Catalan English French German Spanish
BIURE.png

La comarca de l’Alt Empordà està formada per una plana i els vessants de les muntanyes que l’envolten: el massís de l’Albera, la serra de Rodes, la serra de Bassegoda i de la Mare de Déu del Mont.
Les serralades que limiten la comarca pel nord, des del roc de Fraussa- les Salines fins al puig de Cervera a la costa, corresponen a massissos paleozoics, afectats posteriorment per l’orogènia Alpina, amb formes erosives molt característiques, com els sortints rocosos i boles escampades de naturalesa granítica observables a la Jonquera i a Capmany.
Les formacions geològiques que formen el relleu de la comarca es classifiquen per grans unitats morfoestructurals, que en el cas de la comarca de l’Alt Empordà són:

  • Pirineus de l’Empordà
  • Zona de transició
  • Plana al·luvial i litoral
  • Manifestacions volcàniques neògenes

 

 

Pirineus de l’Empordà
Els Pirineus de l’Empordà es localitzen a l’extrem oriental mediterrani d’aquesta serralada i la seva cadena divisòria transcorre entre el Vallespir i el Rosselló. La serra de l’Albera és el massís pirinenc més oriental, des del mar fins el Coll de Lli. Els vessants del Vallespir i del Rosselló són abruptes i amb desnivell, mentre que al costat empordanès davallen més suaument, amb contraforts i petites serres secundàries.
Els materials predominants són els granítics amb l’excepció dels sediments paleozoics metamòrfics del cambrià ordovicià. Aquests materials són poc permeables i només es troben aqüífers en les zones on les roques superficials estan fracturades.
Els relleus prepirinencs presents a la comarca estan constituïts per materials calcaris mesozoics al·lòctons: al sud de Llers, entre aquest nucli i el poble de Vilanant, les calcàries liàsiques i cretàciques constitueixen una superfície d’erosió, el pla d’en Vinyes, amb presència de dolines. No deixen, però, de ser uns relleus estructurals significatius, ben delimitats pels encavalcaments alpins i les falles distensives neògenes.
Els massissos potser més emblemàtics de l’Alt Empordà es troben al sector occidental de la comarca. Es tracta de relleus estructurals on els materials sedimentaris calcaris formen cingles i escarpaments i els nivells més argilosos o margosos que s’hi intercalen.

 

Zona de transició
La connexió entre els massissos i les serralades cap a l’est, amb la costa, és progressiva a causa de la presència de vessants suaus, entre turons marginals, constituïts per sediments de rebliment de conca. Aquestes formacions determinen el que s’anomenen també aspres. Aquests són els terrenys formats per ondulacions procedents de cadenes de muntanyes que emmarquen la plana al·luvial pel nord i el nord- est. Són terminals paleozoiques o mesozoiques formades per rengles de pujols arrodonits i terrasses d’erosió en procés de pre-aplanament, en els relleus de les serralades marginals de l’Albera i de la serra de Rodes. Comprenen les terres situades entre Figueres i Pedret i Marçà, dibuixant un arc per Cabanes, Peralada, Vilanova de la Muga i Castelló d’Empúries.
A un nivell més concret es diferencien dos tipologies d’aquesta geomorfologia, els alts aspres i baixos aspres. Els primers són més esquistosos, amb tossals àrids i pedregosos que s’escalonen cap a la plana des de les Salines i l’Albera. Els segons, més sorrencs, són de la zona pliocènica, tradicionalment territori vinífer.
La serra de Rodes- Pení enllaça amb la plana deltaica mitjançant un peudemont. Aquesta zona està formada per cons de dejeccions i glacis coal·luvials fruit del desmantallament de la serra de Rodes. També apareixen aquests materials al nord de Mollet i a l’est de Masarac.
Els pendents dels aspres, que entren en contacte amb les terres al·luvials, en alguns indrets formaven marges d’antics estanys. Algunes de les rengleres de monticles arriben a endinsar-se molt a la zona de la plana.
Al sud de la comarca, zona de turons neògens determinen el terraprim, nom que fa referència al poc gruix del sòl per als conreus i la seva vulnerabilitat a l’acció erosiva. Els terraprims ocupen, des del peu de les muntanyes pre-pirinenques fins a la línea de Pont de Molins- Figueres- Viladamat, hi predominen les calcàries i els materials detrítics.

