El domini càrstic

Els conglomerats eocens de Sant Llorenç del Munt i la serra de l’Obac ocupen una extensió de més de 100 km2. El modelat càrstic superficial és pràcticament inexistent, ja que es redueix a microrasclers en els còdols de composició carbonàtica, mentre que les formes subterrànies són constituïdes per més de 300 cavitats, entre coves i avencs. Algunes, com per exemple la xarxa de les Simanyes, les Fogueroses, les Animès, la Cort Fosca i els Obits, totes situades a les parts més altes, són el testimoni del paleodrenatge del massís. Les zones de descàrrega actual se situen a les valls d’Horta, Mura i Rellinars. La circulació subterrània actual és poc important i la carstificació és molt limitada. Els resultats obtinguts en l’àrea experimental de Rellinars permeten d’afirmar que hi ha una zona no saturada o d’infiltració mot complexa, que deu afectar cavitats del paleocarst. La resposta hidràulica indica una circulació predominantment lenta. Les reserves de la zona saturada avaluades a partir del volum dinàmic són poc importants (d’entre 0,1 i 0,2 hm3).

A Rellinars es localitza la principal àrea de sorgències càrstiques del massís de Sant Llorenç del Munt i la serra de l’Obac. Gràcies a l’interès del carst en conglomerats, hom hi ha ubicat una àrea experimental, on s’ha dut a terme una recerca pluridisciplinària i de base hidrogeològica.

L’avenc de l’Espluga, de 123 m de fondària, estructurat damunt d’una megaclasi, fa el paper de col·lector durant els episodis plujosos. Forma part d'un grup de cavitats situats en una cota d'entre 500 i 600 m, que manté alguna connexió amb la circulació actual. L’endocarst del massís conglomeràtic de Sant Llorenç del Munt i la serra de l’Obac conté més de 200 cavitats distribuïdes en diferents nivells seguint els estrats més calcaris que formen el relleu del massís. Les xarxes de conductes situades a les parts més altes, entre els 800 i els 1000 m, són les restes d’una paleohidrologia càrstica molt important.

Montserrat

Les coves del Salnitre, o Salitre, pertanyen a un conjunt de cavitats excavades als conglomerats basals de Montserrat, on marquen un antic nivell de sorgències, anterior a l’aprofundiment del riu Llobregat, que posteriorment ha desplaçat l’àrea de brolladors cap a la seva vall, a la zona de Monistrol. La cavitat, la topografia de la qual presenta la figura, mostra les empremtes d’una llarga evolució, amb episodis erosius, sedimentaris, clàstics i litoquímics successius.

Servei Geològic de Catalunya / Miquel Bosch i Antoni Inglés.

Anàlogament al cas anterior, el carst de conglomerats oligocens de Montserrat es caracteritza, si s’exceptua el microrascler, per l’absència de formes superficials. Hom ha discutit sobre l’origen de canals i agulles, de clares semblances amb els processos càrstics del modelat montserratí; pel que fa a la infiltració, és clar el paper de col·lectors que fan les canals. Hi ha un predomini de formes endocàrstiques de desenvolupament vertical, és a dir, d’avencs (avenc dels Pouetons, del Costadreta, etc.), però la forma càrstica més rellevant és la cova del Salitre, de quasi 1 km de recorregut; fou interpretada com un engolidor, però hom no descarta que sigui un dispositiu de sorgència d’un important paleosistema càrstic probablement de tipus binari. Actualment la Font Gran de Monistrol és la descàrrega més important permanent, i les Mentiroses actuen de sobreeixidor. L’encaixonament del Llobregat durant el Quaternari ha provocat un canvi en la direcció del drenatge subterrani, que ha desplaçat la seva àrea de descàrrega des del vessant meridional, que dona a la depressió Prelitoral, al NE, al fons de la vall del Llobregat (Monistrol).

La serra de Lleràs

El sistema de la font de Rivert, amb la cova Cuberes (de 7,5 km de recorregut i 327 m de desnivell), situat a la serra de Lleràs, constitueix un dels fenòmens de carstificació en conglomerats del nostre país. El dibuix representa un alçat esquemàtic de la cova, projectat en un sol pla (a dalt), i el tall geològic transversal a la vall de Serradell (a baix), que mostra la disposició del carst dins dels conglomerats, i la d’aquests damunt del substrat cretaci. Cal destacar el paper de l’evolució morfològica de la zona, ja que la gènesi del sistema càrstic va ésser relacionada amb unes condicions de relleu diferents, que permeteren una bona alimentació mitjançant una paleoconca avui erosionada, la qual s’estenia darrere de l’actual pic de l’Àliga. IC impluvi càrstic, INC impluvi no càrstic.

Biopunt, original de J.L. Cuevas.

En el domini pirinenc, a la serra de Lleràs, el carst dels relleus de Serradell i l’Espluga de la Serra hi té alguns exemples importants: a Ribert, Gurp de la Conca i Botets de Casa Rei.

El carst de Ribert és especialment remarcable pel fet que presenta el modelat endocàrstic més gran del Principat: la cova Cuberes, de més de 8 km de llargada i 327 m de desnivell; la sorgència del sistema és la cova de Ribert, accessible en un recorregut d’uns 80 m, a partir d’on es configura la zona saturada del sistema (cabals de 0,02 a 1 m3/s).

Del carst de Gurp se’n coneixen sobretot els dispositius de descàrrega: la sorgència del Molí de Gurp i el forat del Toscar, d’1,4 km de recorregut, que actua de sobreeixidor de la font del Molí; i la cova Genera, que constitueix un paleodren important, i probablement un dels residus del pretèrit carst de Gurp.

El carst dels Botets de Casa Rei té la sorgència situada al tàlveg del torrent d’Esplugafreda; en aigües baixes, el cabal és molt feble (solament d’alguns 1/s), però en revingudes fortes entra en funcionament la cova dels Botets de Casa Rei, d’1,2 km de recorregut, que actua com a sobreeixidor.

L’Espluga de Francolí

El sistema càrstic de la capçalera del Francolí presenta un interès doble: el seu caràcter binari, amb una conca de 37 km2 d’una gran diversitat geològica, a cavall de les muntanyes de Prades i la Conca de Barberà, i el fet de desenvolupar el seu aqüifer en les filagarses de conglomerats oligocens que afloren al peu del massís i que intersecten les aigües dels diferents torrents que baixen de les parts més elevades de la conca d’alimentació. Entre els diferents elements d’aquest carst destaca el camp de dolines situat en la formació quaternària alluvial de la Mata i la cova i el riu subterrani de l’Espluga de Francolí, amb més de 3 km de conductes recorreguts per un curs d’aigua que sorgeix a la font Major.

Biopunt, original dels autors.

Constitueix un exemple excepcional, i probablement únic, de carst binari en conglomerats oligocens, amb una conca d’uns 38 km2, que afecta la part septentrional dels relleus de la serra de Prades, formats per materials del Paleozoic i el Mesozoic. Del modelat superficial destaquen les dolines de la Mata (el Bassot), formades sobre un alluvió quaternari. En el contacte dels materials de la serra de Prades amb els conglomerats de la depressió hi ha diverses pèrdues (torrents de Castellfollit, etc.). El modelat subterrani més notable és la cova de l’Espluga, amb més de 3 km de recorregut, que és una petita expressió de la important xarxa endocàrstica que deu desenvolupar aigües amunt. La cova de l’Espluga, amb dipòsits de sediments grollers procedents de tota la conca d’alimentació, constitueix un paleodrens testimonial d’una circulació pretèrita important. En l’actualitat, el sistema té una funcionalitat limitada (amb volums de trànsit inferiors als 5 hm3) i un volum dinàmic, segons que es calcula, d’1 hm3. La sorgència és la font Major, que en moments de crescuda pot evacuar cabals superiors a 1 m3/s.

La carstificació en gresos

El carst del forat del Vent (massís del Collsacabra) és constituït pels materials de la unitat terciària dels gresos carbonàtics de Folgueroles. Els límits del sistema són ben definits: al N, la falla de Sant Joan de Fàbregues; a l’W, la riera de Balà, on desguassa la sorgència; i al S i a l’E, el fort encaixonament de la vall del Ter. La conca és d’1,8 km2 i el cim dominant és el puig de Cortils, de 1180 m. El modelat superficial es pot considerar inexistent. El forat del Vent, o la part endocàrstica d’aquest sistema, té uns 5 km de recorregut i 200 m de desnivell, i constitueix l’exemple més gran de cova excavada en gresos. Es tracta d’una forma evolucionada, que actualment té una activitat hidrològica molt limitada.

Tots els torrents que configuren la conca presenten pèrdues més o menys importants (la Cau, la Vena, l’Abeurador). Al torrent de l’Abeurador, les pèrdues més importants han quedat penjades en relació amb el tàlveg. La sorgència del sistema és la font del Gorgàs, que en alguns moments pot aportar cabals d’uns 0,1 m3/s. Pràcticament totes les galeries de la cova estan recorregudes per un veritable riu subterrani. Hi ha testimonis de la primera morfologia de dissolució (pendants, empremtes de dissolució) i una important morfologia d’excavació mecànica, que respon als darrers episodis de l’evolució del fenomen. La galeria inferior de la cova és excavada en la unitat anomenada de Margues de Coll de Malla, i té l’interès de presentar una morfologia en terrasses, per on circula un riu subterrani encaixonat.

El domini càrstic a les serralades Litoral i Prelitoral

El carst de les Serralades Costaneres és particularment interessant pel fet que aquesta zona ha estat afectada per la tectònica alpina i, posteriorment, per l’estructura extensional neògena. Les àrees de carstificació més importants són el massís de Garraf i la serra d’Ordal, Gaià, Bonastre i les serres de Prades, Llaberia i Colldejou.

