fluvials); d’una manera més localitzada, val la pena citar els sediments de rebliment flúvio-lacustre de les grans cubetes de sobreexcavació durant el desglaç de les valls.

Els estudis geofísics de les cubetes de sobreexcavació ens han permès de deduir la topografia del substrat rocós i individualitzar les diferents unitats sedimentològiques que han anat reblint les conques lacustres d’ençà que va desaparèixer el glaç. El dibuix en mostra dos exemples. A dalt, a la cubeta d’Esterri d’Àneu, els 400 m de rebliment juntament amb les dades geomorfològiques permeten afirmar que hi hagué un gruix de glaç superior als 1000 m durant el màxim glacial. A baix, en la cubeta de Benasc-Erist, uns 300 m de sediments estan sepultant un relleu erosiu glacial més complex.

Biopunt, a partir d’originals de J. Bordonau, J. Pons, P. Queralt i J.M. Vilaplana.

Els dipòsits que es troben als vessants de les valls són els més importants, quant a nombre i valor sedimentari. En alguns casos es redueixen a una escampadissa de material o blocs morènics, que no són altra cosa que les restes de les morenes laterals degradades per la dinàmica geomorfològica dels vessants; en d’altres, hi ha acumulacions importants de «tills» amb sediments glàcio-lacustres i/o glàcio-fluvials associats, que presenten l’estructuració i la morfologia originals. Generalment, aquestes acumulacions, que reben el nom de complexos sedimentaris de marge glacial, són situades en eixamplaments de les valls o confluències entre valls, i aquest cas és especialment important des del punt de vista sedimentològic i estratigràfic. Un altre tipus d’acumulació sobre vessants són els cordons morènics laterals, que encara conserven la seva morfologia original; es poden citar com a exemple les morenes laterals del barranc de Fontfreda, a la Vall d’Aran; les de Taüll, a la vall de Boi, i les de la Llosa, Carol i Angostrina, a la Cerdanya. Els complexos sedimentaris de marge glacial són el resultat de la sedimentació glacial («tills»), lacustre (argiles i sorres laminades) i flúvio-torrencial (sorres i graves) estretament relacionades, i en posició lateral respecte de la glacera. Als Pirineus, en algunes d’aquestes acumulacions no hi afloren els sediments, però en canvi es conserva perfectament la morfologia de terrassa de marge glacial, que dona lloc a un replà a mig vessant, clàssicament conegut amb el nom de «kame». En alguns d’aquests complexos sedimentaris, la incisió de les aigües postglacials ha fet aflorar les diferents unitats sedimentàries.

Interpretació paleoambiental de la vall de Llauset durant la fase d’estabilització del darrer període glacial pirinenc (a dalt). El detall d’una secció P-P’ (a baix) mostra el complex sedimentològic de les bordes de Llestui, que ha permès d’interpretar el llac marginal d’obturació que veiem en la figura anterior.

Joan M. Vilaplana.

En trobem un dels millors exemples al complex de Llestui, situat a la vall del Llauset (afluent de la Noguera Ribagorçana, a l’Alta Ribagorça), on hom pot veure la relació existent entre la morfologia de l’acumulació i els tipus de sediments, la geometria i l’estructura; en el paisatge es pot observar la forma dels cons de dejecció flúvio-torrencials dels dos torrents laterals, com també la cresta de la morena lateral que produí l’obturació. Amb relació als sediments, els d’aquesta localitat de Llestui ens poden servir de model per a tots els altres complexos pirinencs. Fent un transsecte des de la posició que havia ocupat la glacera de Llauset en direcció al vessant, s’hi veuen tres unitats sedimentàries. La primera unitat correspon a l’acumulació morènica constituïda per dues unitats de «till»: a la base, un «till» subglacial molt argilós que elabora parcialment els sediments lacustres i, a la part superior, un «till» supraglacial, que presenta estructures de moviments de massa. La segona unitat és constituïda per dipòsits glàcio-lacustres, que configuren una successió de ritmites (argiles i sorres fines alternants, ben laminades), llits de sorra, de graves i diamictons; els contactes estratigràfics a l’interior de la seqüència són, majoritàriament, erosius. Aquesta complexitat sedimentària és freqüent en els petits estanys de marge glacial, on les variacions de la dinàmica són molt importants en el temps i en l’espai; en aquests ambients, el tipus i la distribució de litofàcies depenen de l’entrada d’aigües de fusió, de la inestabilitat dels vessants i de la formació estacional de gel a la superfície de l’estany, i estan condicionats per la geometria i les dimensions de la cubeta lacustre. La tercera unitat sedimentària, simultània a les anteriors, correspon als cons de dejecció flúvio-torrencial dels cursos que drenen cap a l’estany; els sediments majoritaris són graves, amb intercalacions de sorres.