 

Plana al·luvial i litoral
La plana al·luvial i el litoral ocupen la part central i més oriental de la comarca. La plana constitueix una depressió que correspon a l’últim graó d’un conjunt de replans descendents de les muntanyes al mar. Els glacis dels turons marginals continuen i es perllonguen amb acumulacions d’esbaldregalls indiferenciats que s’endinsen a la depressió terraplenada per depòsits detrítics pre- quaternaris, basculants o ondulats per la tectònica neògena.

 

La formació geològica de la primera línia del litoral alt empordanès es distingeixen dos sectors, la finalització oriental dels Pirineus i el golf de Roses.

  • El primer sector, la costa del Cap de Creus, està compost per roques metamòrfiques i ígnies del paleozoic. Aquest tram de costa és escarpat, amb penya-segats que poden arribar a superar els 100 metres, però generalment no excedeixen als 50 metres. Les cales són abundats, de petites dimensions i desenvolupades a les zones de fractures, és a dir, l’erosió marina que desgasta i obliga a retrocedir els penya-segats, facilitada per les falles i fractures perpendiculars a la línia de costa i en alguns indrets, queden valls penjades drenades per torrents. Les platges d’aquest sector, generalment, són de gaves i blocs.
  • El segon sector, la línia litoral del golf de Roses, és formada per sediments del terciari i del quaternari. Presenten una costa de moldejat suau, de platges llargues i de poca amplada, limitades a l’interior per un sistema de cordons de dunes litorals, que les separa d’una zona de maresmes i de dipòsits de plana al·luvial.


La plana al·luvial i litoral es diferencien tres ambients sedimentaris: fluvial, palustre i marí.

 

 

Ambient fluvial
A prop de la costa, la plana al·luvial, formada pels lòbuls deltaics de la Muga i del Fluvià, ha facilitat la formació d’estanys i zones palustres entremig i de maresme i estanys litorals al davant de la línia de costa.

 

Ambient palustre
Les àrees d’ambient palustre sotmeten la sedimentació orgànica a condicions d’inundació estacional o permanent. Es diferencien dos zones en l’ambient palustre de la plana al·luvial de l’Alt Empordà: les zones palustres interiors i la maresme litoral.

Zones palustres interiors: són aquelles procedent de l’evolució de zones de badia tancada que progressivament s’han convertit en zones llacunars i han estat finalment dessecades per l’acció antròpica. Les zones palustres interiors es localitzen en les àrees de coalescència d’aports fluvials. Així, en la part central de la plana deltaica, entre els lòbuls corresponents als aports del rius la Muga i Fluvià, s’hi pot reconèixer l’emplaçament d’una antiga zona palustre.
Aquestes àrees estan formades litològicament per llims argilosos, contenen matèria orgànica i salobres, com a conseqüència de la seva connexió històrica amb el mar. La seva formació va lligada a l’aïllament de les badies situades en la zona de coalescència d’aports per barres o cordons sorrencs litorals, la qual cosa origina zones d’estanys que reben aportacions continentals i comuniquen amb el mar. De manera progressiva, els sediments que aporten els rius tendeixen a establir-se en aquesta zona. A l’Empordà l’acció antròpica ha accelerant aquest procés natural i ha convertit aquestes zones en closes. Les closes són prats naturals limitats per canals de drenatge i tancats amb barreres de vegetació, utilitzades per al pasturatge i formen un paisatge molt característic de la plana de la comarca.
La maresme litoral: en aquesta zona està formada per petits estanyols o llacunes. La maresme litoral es situa darrera la línia de costa, a la franja litoral, lligada als processos de formació i evolució de les barres o cordons sorrencs litorals. Es troba ben desenvolupada entre les desembocadures del riu la Muga i del riu Fluvià. Les seves dimensions no superen els 1000 metres de llargada ni els 100 metres d’amplada. La seva profunditat oscil·la entre 0,5 i 3 metres, però, com excepció, la Massona té una fondària superiors als 7 metres. Les seves aigües disposen un grau de salinitat entre el 2 i els 100 gr/l que varia segons l’estacionalitat.
Els sediments que es troben al fons d’aquestes maresme són llims argilosos, amb elevats continguts de matèria orgànica i de sals (més de 17 grams de clorurs per quilogram de mostra), abundants restes de bivalves (Cerastoderma edule) i gasteròpodes mil·limètrics, així com ostràcods i foraminífers (Ammonia becarii, Elphidium sp.).