El massís de Garraf i la serra d’Ordal

Pertanyent als relleus de la Serralada Litoral, el carst de Garraf ha estat el prototip clàssic de massís càrstic de Catalunya, i el primer a explorar-se al nostre país. Amb una extensió d’uns 600 km2, que orogràficament va des del nivell de la mar fins a altures de prop dels 600 m (la Morella, 592 m), limita al N amb la depressió del Penedès, a l’E amb la vall del Llobregat i al S amb la Mediterrània. Té l’atractiu que s’hi poden reconèixer pràcticament totes les formes del carst clàssic: poliés, dolines, rasclers, avencs, canyons i sorgències submarines. Els materials carstificats són predominantment les calcàries del Cretaci i, en un grau menys important, les calcàries i les dolomies del Juràssic i el Triàsic.

El rascler constitueix la morfologia que permet caracteritzar el conjunt del massís, i hom hi pot observar una gran diversitat de tipus diferents, des dels formats sota el sòl fins als originats directament per l’acció de les aigües pluvials; allà on el seu desenvolupament és més espectacular, coincideix amb d’altres formes, com agrupacions de dolines i formes obertes. Les agrupacions de dolines més importants són les del pla de Campgras, el pla d’Ardenya, la Morella i el pla de les Basses. Es remarcable el polié de Begues, d’uns 2 km de llargada i un 0,5 km d’amplada màxima, reblert de sediments d’origen flúvio-càrstic i drenat en direcció W per la riera de Begues, l’acció remuntant de la qual ha anat capturant les diverses formes tancades situades al llarg del seu traçat. Els avencs, les formes endocàrstiques més importants, hi són nombrosos: s’hi coneixen unes 500 cavitats verticals, que arriben a atènyer profunditats de fins a 200 m, sense que connectin amb conductes subhoritzontals; destaquen l’avenc dels Esquirols (184 m), el de l’Esquerrà (209 m), la Feria (165 m), la Sivinota (132 m) i el Bruc (115 m). En canvi, les coves hi són rares si exceptuem la cova del Gegant i la cova Bonica, dues de les més significatives. Hi ha formes de circulació profunda, però estan submergides en la zona saturada. Els avenes són el testimoni d’una carstificació pretèrita molt important, de la qual eren els drens verticals en la zona d’infiltració.

La terminació litoral del massís de Garraf és el nivell de base cap on s’adrecen les aigües subterrànies de bona part del massís, les quals brollen en la mateixa línia de costa o fins a 7 km mar endins, per diferents sorgències submarines. La més important de totes, la Falconera, és un gran conducte que s’ha pogut reconèixer fins als 80 m de fondària i a diversos centenars de metres cap a l’interior del massís. Igual que passa en altres sistemes càrstics del nostre litoral i de les illes, s’ha produït, per ascens general de la Mediterrània, una transgressió marina a la zona saturada dels sistemes càrstics de Garraf, cosa que n’ha desorganitzat el drenatge. Mitjançant un reconeixement aeri i diversos mètodes d’anàlisi (presa de mostres d’aigua i termometries des d’embarcacions i exploració subaquàtica) hom ha arribat a determinar la situació de les sorgències submarines entre punta Ginesta, a Castelldefels, i la cala d’Aiguadolç, a Sitges.

ECSA; Biopunt

Actualment, hom tendeix a creure que tot el massís forma un sistema únic, interpretació que pot resultar excessiva. Per exemple, se sap que hi ha una línia divisòria que el parteix en dos blocs (el septentrional, amb drenatge subterrani, situat al Penedès; i el meridional, d’àrea més important, que drena cap a la mar), la qual cosa és confirmada per diverses manifestacions hidrològiques. Al bloc septentrional hi ha diverses zones de descàrrega (per exemple, la Font Santa, a Subirats), que actualment no brollen per causa de l’explotació. Al bloc meridional hi ha una gran quantitat de punts de descàrrega submarina entre Castelldefels i Sitges, dels quals la Falconera és el més important (hom ha explorat un recorregut de 600 m i fins a una profunditat de 81 m). La sorgència de la Falconera sembla que és testimoni d’un paleodrenatge important, i actualment té una funcionalitat molt limitada; les característiques dels conductes permetrien d’evacuar cabals d’unes quantes desenes de metres cúbics per segon, però actualment el flux s’ha reduït d’una manera substancial, particularment en els moments d’aigües baixes, com a conseqüència dels bombeigs; les dades hidroquímiques semblen confirmar-ho, i assenyalen una salinitat important a les parts més interiors explorades. Les restants sorgències submarines sembla que són menys importants que la Falconera, però no es disposa de cap valoració dels cabals.

Tot i que les dades piezomètriques semblen indicar que aquestes sorgències drenen una única zona saturada, és difícil d’assegurar el grau d’independència que conserven les diferents unitats o sistemes (per exemple, el sistema de la Falconera), després de l’important ascens del nivell de la mar. De fet, si bé és palesa una inundació generalitzada de l’estructura de cadascun dels sistemes i la seva desorganització com a unitats de drenatge, aquests no són arguments suficients per a pensar en una zona saturada única; aquest ascens no solament ha provocat la inundació permanent de la zona saturada (i de la zona de fluctuació), sinó també d’una part de la zona d’infiltració. Els sistemes de Garraf han de tenir la seva xarxa de conductes, però és possible que aquesta xarxa es trobi completament submergida. L’exploració de sistemes com la Falconera facilita l’observació d’un segment d’aquesta xarxa.

El bloc de Gaià

El bloc de Gaià correspon al sector de la Serralada Prelitoral, al SW de Montserrat. Les planes modelades a les calcàries eocenes, elevades per damunt dels 900 m, de la Llacuna i el pla d’Ancosa, contenen formes superficials i subterrànies d’interès; al peu dels relleus, a Carme, a Capellades i a Sant Quintí de Mediona, hi ha sorgències i importants acumulacions de travertins que, al seu torn, han estat carstificats (cova del Mamut, de 300 m de recorregut; coves del Carme i coves de les Deus, de Sant Quintí de Mediona). Cal destacar també una cavitat «tectònica», excavada a partir d’una esquerda paral·lela al cingle proper, la cova de les Rondes (500 m de recorregut i 32 m de fondària).

Entre aquests relleus prelitorals i la mar hi ha els massissos mesozoics de Montmell i Albinyana, pertanyents a l’arc o massís de Bonastre, amb cavitats interessants a la zona d’Albinyana (cova avenc de Vallmajor, avenc d’Artús-forat del Vent, etc.) i de Salomó.

El bloc del Priorat i les muntanyes de Prades

Cingleres i replans superiors de la serra de Llaberia. L’evolució dels cingles, a partir de la fracturació, provoca distensions al si del rocam, paral·leles al buit, i la creació d’esquerdes de despreniment i avencs mal anomenats «tectònics».

Jordi Vidal / ECSA

Damunt el sòcol paleozoic, la cobertera mesozoica que forma els conjunts orogràfics de Prades, l’Argentera i Llaberia forma extenses moles i relleus tabulars carstificats. Al massís de Prades destaquen els conjunts càrstics dels Motllats, amb sorgències a les valls dels rius Glorieta i Brugent (aquest en posseeix la més destacada, la font Gran de la Riba), i la Febró, amb dolines damunt les calcàries triàsiques i avencs «tectònics» als altiplans juràssics (cova avenc de la Febró, de 1810 m de recorregut, i altres); també cal citar les coves d’Arbolí. A la vall del Brugent hi ha la carstificació en els guixos triàsics que dona algun fenomen subterrani interessant, com ara la cova del Massiet (més de 500 m de recorregut i curs hídric permanent). També cal tenir present que tot el vessant septentrional de les muntanyes de Prades, la serra de Roquerola, forma part del sistema càrstic binari de l’Espluga de Francolí, on es carstifiquen els conglomerats oligocens de la Conca de Barberà, al peu del massís. A l’altra banda del coll de l’Alforja, als relleus de calcàries mesozoiques de Llaberia, Colldejou, Pradell i l’Argentera, també hi ha carstificació i algunes cavitats d’interès.

El domini càrstic a la Cadena Ibèrica: la regió nord-oriental

La part meridional del Principat i bona part del País Valencià pertanyen geològicament a la Cadena Ibèrica. Tant al N com al S, aquesta unitat s’enllaça amb les serralades Litoral i Prelitoral catalanes i amb la Serralada Bètica (Prebètic), respectivament, formant relleus i depressions amb directrius tectòniques que s’adapten progressivament a les de les unitats estructurals veïnes. Separarem les dues branques de la serralada (de fet, la terminació mediterrània de les branques aragonesa i castellana): la regió nord-oriental i la regió sudoccidental.

Correspon a la regió nord-oriental l’enllaç entre la Serralada Litoral i la Cadena Ibèrica, situat més amunt de l’Ebre, que inclou els relleus carstificats de la serra de Vandellòs i del bloc del Cardó: al S de l’Ebre, els massissos del Montsià, la mola de Godall i els ports de Beseit i la zona muntanyosa plegada del N de la regió de Castelló, que entronca amb els ports de Beseit; a continuació, les altes plataformes del Maestrat, poc deformades pel plegament i, més al S, la zona més baixa i suaument plegada del Millars, i entre els rius Millars i Palància, la serra d’Espadà i altres relleus de la comarca de Morvedre; finalment, a la costa, el conjunt de serrats litorals, la majoria calcaris, separats per corredors o fosses reblertes de sediments detrítics neògens i quaternaris.