Aquest model de sedimentació és extrapolable a d’altres localitats dels Pirineus, on hi ha complexos sedimentaris de marge glacial amb condicions d’aflorament més precàries; seria el cas, per exemple, de Son del Pi (Pallars Sobirà), on no es poden estudiar els sediments si no és per mitjà d’un sondatge, o d’Andorra a Arinsal, la Massana i Ordino, on es troben restes de sediments glàciolacustres associats a complexos d’aquest tipus.

Cronologia

Corba de l’extensió glacial pirinenca, basada en l’estudi de 12 conques glacials, amb indicació de les diferents fases i el seu desenvolupament en el temps (a dalt), i cronologia de les fases glacials descrites per als Pirineus, des dels primers cicles pleistocens fins a les seves darreres manifestacions.

Biopunt, original de J.M. Vilaplana i D. Serrat.

L’estudi de les formes d’erosió, i sobretot dels sediments relacionats amb aquesta erosió, permet de distingir diferents fases dins el darrer i principal cicle glacial i els corresponents cicles interglacials.

En primer lloc, una fase d’estabilització (premàxim), anterior a la màxima extensió del glacialisme, de la qual els únics registres que tenim són, d’una banda, uns dipòsits glàciolacustres d’un marge de la vall del Joèu (Vall d’Aran), que presenten clars indicis d’haver estat afectats per la glacera durant la seva progressió i, d’altra banda, els trobats a la localitat de Sost (en territori francès). Durant la fase de màxima extensió del glacialisme que ve a continuació, una part important dels Pirineus es trobava recoberta per les glaceres, les quals formaven extenses plataformes de gel i grans circs a les capçaleres d’on sortien llengües de glaç que recorrien les valls fins a una trentena de quilòmetres al vessant S i una seixantena al N; el gruix de les glaceres de vall oscil·lava entre els 400 i els 600 m (excepcionalment, com ara la Garona, a Viella, arribava als 800 m). Durant aquesta fase (que al vessant N ha estat datada com anterior a 38 400 anys) és quan es produeix el modelatge erosiu de circs, cubetes de sobreexcavació (per exemple, de les de Benasc, Bono, Esterri d’Àneu), parets rocalloses de valls en con glacial i colls de transfluència, i quan les glaceres que desembocaven a les planes (Aquitània, Cerdanya) edifiquen els grans arcs morènics terminals, de vegades relacionats amb altres formacions glàcio-fluvials (com en el cas de la vall de Carol, Puigcerdà). Els sediments corresponents a aquesta fase de màxima extensió del glacialisme que han quedat a l’interior de les valls són «tills» subglacials o basals que avui hom troba empastats en vessants i fons de vall.

El desglaçament

Després del període de màxima extensió glacial s’inicia el desglaçament dels Pirineus. Aquest període de retrocés fou relativament ràpid: començà fa 38 400 anys i s’acabà fa uns 10 000 anys. Aquest procés és clarament anterior al que patiren els glaços continentals del N d’Europa, on el darrer màxim glacial data de 18 000 anys enrere. Aquest fet fa créixer l’interès científic de la darrera glaciació als Pirineus, fins al punt que el coneixement de les diverses fases d’estancament i avenç del desglaçament es actualment un dels puntals de la reconstrucció paleoclimàtica recent.

La fase d’estabilització és la primera que es produeix després del màxim, en què hi ha un retrocés de les llengües glacials d’uns 2 a 5 km, i tot seguit s’estabilitzen durant un període llarg; al vessant N, els fronts glacials abandonen el peudemont. És en aquesta fase que es construeixen els grans complexos sedimentaris de marge glacial que coneixem avui als Pirineus: Cerler, Llestui, Son del Pi, Segudet; dins d’aquests dipòsits hi ha seqüències lacustres, algunes (concretament la de Llestui, a la vall de Llauset) de 34 000 anys o més.

Columna estratigràfica dels sediments que rebleixen l’estany de Llauset. L’estudi sedimentològic, palinològic i cronològic dels sediments d’aquest estany ha permès d’establir les condicions paleoambientals postglacials en una conca dels Pirineus centrals.