El bloc del Cardó

El bloc del Cardó és limitat per l’Ebre, el litoral i la depressió del pla de Burgar. El seu cim culminant es troba a 934 m d’altura. Els materials que constitueixen el massís són les calcàries mesozoiques del Triàsic, el Cretaci i el Juràssic. Des del punt de vista de carst, és interessant el conjunt paleocàrstic de les Aumidielles, a Benifallet. Es tracta de cinc cavitats que totalitzen un recorregut de 1500 m, entre les quals destaquen la cova de Marigot (546 m) i la cova de les Meravelles (510 m). La xarxa càrstica destaca per les dimensions d’algunes sales subterrànies per la importància dels processos litoquímics (especialment a la cova de les Meravelles), que han omplert els conductes de tota mena de concrecions calcítiques (paviments, gorgs, columnes, estalactites, estalagmites, etc.).

Tivissa i Vandellòs

Les serres de Tivissa i Vandellòs formen un relleu de calcàries i dolomies mesozoiques que s’alça bruscament des de la costa fins a més de 700 m d’altura. Als plans culminants, envoltats de cingleres, hi ha algunes cavitats, la més important de les quals, l’avenc de Vandellòs, supera els 100 m de fondària. Els processos de descompressió paral·lels al cingle semblen determinants per la formació de la cavitat, fet pel qual hom la considera un bon exemple de cavitat «tectònica». La serra de Vandellòs presenta un cas de carst litoral, amb intrusió marina, similar al de Garraf.

Els ports de Beseit

El massís dels ports de Beseit constitueix un extens conjunt orogràfic que s’alça sobtadament des de la vall de l’Ebre, prop del seu delta, fins a l’altura de 1434 m, al cim Caro. Les calcàries i les dolomies del Juràssic i el Cretaci que conformen el massís són fortament plegades i tectonitzades. En el contacte amb la conca terciària de l’Ebre, el massís incorpora els materials oligocens, que constitueixen les fàcies conglomeràtiques de marge de conca, les quals s’adossen als relleus que la limiten en aquest sector (els ports de Beseit, Pàndols, Cavalls, etc.). El conjunt muntanyós presenta un gran desnivell, amb la xarxa fluvial i torrencial força encaixada, i llargues carenes i petites moles als cims; a les zones més elevades destaca, a l’W del Caro, la mola de Catí. Les cavitats subterrànies són abundants en tot el massís. Els avencs més importants es troben a les parts més altes, i preferentment en les calcàries juràssiques del Malm (Juràssic superior); prop del cim del Caro n’hi ha diversos: l’avenc de la Barcina (142 m), l’avenc CP-1 (195 m), l’avenc CP-6 (283 m), etc. Als voltants de la mola de Catí hi ha avencs que superen els 150 m de fondària (l’avenc dels Mamelots, de 167 m, per exemple); es tracta de cavitats no funcionals pertanyents a un estadi de carstificació antic. En algun cas s’han produït importants processos elàstics, la majoria per descalcificació; a les parts més profundes, aquests avenes de vegades són travessats per aigües d’infiltració vertical, encara que actualment el paper de formes d’infiltració que tenen és força limitat, i la zona saturada del sistema càrstic es troba a molta més profunditat. El drenatge superficial més important es fa cap a l’W, amb rius molt engorjats, com el Matarranya i el seu afluent Ulldemó, el riu d’Algars i el seu afluent Estrets, i els rius de la Pena i del Racó del Patorrat, que drenen la zona del Tossal d’en Cervera (1374 m) i alimenten el pantà de Pena. En alguns trams, aquests rius formen veritables gorges càrstiques (gúbies), com ara les gúbies del Parrissal, al Matarranya; les gúbies del Montroig, al Pena, les del Regatxol, a Ulldemó, o les de vall de la Figuera. Els seus vessants formen parets verticals que, de vegades, arriben quasi a tocar-se i es podendistingir conductes càrstics seccionats i senyals d’erosió endocàrstica. Sovint, el traçat del torrent aprofita antics conductes que s’han quedat sense sostre. El vessant S, en el sector central del Retaule (1243 m) i Negret (1344 m), és drenat cap al pantà d’Ulldecona i el riu de la Sénia.

Els sistemes càrstics de les parts altes del massís descarreguen les aigües en aquests cursos fluvials; tant en els vessants com en les capçaleres hi ha sorgències permanents i sorgències temporals, que poden evacuar grans cabals en els moments de forta activitat; destaquen els ullals de la Figuerassa, el bufador i els ullals de Regatxol, la font del Mascar i el forat del riu d’Algars, tots en el sector de la mola de Catí; i la font de la Dona (a Beseit) i la sorgència del Teix, entre d’altres. Algunes d’aquestes sorgències presenten sobreeixidors lligats a cavitats endocàrstiques molt notables, com ara la cova del forat del riu d’Algars, situada en el vessant NW de la mola de Catí; pocs metres per damunt de la font s’obre una llarga galeria meandriforme, que és accessible durant uns 2 km, i que presenta alguns punts inundats; després de fortes precipitacions, la cova entra en funcionament i per la seva boca es poden arribar a evacuar cabals importants.

A la perifèria del massís, hi trobem fenòmens semblants, lligats al nivell de base del carst, al fons dels torrents, en contacte amb materials impermeables aflorants. Destacarem la font del Toscar, la font de Sant Roc, els bufadors de Covalta i de Lloret, la font de la Fou, la font del Boix, l’ullal de la Vallfiguera, etc; al sector de l’Horta de Sant Joan es localitzen les fonts del Canaletes (de caràcter permanent) i la sorgència del riu subterrani de la cova del Conill. Al vessant del riu de la Sénia les fonts dels Rosegadors i la de Sant Pere evacuen uns cabals anuals de 2 hm3.

La descàrrega subterrània cap el vessant del Matarranya és d’uns 5 hm3/anuals. La major part de la descàrrega de la unitat hidrològica dels ports de Beseit, inclosos també els massissos costaners del Godall i el Montsià, es fa a més profunditat cap al pla de Vinaròs i el delta de l’Ebre. A la costa, entre Sant Carles de la Ràpita i el riu de la Sénia, es localitzen unes 10 sorgències submarines que aboquen uns 42 hm3 anuals. També al delta, a les sorgències dels Ullals, surten uns 32 hm3/any d’aigua, dels quals la meitat provenen dels aqüífers calcaris. Finalment, als materials al·luvials de l’Ebre, al peu de les terrasses més antigues, la font de la Corrova treu uns cabals de 14 hm3/any procedents principalment de les calcàries.

El Maestrat

Al S dels ports de Beseit destaquen tot un seguit de relleus calcaris que s’estenen des de les terres altes del Maestrat fins als corredors prelitorals. Són constituïts també per materials juràssics i cretacis molt potents i poc plegats; el paisatge és d’un modelat estructural de moles, cingleres, extensos planells i una xarxa fluvial que s’hi encaixa profundament. El carst es troba ben desenvolupat en tota l’àrea. A les parts altes dominen les formes d’absorció i d’infiltració; les formes tancades (poliés) destaquen no per la seva quantitat sinó per les seves dimensions. Les valls encaixades i els barrancs dels vessants orientals són molt interessants com a formes flúvio-càrstiques; la circulació és eminentment subterrània, però en èpoques plujoses hi ha una escorrentia superficial intensa. En els cursos fluvials són habituals els forats o engolidors, i els ullals, fonts de caràcter temporal.

Els poliés de l’Alt Maestrat

Les terres altes del Maestrat corresponen al domini estructural subtabular, menys afectat pels sistemes de falles que fracturen la part més costanera; així, les formes tancades es poden desenvolupar més àmpliament. Aquests poliés apareixen agrupats en grans conjunts càrstics, dels quals destaquen el pla de Vistabella, el de Benafigos, el de Vilafranca i el de Castellfort, com també els poliés de Catí i Vallibona.

El polié de Vistabella se situa damunt d’una superfície d’erosió pliocena, al vessant N del Penyagolosa, i envoltat pel Montlleó, encaixat uns 400 m per sota del pla. El polié té l’origen en una depressió tectònica formada en una etapa distensiva posterior a la formació de la superfície d’erosió pliocena. El caràcter d’aquesta depressió és el d’una semifossa emmarcada per una falla que limita la vora oriental del polié. La generació del polié va ésser deguda a fenòmens flúviocàrstics desenvolupats dins d’aquesta àrea deprimida sota unes condicions climàtiques humides. Cal destacar la presència de dos nivells encaixonats que marquen dos moments d’aplanament separats per un període d’al·luvionament en condicions més seques. Les dimensions màximes del polié són d’11 km de llarg, amb amplades entre 1 i 3 km; la superfície ocupada és de 20 km2. El seu fons és pla, amb un lleuger desnivell cap al NNE, solcat per la rambla del Pla, que se sumeix en un ponor a l’extrem més septentrional; les aigües infiltrades sorgeixen més al N, al vessant del Montlleó.

Biopunt, a partir d’un mapa geomorfològic original de M. Gutiérrez Elorza, J.L. Peña Monné i J.L. Simón Gómez.

El pla de Vistabella és un polié de més de 10 km de llargada, situat damunt el fragment de la superfície d’erosió de les acaballes del Pliocè i comprès entre el Penyagolosa (al S) i la gorja càrstica del riu Montlleó (al N), on afloren les aigües infiltrades. Uns 300 m per sota del pla de Vistabella hi ha l’ullal d’Atzeneta, al barranc del mateix nom, que és una sorgència temporal que hom havia relacionat hidrològicament amb aquell pla i amb els seus engolidors. L’ullal entra en funcionament sobtadament després de les pluges i evacua grans cabals d’aigua; al cap d’un temps d’activitat (entre 15 i 20 dies, excepcionalment fins a 90 dies) deixa de funcionar. D’altra banda, també per les seves dimensions, destaca el polié de Catí (les llacunes del Pla) i, més al N, el polié de Santa Àgueda (Vallibona). Tots aquests poliés que caracteritzen el carst superficial de la Cadena Ibèrica —tant en el sector descrit com a la veïna serra de Gúdar, com al Javalambre i els seus vessants marginals de l’alt Palància (poliés de Barraques i Alcotes)— expressen la intensitat de la dissolució càrstica en les altes planúries. Aquestes condicions del relleu es donaren a partir del Miocè, i cal pensar que la carstificació s’inicià al final d’aquesta època. Els grans poliés tenen relació amb la fracturació que va afectar la serralada cap al final del Pliocè, responsable de la formació de les grans alineacions de muntanyes i, al seu peu, de les fosses tectòniques i les depressions internes. En relació amb aquesta tectònica es produeix la instal·lació de poliés d’un caràcter clarament lineal i marcada per falles que limiten els polies per una o dues vores. Durant el Pleistocè continuà manifestant-se la carstificació i es crearen camps de dolines, que serien afectades per processos periglacials en les fases fredes quaternàries. Posteriorment, el desenvolupament de la xarxa fluvial ocasionà la captura de les formes tancades càrstiques.

Els relleus calcaris prelitorals i litorals del Baix Maestrat i la Plana Alta

Els clots, les foies i les llacunes de Tírig formen un conjunt de dolines i uvales que es troba situat damunt d’una superfície estructural molt carstificada, en el passadís Tírig-Albocàsser, entre la població de Tírig i la gorja del barranc Fondo. El barranc de la Valltorta va capturar el barranc Fondo que drenava cap a Tírig i va deixar penjada la superfície estructural de Tírig com una vall morta. Al mapa general s’aprecia la disposició d’aquests passadissos prelitorals, les unitats de relleu i les depressions tectòniques, reblertes de sediments neògens i quaternaris, entre l’Ebre i el Millars.

Biopunt, original de J.F. Mateu Bellés.

Per sota de les planúries elevades de l’Alt Maestrat es desenvolupen uns relleus i uns serrats tallats pels cursos fluvials que davallen de les zones altes (Sénia, Cérvol), rambles (rambla de Cervera, rambla de les Coves, etc.) i barrancs (barranc de Valltorta, Fondo). Si bé en aquesta zona no hi ha els grans poliés de l’Alt Maestrat, sí que s’hi poden veure algunes formes tancades menors, que es concentren en dos conjunts: el de Tírig i el de Subarra; a més, també s’hi pot veure una formació aïllada de grans dimensions, el polié de la Jana, que desguassa per un avenc.

El conjunt de clots, foies i llacunes de Tírig és el grup de formes tancades més dens de l’àrea. Se situa a les immediacions del barranc de la Valltorta, conegut per les pintures rupestres epipaleolítiques. La gènesi d’aquest conjunt càrstic es relaciona amb l’evolució del corredor de Tírig-Albocàsser i la captura del Barranc Fondo (que abans drenava cap a Tírig, per la Valltorta), per l’erosió remuntant procedent del passadís de les Coves; aquesta captura deixà la zona de Tírig convertida en una vall morta. Una cavitat molt interessant per a l’estudi de les interferències entre el carst i el modelat dels barrancs es troba al cingle de l’Ermita, a la gorja del Barranc Fondo; es tracta d’una cova amb una sèrie de conductes i xemeneies que contenen en el seu interior restes d’una terrassa fluvial penjada uns 30 m per sobre de la llera actual, i que indica la preexistència de cavitats càrstiques i el caràcter flúvio-càrstic de l’excavació del barranc. Altres cavitats de la zona són antigues formes d’infiltració verticals, com ara l’avenc de Santa Bàrbara, l’avenc del Mas Nou i l’avenc del cingle del mas d’en Salvador.

Les foies de Subarra, que s’estenen des dels voltants de Cabanes de l’Arc fins a Vilanova d’Alcolea, formen un conjunt càrstic que fa part de la mateixa àrea sinclinal de Vistabella i Benafigos (Alt Maestrat), compartimentada i esglaonada per una tectònica distensiva posterior; en destaquen els poliés del mas d’en Queixa i del pla de Burgar (proveït d’un ponor que absorbeix les aigües superficials), com també les dolines que envolten el nucli de Vilanova.

Un aspecte comú a tota la morfologia fluvial d’aquesta zona és la formació d’estrets o gorges calcàries de parets molt dretes, la gènesi de les quals és fonamental tant pel que fa a fenòmens de captura (com a la Valltorta) com de sobreimposició. Als estrets de les Coves, del Bellestar, del Barranc Fondo, de la rambla de la Valltorta o a la capçalera del riu Cérvol, es troben conductes càrstics relictes en els vessants i parets, cosa que demostra la incidència pretèrita dels processos càrstics en el modelat d’aquests congosts. Igualment, quan els cursos fluvials travessen aquests estrets experimenten pèrdues de cabal notables (per exemple, el riu Coves), que de vegades comporten la desaparició total del curs, el qual retorna a la superfície aigües avall de l’engolidor o de les pèrdues (l’estret de Bellestar), fent evident la dinàmica actual de la carstificació.

El cas del riu de la Sénia i el del sector intensament carstificat de la serra de la Pena de Bel, entre els rius Cérvol i Sénia, són interessants des del punt de vista hidrològía En general, els barrancs de la zona quasi sempre es troben secs. El Cérvol, el Requena (tributari del Cérvol) i altres barrancs poden tenir una gran funcionalitat en moments d’avingudes, després de pluges molt intenses, i mantenir els cabals durant dies o setmanes. En canvi, la Sénia manté un curs permanent en el tram més alt, regulat pel pantà d’Ulldecona (12 hm3), mentre que en el tram mitjà les aigües s’infiltren en el llit (especialment el forat de la Sénia, ponor obert fa pocs anys, que pot arribar a engolir uns 2 m3/s) i el deixen sec fins que arriba a la mar.

A la costa, des del Montsià fins a la serra del Desert de les Palmes, es troben un seguit de relleus paral·lels, separats per uns corredors o fosses reblertes de sediments detrítics terciaris i quaternaris: el mateix Montsià, la mola de Godall, la serra de la vall de l’Àngel, les Talaies d’Alcalà, la serra d’Irta, la-serra d’Orpesa, la serra de Vilafamés, el Desert de les Palmes, entre d’altres. Excepte les dues darreres, totes les altres són de naturalesa calcària, poc plegades però intensament fracturades per falles modernes que les limiten a banda i banda amb les fosses veïnes. Els rius i els barrancs, de traçat molt recte, s’encaixen i tallen els massissos abans de sortir a la mar. Com a carsts litorals destaquen la serra d’Irta i els sectors de la Magdalena i el Prat d’Albalat, amb extensos rasclers. Les descàrregues de les aigües del carst a la mar es fan a les antigues albuferes o bé directament a la mar, en el qual cas les emissions submarines d’aigua dolça poden fer-se fins i tot mar endins, a una certa distància de la costa.

La serra d’Espadà

Entre els rius Millars i Palància s’alcen els relleus triàsics de la serra d’Espadà (1041 m) i les muntanyes de Portaceli (789 m), que formen un conjunt plegat i fallat. L’estructura general té l’eix perpendicular a la costa. Els materials són del triàsic germànic: gresos vermells del Buntsandstein a la base i calcàries i dolomies del Muschelkalk al damunt. Pel que fa al carst destaca un dels sistemes càrstics més estudiats del País Valèncià: la cova de Sant Josep, situada a la vall d’Uixó. Així mateix, cal destacar la cova del Toro, a Alcúdia de Veó, cavitat sorgent de 320 m de recorregut, actualment captada per regadiu. A Almenara, prop de la costa, hi ha un interessant conjunt de cavitats fòssils pertanyents a un paleocarst, datat, per l’abundant presència de micromamífers, del Quaternari antic.

La cova de Sant Josep

La cova de Sant Josep es troba uns 2 km a l’W de la població de Vall d’Uixó. És travessada per un riu subterrani, amb galeries de grans dimensions i gran desenvolupament de concrecions. Té un recorregut penetrable de 2384 m, els primers 500 m dels quals es poden visitar. El cabal mitjà de la sorgència és d’uns 1001/s i els màxims en moments de crescuda són de més de 7 m3/s. Aquesta font és el punt de sortida de les aigües que recull una conca de 29,7 km2 desenvolupada sobre materials impermeables (argiles vermelles del Buntsandstein) sobre gresos fissurats i sobre les calcàries i les dolomies del Muschelkalt. A l’aqüífer, situat en els materials carbonàtics, hi aflueixen les aigües de l’escorrentia superficial i les recàrregues de l’aqüífer gresós físsurat. Hom ha controlat l’evolució d’una crescuda a la sorgència (el 1985) per a obtenir dades de cabal, química i temperatura durant tota l’evolució de la crescuda, i ha tractat els resultats des d’una òptica sistèmica. L’anàlisi de la corba de recessió ha estat la base per a l’estudi de la hidrodinàmica, que indica que la disminució total de cabals d’avinguda es produeix a les 190 h; es calcula que al començament de l’esgotament el volum dinàmic, que es buida amb rapidesa, era de 270 000 m3. El sistema té poca inèrcia. Hom situaria la cova de Sant Josep dins la classificació dels sistemes càrstics proposada per A. Mangin (1975), en el domini dels grans desenvolupaments geològics funcionals. Es tracta d’un sistema de dimensions reduïdes, dotat d’una bona organització del drenatge i amb poques reserves (la zona saturada és de 250 000 a 500 000 m3). La velocitat aparent de trànsit és d’uns 60 m/h (segons dades de la coloració d’un engolidor a la conca d’alimentació, l’avenc de la Guilla), valor baix per ésser un dren càrstic, però potser explicable perquè la pèrdua no accedeix directament al dren principal.