Biopunt, original de J.M. Vilaplana i J. Montserrat.

Durant la fase següent, anomenada fase de glaceres de vall, el retrocés i les glaceres queden a l’interior de les valls, perquè hi ha una disminució de la llargària i el gruix dels aparells glacials; hi ha restes d’acumulacions morèniques que ens indiquen èpoques d’estancament de la glacera i, en algun cas, una petita pulsació (Noguera Ribagorçana, Valira d’Ordino).

La fase de glaceres d’altura correspon a tot un seguit de posicions d’estancament que les glaceres més importants van ocupar, entre els 1300 i els 1700 m, durant un episodi relativament tardà; es tracta de petites glaceres de vall, de poc més de 5 km de recorregut, de les quals es conserven cordons laterals i arcs morènics terminals; són interessants, per exemple, els cordons de l’Hospital de Viella, a l’alta Ribagorça, i els de Fontfreda i Nere, a la Vall d’Aran, com un registre d’aquestes glaceres. Probablement en algunes capçaleres coexistien glaceres de circ.

Durant la fase de glaceres de circ, en la gran majoria de circs de la serralada pirinenca situats poc més amunt dels 2000 m d’altitud, petits aparells glacials varen edificar morenes de boca de circ, que en molts casos semblen indicar que hi hagué una petita pulsació; hom pensa que al final d’aquesta fase, si més no en una part important de les capçaleres pirinenques, el glaç va arribar a desaparèixer totalment.

Amb el nom de pulsacions del tardiglacial hom designa el període durant el qual es formaren les glaceres rocalloses en bona part dels circs pirinencs, especialment en els de vessant S i en les parets orientades al N, a cavall entre la dinàmica glacial i la periglacial. De morenes d’aquest tipus, n’hi ha més d’una generació, i es troben recobrint les de la fase anterior. Hom els atribueix una edad del final del Pleistocè, i es considera que es formaren sota unes condicions climàtiques fredes i d’aridesa extrema.

A partir d’aquest moment s’inicia un període climàticament considerat interglacial, que rep el nom de Postglacial o Holocè. De l’activitat glacial qui hi hagué durant l’Holocè als Pirineus se’n coneix poca cosa, però sembla que a l’alta muntanya dels Pirineus centrals s’han mantingut glaceres de circ, de les quals s’ha seguit la dinàmica recent (des de principi de segle fins a l’actualitat). No hi ha dades de pulsacions o avenços ocorreguts en èpoques històriques, i solament es pot parlar de l’existència de cordons morènics ben desenvolupats en relació als situats a uns quants centenars de metres dels fronts glacials actuals. Els registres que hom podria atribuir al refredament de l’anomenada «petita edat del gel», que ha estat ben datada als Alps, durant els segles XVIII i XIX, són encara una incògnita als Pirineus.

El període postglacial

La dinàmica geomorfològica que afecta l’alta muntanya, i concretament l’alta muntanya pirinenca, durant els temps postglacials i els temps actuals és fortament condicionada pels elements climàtics, que configuren l’evolució del medi físic superficial, principalment el gel, la neu i les pluges torrencials.

El gel és el protagonista dels processos coneguts com a periglacials, és a dir, processos bàsicament relacionats amb la fragmentació de la roca (gelivació), i amb la mobilitat i deformació dels sòls (gelitorbació). La neu és la protagonista dels anomenats processos nivals, els més importants dels quals, geomorfològicament parlant, són les allaus i l’escolament de les aigües de fusió. Les pluges torrencials són els principals factors desencadenants de l’erosió del sòl i dels esllavissaments als vessants, com també de les riuades als fons de les valls. Aquests processos geodinàmics externs tenen un repartiment diferencial tant en l’espai com en el temps. Així, hom parla d’una certa zonació altimètrica, que delimita els grans conjunts de processos i la seva intensitat. També s’ha de distingir la seva periodicitat, per la qual hom els qualifica d’estacionals o, en casos excepcionals (períodes de retorn de 10 a 50 anys de durada), de crònics.

Tots aquests processos s’han d’entendre com un conjunt integrat dins un sistema morfodinàmic, que tendeix a una estabilitat o equilibri, que qualsevol canvi del flux energètic pot trencar, per posar en funcionament nous processos i generar noves formes.