El paleocarst d’Almenara

En uns petits relleus propers a la mar, a Casablanca (Almenara), l’explotació d’unes pedreres de calcària posaren al descobert un important conjunt de cavitats verticals totalment reblertes de sediments de diferents tipus (al·loctons i autòctons, col·luvions, esbaldregats, espeleotemes, etc). La presència d’abundants restes de micromamífers ha donat un gran valor paleontològic al jaciment i n’ha facilitat la datació (Quaternari antic).

El domini càrstic a la Cadena Ibèrica: la regió sud-occidental

La regió sud-occidental és la terminació oriental de la Branca Castellana de la Conca de l’Ebre, que s’estén per les comarques valencianes interiors. El paisatge d’aquestes serres interiors eixutes i calcàries és similar al de la regió nord-oriental de Castelló. Cal destacar l’aflorament de margues salabroses i de guixos del Triàsic superior (Keuper). Les extensions de guixos més importants es distribueixen per Sogorb i la conca del Palància (Alcalans), a Xelva, a Cofrents-Aiora i a la canal de Navarrés. Les serres calcàries són plataformes altes de formes massisses, amb relleus estructurals; els rius Túria i Xúquer hi han obert congostos profunds. Pel que fa al carst, aquest no hi ha estat tan estudiat com a la branca nord-oriental. Pel seu interès, citarem les serres de Requena i Xelva (Serrans), els congostos del Túria i del Tuéjar, la serra Palomera, la vall de Cofrents, la zona de Millars-Tous, les moles de Cortes i de Caroig i les gorges dels rius Magre, Cabriel i Xúquer. També cal destacar la carstificació en els guixos triàsics, encara que no tinguin la importància d’alguns sectors del sistema Prebètic, com a Vallada. A la vall del Túria, a Gestalgar (Serrans), es carstifiquen les calcàries travertíniques miopliocenes adossades als massisos carstificats que trobem al SW (Sierra de Enmedio i serra d’El Tejo), i donen lloc a cavitats.

L’àrea del Millars-Tous

El massís de Millars-Tous comprèn els relleus de les moles de Cortes i Caroig (1126 m) i la serra del Cavalló (827 m). És situat en l’espai comprès al NW de Xàtiva, fins a Aiora i Cofrents (Vall de Cofrents i Canal de Navarrés), i fa part de tot un seguit de massissos càrstics. Els materials carstificats són calcàries i dolomies del Cretaci, amb una potència de 900 m, i del Juràssic infrajacent, que aflora molt poc a la zona. L’estructura general és una gran plataforma subtabular, la mola de Cortes, lafossa de Tous i l’anticlinal vergent del Cavalló. Els límits més clars són donats, al N, pel Triàsic i els encavalcaments de materials paleògens de la canal de Dosaigües; a l’W, per la vall triàsica d’Aiora-Cofrents i, al S, per la falla del Caroig i la canal de Navarrés.

La unitat és travessada, d’W a SE, pel Xúquer, que va encaixat en una gorja cárstica excavada a partir d’una estreta fossa tectònica i d’un seguit de falles paral·leles al curs del riu; els aprofitaments hidroelèctrics (entre els quals el pantà de Tous i la central nuclear de Cofrents) ocupen aquest tram del riu, entre Cofrents i Sumacàrcer. L’encaixonament del Xúquer ha provocat una intensa erosió en els vessants, que és la responsable del desmantellament i la captura de la morfologia càrstica anterior, de la qual només queden algunes formes relictes, com la vall penjada de la canal de Dosaigües, antic polié d’uns 10 km2, a uns 500 m d’altura, avui capturat per un tributari del Xúquer, o bé la depressió endorreica de la Llacuna (Tous), a 460 m d’altura.

A altures compreses entre els 250 i els 480 m hi ha una sèrie de coves de característiques força uniformes: recorreguts d’entre 200 i 600 m, galeries amples de secció (3 m d’amplada per 8 m d’alçada, de mitjana) i sense funcionalitat hidrològica. Entre les més conegudes es poden esmentar la cova de les Dones (Millars), la cova del Candil i la cova de l’Alt de Tous (Tous) i la cova de les Meravelles (Dosaigües), en algunes de les quals es poden reconèixer marques de corrent i altres formes d’erosió i dissolució a les parets i els sostres, modelades en condicions d’inundació en la zona saturada d’un sistema càrstic actiu; els reompliments litoquímics i sedimentaris també hi són importants, i arriben a obturar els conductes. Tot indica que es tracta d’un paleocarst o carst no funcional, que conserva fragments d’una xarxa de drenatge truncada per l’erosió de la hidrografia superificial; el descens del nivell de base provocat per l’encaixonament progressiu del Xúquer va fer que es passés d’uns sistemes oberts a uns sistemes aïllats, la qual cosa va provocar les acumulacions de sediments en els conductes i la seva fossilització. La plataforma superior del massís, que es troba per damunt del nivell de les cavitats, es prolonga cap a l’W per Los Llanos d’Albacete, que formen un altiplà d’uns 700 m d’altitud, igualment afectat per l’encaixonament del Xúquer; els materials que el formen són calcàries lacustres d’edat miopliocena, cobertes per la unitat detrítica superior del Pliocè mitjà i superior. Hom pot deduir d’aquestes dades que l’encaixonament de la xarxa fluvial no es va produir abans del Pliocè superior i que, d’altra banda, ha d’ésser per força anterior al Pleistocè mitjà, ja que d’aquesta edat són els ventalls al·luvials relacionats amb les lleres actuals i subactuals. L’edat del paleocarst s’ha de situar amb anterioritat a l’encaixonament del Xúquer, i presumiblement és contemporània a la formació de les calcàries lacustres miopliocenes de Los Llanos d’Albacete.

El carst de guixos triàsics

Tots els fenòmens de carstificació de guixos que es troben a la Cadena Ibèrica es donen en els materials del Triàsic superior (fàcies Keuper). De les cinc formacions que componen el Keuper del grup valencià, la que té els sulfats més potents i purs és la que correspon al sostre del Keuper superior (anomenada unitat K5, o formació dels Guixos d’Aiora), que a la zona d’Aiora arriba a tenir un gruix de 60 m. En aquest sector de la serralada, els afloraments de guixos triàsics es donen a les depressions intramuntanyoses i als fons de valls; hi ha moltes cavitats, verticals i horitzontals, de petites dimensions, i també formes tancades exocàrstiques (dolines), conseqüència de processos d’enfonsament en superfície per col·lapse de cavitats.

Uns 4 km al S de Sogorb hi ha un conjunt de dolines d’enfonsament de grans dimensions, de les quals destaquen les Clotes del Tio Cabrera (de 20 a 50 m de diàmetre i de 2 a 15 m de fondària) i les Clotes del Tio Tacons, un gran enfonsament rectangular (de 150 per 43 m), de vores abruptes i amb tres dolines a l’interior (de 7 m, 14 m i 20 m de fondària, respectivament). Als Serrans i la Foia de Bunyol hi tenim més exemples: a Xelva, el grup d’avencs i dolines del Malecon, alguns amb diversos pous d’entrada que donen accés a sales i petites galeries; i les Torques, dos enfonsaments de 20 i 15 m de diàmetre i uns 15 m de fondària, propers als avencs del Malecon; a Gestalgar, la cova del Valle, de 80 m de recorregut, que acaba en un petit llac subterrani, i és un engolidor actiu; a Toixa (vall del Túria), l’Hoya de la Tartalona, de 100 m de llargada, 25 m d’amplada i 18 m de fondària mitjana, al fons de la qual hi ha la cova de Tartalona (amb una sala interior de 32x15 X 10 m), engolidor temporal que recull les aigües procedents d’unes barrancades (les aigües ressorgeixen a la cova de l’Embarcador, prop del pantà, cavitat de 25 m que acaba essent impracticable i que és recorreguda per un curs d’aigua procedent de l’Hoya i la cova de Tartalona). La vall d’Aiora també té cavitats interessants: a Cofrents, la cova d’Agras, amb galeries ascendents de 110 m de llargada que accedeixen a un curs d’aigua i amb terrasses fluvials recobertes de crostes de carbonat càlcic; i a Cortes de Pallars, la cova de la Casa de la Hoya i la cova de l’Hoya, totes dues engolidors actius. A la localitat veïna d’Estubeny (Canal de Navarrés) hi ha la cova del barranc de les Salinetes, galeria descendent de 68 m de recorregut i uns 9 m de desnivell; a la localitat veïna de Llosa de Ranes, en una pedrera de guixos, hi ha la cova de la Cantera; a Quesa, a la vall del riu d’Escalona, que aflueix al Xúquer prop de Tous, la cova de Los Arroces o d’El Yeso forma una sorgència penjada, amb uns 300 m de recorregut practicable. Moltes d’aquestes cavitats presenten dinamisme hidrològic; en canvi, els aqüífers existents en roques evaporítiques presenten una escassa capacitat de regulació, segurament a causa de la gran plasticitat i de l’augment de volum que comporta el pas d’anhidrita a guix, que el fa més compacte que les calcàries, les quals presenten més fissuració; el caràcter permanent d’algunes de les sorgències esmentades no respon, per tant, al paper regulador de l’aqüífer, sinó a una alimentació al·lòctona, que en el cas de Tartalona-Embarcador és una sorgència, en el contacte del guix triàsic amb calcàries cretàcies.

El domini càrstic a la Serralada Bètica

La Serralada Bètica, estructura tectònica que fa part del gran orogen alpí i que comprèn el S i el SW de la península Ibèrica, al nostre país és representada per les unitats més externes, prebètica i subbètica. La primera, més septentrional, es posa en contacte amb la Cadena Ibèrica en una franja on s’interfereixen les directrius estructurals d’ambdues unitats i adquireix una marcada influència ibèrica. Té el límit septentrional en una línia que segueix aproximadament el límit entre les comarques de la Ribera i la Safor, i continua pel mig de la comarca de la Costera, seguint el traçat de la carretera de Xàtiva al coll d’Almansa; així, els massissos del Mondúver i serra Grossa cauen dins aquest límit i dins l’àmbit prebètic. El límit meridional se situa sota el promontori de cap de la Nau, seguint la línia de la seva costa S, passant pel N d’Alacant i d’Elx, de manera que la serra de Crevillent queda situada en el Subbètic, juntament amb la depressió del Baix Segura. Al S de les serres de Crevillent i Fontcalent, a l’extrem més meridional dels Països Catalans, hi ha la depressió del baix Segura, establerta entre el Subbètic i el Bètic.

A les zones muntanyoses del Prebètic i el Subbètic, les calcàries i les dolomies, principalment cretàcies, però també juràssiques i eocenes, sobresurten del relleu formant els massisos i els cims més destacats; la tectònica hi fou més tardana que a la Cadena Ibèrica: el plegament no cessà fins al Miocè superior, raó per la qual el relleu té una energia més gran. En aquestes condicions, de gran extensió d’afloraments de materials carbonàtics (uns 4000 km2) potents i amb un relleu vigorós que forma forts gradients, els processos de carstificació han adquirit una gran importància, tant pel que fa a les formes superficials i a l’existència de carst pretèrits, com pel que fa a la circulació subterrània actual.

Aquí hom centrarà l’atenció en el Prebètic, encara que els relleus del Subbètic de Crevillent i Fontcalent també són calcaris i càrstics, i encara que a la depressió del Segura hi ha petits exponents de carstificació en afloraments de guixos del Triàsic superior com, per exemple, el de Sant Miquel de les Salines, on hi ha una cova que és una sorgència penetrable de 400 m de recorregut.

El Prebètic

La diversitat que presenta el carst del Prebètic nord-oriental és molt gran: el modelat dels massissos calcaris, les formes relictes, la gènesi dels grans poliés, les fonts cabaloses, com a exponent de la hidrología càrstica actual; els carsts litorals i les sorgències submarines, el carst en guixos de Vallada, etc.

El conjunt d’alineacions muntanyoses de direcció ENE-WSW del Prebètic valencià tenen en comú una petrologia carbonàtica, una estructura senzilla plegada d’anticlinals separats per valls sinclinals, i una morfologia de plans i escarpaments tallats per la xarxa fluvial i amb un modelat càrstic predominant. El clima actual és semiàrid, i els processos que s’hi desenvolupen són de tipus fluvial o lligats a una moderada dissolució química; això indica que el paisatge que hi veiem no correspon a l’actual, sinó que, pel que fa a les formes càrstiques ens trobem davant un paleocarst.

Algunes superfícies d’erosió i un cert aplanament són en relació amb el carst, especialment pel que fa a formes majors tancades; els rasclers són molt reblerts d’argiles de descalcificadó, i les dolines, de fons pla i cobert de «terra rossa», s’alineen seguint zones fracturades i la majoria se situen per damunt de la cota dels 500 m (les que hi ha a les capçaleres dels barrancs han estat captades per la xarxa fluvial). Els poliés tenen un marcat control estructural, i han estat generats per «graben» i falles inverses. Entre els més grans destaquen el de Barx, al massís de Mondúver (de 4 per 1 km), molt relacionat amb les fonts de Simat de Valldigna (situades 2 km més al N) L’interior del polié és reblert de materials detrítics que originen un petit aqüífer penjat, i les aigües s’evacuen per ponors, el més important dels quals és l’avenc de la Donzella, de 128 m de fondària i uns 800 m de recorregut penetrable; altres poliés més petits es troben seguint la mateixa fractura inversa que constitueix la vora meridional del polié de Barx. El de Marxuquera, al S, el més gran del sector (5 per 3 km), és una forma oberta, drenada pel riu Beniopa i pel barranc de Marxuquera, i reblerta d’un gruix important (60 m) de materials detrítics; a l’interior hi ha nombrosos relleus calcaris residuals (hums), en un dels quals s’instal·la el convent de Sant Jeroni. Dels poliés del pla de la Llacuna i el de Forna, a la serra de Gallinera, tancats i tots molts pròxims, el més important és el de la Llacuna, que té al seu interior més de 30 avencs, alguns dels quals funcionen com a engolidors; també té nombroses dolines a dins. Pel que fa a les formes endocàrstiques, trobem a dalt de les serres una gran quantitat d’avencs, sovint amb fondàries superiors als 100 m, en la majoria dels casos desconnectats de la circulació hídrica actual i molt penjats en relació amb la zona saturada del carst. A la zona més litoral, el massís del Montgó (753 m) conté restes de cavitats horitzontals pel damunt dels 400 m (cova Montgó, de 70 m de recorregut) i avencs profunds a cotes més baixes (avenc del Montgó, a 280 m d’altura i amb 130 m de fondària; i avenc de Soto, a 109 m d’altura i amb 95 m de fondària, amb un pou de 73 m i al fons una galeria subhoritzontal amb aigua), fet que mostra el caràcter polifàsic de la carstificació. Com a cavitat amb desenvolupament predominantment horitzontal cal destacar la cova de l’Autopista (amb un recorregut de 4500 m), situada a la serra Falconera, prop de Gandia, en el límit oriental d’aquests relleus desenganxats del massís de Mondúver.

El carst litoral i les sorgències submarines del cap de la Nau

Topografia de la cova del Moraig, situada a Benitxatell (Alacant). La terminació continental de les alineacions prebètiques del cap de la Nau constitueix un carst litoral que ha sofert durant el Quaternari descens i ascens del nivell de la mar, correlatius als períodes glacials i interglacials, respectivament. La cova del Moraig és, juntament amb la Falconera de Garraf, el millor exemple de dren d’un sistema càrstic que ha sofert una transgressió marina, i que ha passat de condicions litorals o continentals a condicions submarines. Les exploracions fetes amb tècniques d’espeleologia subaquàtica durant els anys 1988-89 han permès de reconèixer 2 km de conductes, totalment submergits, que arriben a una fondària de 60 m sota el nivell de la mar. La galeria presenta seccions mitjanes de 4 × 4 m i formes que indiquen l’evolució d’un eix de drenatge de la zona saturada, que va passar, per descens del nivell de base, a condicions no saturades, amb circulació fluvial; aquesta circulació erosionà la base dels conductes (seccions en forma de forat de pany i de gota d’aigua). Posteriorment, l’ascens general post-glacial del nivell de la mar féu que els conductes quedessin submergits i que el sistema càrstic passés de ser un sistema obert a un sistema tancat.

Biopunt, original de B. Pack i J.M. Portes.

Al llarg de la costa abrupta de la Marina, prop del cap de la Nau, es localitzen un seguit de cavitats i sorgències submarines molt interessants des del punt de vista càrstic, especialment la cova del Moraig. Els contraforts prebètics més orientals arriben al litoral de la Marina, al promontori del cap de la Nau, amb un relleu molt enèrgic (cim del Montgó, de 753 m; serra de Bèrnia, 1129 m i la seva terminació oriental, la serra del Teix, que cau verticalment sobre la costa al Morro del Teix). La descàrrega dels sistemes càrstics d’aquests massissos calcaris litorals es fa directament a la mar, a fondàries de fins a 12 m. Al llarg d’aquest fragment de costa hi ha un gran nombre de cavitats conegudes. La més important és la cova del Moraig, situada al terme de Benitxatell, al S de la cala de Moraig. El recorregut explorat supera els 2 km de galeries submergides i arriba a una fondària de 60 m sota el nivell de la mar. La cova consisteix en una àmplia galeria, amb alguna ramificació, i amb les seccions típiques d’un conducte a pressió i de dimensions mitjanes de 4 per 4 m. L’aigua es manté a una temperatura força estable d’uns 19°C. Hom ha intentat de captar l’aigua dolça de la sorgència abans no es barregi amb la del mar, però fins ara només se sap que a 700 m de l’entrada, l’aigua continua essent salada. Les seccions d’algun tram de la cova presenten el contorn típic de «gota d’aigua» i, en d’altres casos, la forma de «forat de pany», formes endocàrstiques típiques de l’erosió fluvial, que indiquen una transgressió per la mar de les parts més baixes de l’estructura, lligada a les fluctuacions del nivell de la mar hagudes durant el Quaternari.

Al massís de Garraf (sorgència de la Falconera), a les cavitats submarines de les illes Medes (el Montgrí) i a la font d’Estramar (Corberes), tenim testimonis d’aquesta transgressió marina dels carsts litorals al continent.

El Túnel dels Sumidors de Vallada

A Vallada, a la vall del riu de Cànyoles (Costera) enllacen les dues unitats estructurals, ibèrica i prebètica, de la Serralada Bètica. El carst de Vallada se situa a la unitat prebètica, amb influència ibèrica, a l’anticlinal diapíric de serra Grossa, on afloren els guixos del Triàsic superior (grup valencià del Keuper) de manera discontínua a la xarnera fallada i esventrada. La carstificació dels gruixos triàsics que afloren és un dels millors exponents d’aquest tipus de carst, o paracarst, i té un modelat ben desenvolupat al Túnel dels Sumidors. La cavitat és constituïda per una galeria principal, de 1250 m de llarg i 205 m de desnivell, amb ressalts i pous cap a la part més profunda, i recorreguda de punta a punta per un riu, al qual s’accedeix per un petit avenc d’enfonsament obert a la meitat del seu recorregut. L’aigua prové d’uns petits manantials existents en el punt de contacte entre les argiles i els guixos triàsics d’una banda, i les calcàries i dolomies cretàcies d’altra banda.

Al cap d’1 km de recorregut superficial arriba a una vall cega i s’engoleix en una cova (el Sumidor de Dalt o la cova dels Brolladors). El seu traçat es pot seguir per dins del Túnel dels Sumidors fins que, en el punt més baix, les galeries queden del tot inundades. La sorgència anomenada font de la Sarraella és una cova situada a una cota de 150 m per sota del pou d’entrada del Sumidor; les aigües que surten per la font de la Sarraella són salines, ja que en el trajecte entre els Sumidors i la font travessen un dom de sal. Hom va comprovar que les aigües dolces del Sumidor i les salines de la Serraella es relacionaven entre elles amb anàlisis de coloració: després d’abocar 600 g de fluoresceïna al sifó terminal del Sumidor, el traçador va reaparèixer per la font de Sarraella 84 hores més tard.

El funcionament hidrològic actual

Bona part de la informació hidrogeològica de la zona ha estat obtinguda a partir dels sondeigs i les piezometries de control de les explotacions aqüíferes. Alguns d’aquests piezòmetres tallen drens càrstics d’alta transmissivitat. Sondeigs molt propers entre ells tenen comportaments molt diferents, que posen en evidència l’heterogeneïtat de l’aqüífer càrstic. Hom hi ha mesurat transmissivitats superiors als 1000 m2/s acompanyades de cabals importants, com passa als sondeigs del Molinar i Algar, que abasteixen Alcoi i Benidorm (la font del Molinar, abans de la regulació amb sondeig actual, treia de 50 a 500 1/s).

El funcionament hidrogeològic dels sistemes càrstics de la serra Grossa és un dels més ben estudiats de tot el Prebètic.

Al massís de Mondúver es desenvolupa el sistema càrstic de la font Major de Simat de Valldigna, un brollador que drena una superfície d’uns 20 km2 i que inclou el polié de Barx, ben connectat estructuralment amb la sorgència de Simat per ponors. Els vessants del polié estan fortament carstificats. L’interior, de 4×1 km i allargat segons una falla NW-SE, és reblert de materials detrítics i argiles de descalcificació; els materials grollers permeables que hi ha per sota originen un petit aquitard, desconnectat de l’aqüífer càrstic per margues del Cretaci i argiles triàsiques. Pel fet de tractar-se d’uns relleus bruscs i litorals, hi ha un clar control orogràfic de les precipitacions, que tenen un màxim a la zona, amb 900 mm/any. L’evapotranspiració potencial és, però, pràcticament d’aquest ordre, fet pel qual l’aqüífer presenta una component estacional lligada als màxims de pluges de tardor i primavera. La font Major de Simat de Valldigna, amb cabals màxims de 957 l/s, compta des del 1973 amb una estació d’aforament que ha permès d’obtenir una sèrie cronològica de cabals. Els gràfics presenten els correlogrames dels cabals per a dues finestres d’observació diferents (125 i 1250 dies); la primera evidencia un efecte de memòria a curt termini; la segona assenyala l’aparició de cicles anuals i el comportament estacional del sistema. Els estudis de la hidrodinàmica han demostrat que és un sistema d’una certa complexitat i inèrcia, amb un temps de regulació de 52 dies, ben drenat per sota del nivell del polié i amb un doble comportament: resposta ràpida i intensa en les crescudes (efecte de les aportacions massives dels ponors) i esgotaments prolongats.

Biopunt, originals d’A. Mangin, A. Pulido Bosch, A. Freixes i J.M. Cervelló.

Hom ha fet estudis hidrològics a la font Major de Simat de Valldigna, a partir del registre continu dels paràmetres físics i químics de les aigües; les dades han permès de caracteritzar el sistema pel que fa a la seva memòria (en relació amb les reserves), el temps de regulació, la relació entre precipitacions i cabal, la seva resposta impulsional (hidrograma unitari) i el desfasament entre l’entrada i la sortida. La font se situa a l’extrem nord-oriental de la serra Grossa i drena una conca situada al massís de Mondúver, d’uns 20 km2 de superfície, el punt culminant se situa a 841 m i l’altitud mitjana és d’uns 400 m. El sistema càrstic s’emplaça en les calcàries i dolomies cretàcies. Hom disposa d’un registre de cabals des del 1973, que donen cabals màxims de 957 1/s i mínims de 80 1/s. L’anàlisi dels correlogrames de cabals indica un cert efecte de memòria a curt termini, a causa de l’anomalia de funcionament provocada pel polié de Barx, el qual en períodes de crescuda serveix de col·lector i fa una important aportació d’aigua al sistema de manera puntual; al cap d’alguns dies, el sistema té un comportament més inercial. Les aportacions sobtades d’aigua del polié, drenada pel ponor, constitueix una infiltració ràpida, que dona puntes molt agudes en els correlogrames de cabal, mentre que l’esgotament posterior és més prolongat; el temps de regulació és de 50 dies. Ens trobem, doncs, amb un sistema que presenta dos tipus de funcionament (crescudes i esgotaments), cosa que correspon a una xarxa càrstica ben jerarquitzada, capaç d’obtenir temps de concentració ràpids, i amb un gran poder de regulació (és a dir, amb bones reserves).

Un altre cas estudiat, al Girona, és relacionat amb l’embassament d’Isbert, construït al barranc de l’Infern, al NE de la serra del Penyal de Laguar. Aquest embassament no reté l’aigua, ja que aquesta és infiltrada pel carst, i l’únic paper que fa és regularitzar les aportacions hídriques al carst; les sorgències es localitzen entre Sagra, Sanet i els Negrals (Marina Alta): les fonts de la Cava i de Sagra i el manantial de Tormos (la Boleta), sobreeixidor que es posa en funcionament quan els altres evacuen uns 500 1/s. El sistema càrstic és ben drenat i no té reserves reguladores.

A la serra d’Aitana i al Puigcampana (Marina Baixa) hi ha fonts càrstiques a Altea, Finestrat, Sella i Arc, entre d’altres; algunes, com les fonts del riu d’Algar, tenen cabals mitjans de 250 1/s i puntes d’uns quants m3/s. A la serra de Mustalla, i sota el Quaternari del pla litoral de Gandia-Dénia, es produeix la descàrrega dels aqüífers de les serres Gallinera i Almirall; les fonts de la serra de Mustalla, amb cabals globals de 1500 1/s, donen origen al riu Vedat.

L’evolució del carst a les serres del Prebètic

Els estudis fets fins ara permeten de fer algunes hipòtesis sobre l’evolució del carst a les serres del Prebètic. Contrastant les taxes d’erosió càrstica obtingudes experimentalment, que són molt moderades (el valor total de la dissolució específica al massís del Mondúver, per exemple, és de 42 mm/mil·leni ) amb el grau de carstificació del massís, hom pot deduir que la carstificació devia ésser molt més activa en èpoques passades, sota condicions climàtiques més favorables. Els processos de carstificació han seguit les pulsacions neotectòniques i climàtiques esdevingudes des del Miocè fins a l’actualitat; les dades obtingudes en diferents sectors indiquen que el carst prebètic té origen durant el Pliocè o el Pleistocè inferior; hom ha relacionat la gènesi de les grans formes càrstiques amb el Villafranquià, i hi ha bretxes periglacials reomplint les fractures quaternàries que afecten les dolines del Mondúver. D’altra banda, a la cova de Bolomor (València) s’ha estudiat un dipòsit de tipus periglaciar, amb restes d’indústria musteriana (Paleolític mitjà) en els nivells superiors, encara que els més baixos podrien correspondre al Riss; els dipòsits de «terra rossa» i els travertins que trobem en diferents punts de Vallada, i a la Font d’en Carrós (a l’extrem nord-oriental de la serra Gallinera, prop d’Oliva) correspondrien, en canvi, a períodes més càlids, interstadials i de l’Holocè. Hom ha proposat la hipòtesi que hi ha dos moments principals de carstificació en el massís de Mondúver i a la serra de Mariola: l’un sota el clima tropical humit del Pliocè superior, i l’altre possiblement al Riss-Würm, d’ambient humit, temperat o càlid. Les formes tancades majors s’han originat en fases prequaternàries i del Quaternari antic i, per tant, constitueixen un modelat paleocàrstic que ha continuat evolucionant sota unes altres condicions; en aquest sentit, les dolines situades a l’interior dels poliés indiquen que aquests han quedat penjats respecte del nivell de base, i que han evolucionat cap a formes diferents del polié càrstic.

El domini càrstic a les Balears

El carst de les illes Balears pot ésser tractat com una unitat, sense seguir estrictament l’anàlisi dels diferents dominis estructurals que hom ha observat per a la resta dels Països Catalans. El motiu és que la insularitat introdueix nombroses particularitats i ha condicionat el desenvolupament dels sistemes càrstics tant com la seva evolució. Hom tractarà aspectes de la carstificació de les diferents illes insistint d’una manera especial en els exemples de Mallorca.

Les illes afectades de carstificació són en general molt interessants des del punt de vista dels estudis de cronologia, i en aquest sentit hom ha dedicat una certa atenció a les Balears en els darrers anys. El paper dels buits càrstics com a trampa de sediments és important, ja que els registres sedimentaris poden esdevenir no solament la clau per a conèixer l’evolució del carst, sinó també per a determinar les condicions d’evolució del context paleoambiental i paleogeogràfic. L’evolució dels carsts que tenen la mar com a nivell de base dona origen a tot un conjunt d’interferències entre el modelatge càrstic i el modelat litoral; a més, les fluctuacions del nivell de la Mediterrània durant el Quaternari introdueixen un valuós component cronològic. Les cavitats que són afectades per l’erosió litoral i que es fossilitzen amb sediments marins poden aportar dades cronològiques molt interessants. D’altra banda, l’estudi dels fòssils animals trobats, que ha permès datar determinades formes (Myotragus) entre el Pleistocè i l’Holocè, també hi contribueix. Cal afegir les possibilitats que ofereixen els espeleotemes per a la datació isotòpica, i destacar, a més, l’interès especial dels espeleotemes epiaquàtics i subaquàtics (en relació amb la zona saturada del carst), originats en llacs subterranis costaners, o en relació amb paleonivells de la Mediterrània al seu torn relacionats amb ascensos del nivell de la mar ocorreguts entre glaciacions; a partir dels espeleotemes hom ha pogut establir per als darrers 250 000 anys una bona correlació entre les edats indicades per les mostres i els estadis del nivell marí establerts a partir del registre marí en isòtops d’oxigen. D’altra banda, aquestes dades ens asseguren que les coves no han sofert durant el Pleistocè mitjà i superior pràcticament cap evolució morfològica, i que els processos evolutius que les han afectades es concreten en la formació d’espeleotemes, dipòsits de bretxes d’ossos i en l’acumulació de sediments marins o eòlics, sovint relacionats amb les oscil·lacions del nivell de la mar degudes a les glaciacions i les interglaciacions.

Mallorca

Tres dominis geogràfics i orogràfics permeten de centrar la descripció del carst de Mallorca: la serra de Tramuntana, les serres de Llevant i la Marina de Migjorn.

La serra de Tramuntana

La cova de Sa Campana és situada al massís dels Castellots, de morfologia càrstica espectacular, amb un petit polié d’1 km de longitud i 200 m d’amplada. El torrent de Pareis arriba a tenir parets verticals de 300 m d’alçada; la seva excavació va intersectar nombrosos conductes, que podem veure seccionats a diferents alçades a les parets. El mateix torrent ha tingut una gènesi hipogea, que ha evolucionat cap a una forma exterior per enfonsaments successius de les voltes. El seu progressiu encaixonament ha anat creant un nivell de base cada cop més profund, que ha inutilitzat els conductes situats a més alçada. L’evolució de la cova de Sa Campana va molt lligada a aquest fet; cal observar en el dibuix la correspondència de nivells entre el fons de Sa Campana i el llit del torrent de Pareis.

Biopunt, a partir del mapa morfostructural de M. Barreras, J. Ferreres i F. Cardona.

El desenvolupament dels processos de carstificació, tant en superfície com en profunditat, són molt importants a la serra de Tramuntana. El modelat càrstic hi és extraordinàriament representat.

El predomini de la morfologia càrstica superficial és remarcable al sector septentrional (des de la vall de Sóller fins a la península de Formentor), sector al qual corresponen, d’altra banda, les alçades més importants de l’illa, i les condicions més favorables a la carstíficació, induïdes pels forts gradients orogràfics. Hi trobem poliés, dolines, camps de rascler, gorges i també formes obertes del carst subterrani. Els poliés, en general allargats i de llargades de poc més d’1 km, tenen bons exemples en els de Coma de Son Torrella, la Coma de Mortitx (Escorça) i el pla de les Basses (Pollença), els dos darrers amb nombroses dolines i cavitats accessibles; alguns han estat capturats per l’escolament superficial, com passa al Clot d’Albarca, o també a Cúber i Almallutx, però el seu origen pot correspondre perfectament a un polié. Hi ha camps de dolines, generalment de menys de 200 m de diàmetre, entre les cotes de 400 i 600 m, i sembla que se centren en antigues superfícies d’erosió, com passa en els Clots Carbons, Sa Mitjania, la Muntanya de Montcaire i Es Castellots.

La cova de Sa Campana és situada al massís dels Castellots, de morfologia càrstica espectacular, amb un petit polié d’1 km de longitud i 200 m d’amplada. El torrent de Pareis arriba a tenir parets verticals de 300 m d’alçada; la seva excavació va intersectar nombrosos conductes, que podem veure seccionats a diferents alçades a les parets. El mateix torrent ha tingut una gènesi hipogea, que ha evolucionat cap a una forma exterior per enfonsaments successius de les voltes. El seu progressiu encaixonament ha anat creant un nivell de base cada cop més profund, que ha inutilitzat els conductes situats a més alçada. L’evolució de la cova de Sa Campana va molt lligada a aquest fet; cal observar en el dibuix la correspondència de nivells entre el fons de Sa Campana i el llit del torrent de Pareis.

Biopunt, a partir del mapa morfostructural de M. Barreras, J. Ferreres i F. Cardona.

El rascler és la forma superficial que caracteritza més bé la morfologia del carst de la serra de Tramuntana, i sovint hi presenta desenvolupaments espectaculars; la majoria dels rasclers foren formats sota cobertora edàfica, però les seves particularitats van evolucionar diferentment en cada cas: hi ha rasclers de fractures verticals eixamplades per dissolució que es poden trobar a diferents alçades, rasclers d’escolament concentrat, de diàclasis, etc. Pel que fa als canyons, el més remarcable és el de Pareis, format per la confluència del Gorg Blau (segment de Sa Fosca) i del Lluc, que presenta un encaixonament d’uns 200 m i un recorregut total de 3 km.

El 60% de les formes endocàrstiques de l’illa de Mallorca es troba a la serra de Tramuntana, dada prou significativa per a corroborar la correspondència entre el modelat superficial i l’hipogeu. La cavitat més profunda és la cova de Sa Campana (Escorca), amb 304 m de fondària. A Escorca cal citar el forat dels Amics, de 180 m de fondària, i també els avencs de Femenia i d’Escorca, que sobrepassen els 100 m de fondària; alguns avencs participen en l’activitat hidrològica actual i constitueixen veritables drens de la zona no saturada, com és el cas dels avenes del pla de les Basses (130 m de fondària), a Pollença, i del de S’Aigo i Sa Mitjania, a Escorca. Lescoves, o formes de desenvolupament horitzontal, són pocs importants i escasses, i les que es coneixen en general constitueixen paleostructures sense cap activitat hidrològica; el carst de la vall d’en Marc i la cala Sant Vicent, a Pollença, constitueix un dels exemples més il·lustratius de funcionament hidrològic actual.

Les serres de Llevant

A les serres de Llevant, les formes endocàrstiques són escasses, però en canvi són molt variades. Cal destacar d’entre les nombroses manifestacions endocàrstiques l’avenc dels Travessets (Artà), fusiforme i constituït per un pou únic de 145 m de fondària. Les coves dels sistemes càrstics d’aquestes serres mallorquines són particularment interessants pels processos de litogènesi i, en general, per la seva història evolutiva, especialment la cova de Na Mitjana i les coves d’Artà.

El migjorn de Mallorca

Les cavitats d’aquest domini s’han desenvolupat en les calcarenites neògenes del Miocè. Es tracta predominantment de coves; la coneguda cova del Drac, a Manacor, formada per una successió de galeries i sales de dimensions notables, n’és el prototipus. Un altre exemple interessant és la cova de can Bordils,a Portocristo. Una característica de les cavitats de migjorn és la impossibilitat de reconèixer-hi la morfologia d’excavació original, com a conseqüència del gran desenvolupament dels processos clàstics i de la litogènesi que hi han tingut lloc al llarg de la seva evolució. Moltes de les cavitats tenen llacs d’aigües salabroses al seu interior. La formació d’aquests llacs pot ésser explicada per efecte de la intrusió marina en alguns casos i, en d’altres, per comunicació directa amb la mar a través de conductes.

L’origen de les cavitats situades prop de la mar s’ha volgut relacionar amb les condicions de dissolució (per infrasaturació) que caracteritzen les zones d’aiguabarreig d’aigua dolça i salada (carst de potencial químic). Pel que fa al modelat exocàrstic de l’illa de Mallorca, cal destacar les depressions de les Comes de Son Granada, en l’àrea de Llucmajor.

Les Pitiüses

A Eivissa, cal destacar els poliés de Sant Mateu d’Aubarca i Santa Agnès de Corona, prop de la costa nord-occidental de l’illa, entre el modelat exocàrstic les formes subterrànies són de desenvolupament limitat, però n’hi ha de força interessants.

A Formentera hi ha nombroses cavitats horitzontals, fruit de la carstificació de les calcarenites miocenes, que generalment participen en processos de dinàmica litoral, que inclouen fenòmens de sedimentació i erosió de la costa; les formes superficials hi són poc rellevants.

Menorca

La part septentrional de l’illa de Menorca és constituïda per afloraments de carbonats mesozoics carstificats. Quant a la morfologia superficial, són interessants les dolines i els rasclers establerts a les dolomies de la mola de Fornells i, quant al modelat endocàrstic, hi ha diverses cavitats interessants, però destaca especialment la cova de Na Polida, prop de la costa. Al migjorn menorquí es carstifiquen, igual que passa a Mallorca i Formentera, els materials calcarenítics del Miocè, els quals han donat coves abundants (destaca la de S’Aigo, a Ciutadella), però en canvi la manifestació superficial càrstica és escassa; destaquen així mateix les depressions formades pels plans de Binigafull, també a Ciutadella. Per tota la costa meridional són freqüents les cavitats disseccionades per l’erosió litoral, com també les emissions d’aigua dolça en la mateixa línia de mar.