Ambient marí
L’ambient marí està compost per les formacions resultants de l’acció de processos marins –l’acció combinada de les onades i el corrent litoral- i la plana deltaica. Formen la façana litoral de costa baixa en originar cordons litorals, a través de processos marins i continentals eòlics. Es diferencia el cordó litoral actual i els antics cordons o barres litoral, com la línia de dunes situades a la darrera zona ocupada per la maresma litoral.

El cordó litoral: formació de naturalesa sorrenca, gairebé rectilínia i contínua des de Roses fins a Sant Martí d’Empúries. La integren la unitat originada pels processos marins o platja i la d’origen continental per processos eòlics.
Les dunes mòbils: formacions temporals i regenerades pel vent, sobretot la tramuntana, que remodela les sorres i genera un cordó de dunes. Aquestes formacions estan bé desenvolupades al sud de la desembocadura del riu Fluvià, degut al canvi d’orientació de la línia de costa, que passa a ésser gairebé nord- sud, però arquejada cap el sud i sud-est. Aquesta orientació permet a la tramuntana transportar la sorra de la platja el sistema de dunes. En aquest zona existeix una elevada presència de sals congènites en els sediments que donen lloc a la salinització de les aigües subterrànies.

 

Manifestacions volcàniques neògenes
Les erupcions volcàniques del neogen a Catalunya es troben agrupades en uns pocs nuclis de la regió volcànica gironina. L’activitat volcànica del territori gironí s’associa a les fractures de la distensió alpina que s’inicià al miocè superior i va afectar els marges de la fossa tectònic de l’Empordà. L’activitat volcànica de l’Alt Empordà es va produir durant la segona meitat del miocè, amb diverses erupcions estrombolianes que varen generar colades de laves basanítiques i basàltiques.
Els cons volcànics foren erosionats i només queden ruïnes volcàniques i fragments de colades de lava o xemeneies desmantellades. Moltes erupcions foren completament cobertes per la sedimentació posterior. Les restes dels materials piroclàstics, produïts durant el miocè superior, tenen una edat entre als 6 i 14 milions d’anys. Avui en dia es troben recoberts pels sediments marins i continentals més moderns que terraplenen la plana.
Les restes volcàniques de la comarca són magmes basàltics, que van donar lloc a erupcions estrombolianes o hidromagmàtiques, en excepció de l’erupció traquítica de Vilacolum. Existeixen onze afloraments volcànics a la comarca de l’Alt Empordà:


Arenys d’Empordà. Els afloraments d’Arenys d’Empordà són els més extensos de la comarca i corresponen a restes de colades de basalt olivínic. La vora oriental d’aquestes laves és coberta per sediments que foren datats, mitjançant els fòssils que contenen, del pliocè mitjà o superior. Es diferencien aquests materials de la resta d’afloraments de la comarca pel seu alt contingut en sílice, producte del refredament de magmes que han sofert un procés de diferenciació magmàtica.


Baseria. Els petits afloraments basàltics de Baseia (Siurana) estan recoberts per sediments del Pliocè continental. Les seves laves daten a una erupció més antiga que d’Arenys d’Empordà, uns 9,8 milions d’anys.


Riumors. Al sud- oest de Riumors s’ha detectat també una anomalia magnètica causada per la presència d’un volcà neogen parcialment erosionat i soterrat.


Roses. A Roses existeixen tres afloraments volcànics: mas Isern, el turó de Terres Negres i el cap Norfeu. Tots tres afloraments basàltics són molt semblants als altres de la comarca de l’Alt Empordà. La seva orogènia s’atribueix al miocè superior. El mas Isern es localitza damunt d’una falla orientada de nord- oest a sud- est, al qual s’estén des de la rodalia de Garriguella fins a cala Montjoi. Aquest aflorament volcànic va ser actiu durant el neogen. El turó de Terres Negres i l’aflorament de mas Isern no es descarta que estiguin relacionats amb un únic edifici volcànic. Les xemeneies de cap de Norfeu i del puig Ferral de Cadaqués són les úniques manifestacions eruptives relacionades amb la fase tectònica distensiva del neogen que es conserven al massís de cap de Creus.


Puig d’en Guilla (Castelló d’Empúries), mas Serra (Pedret i Marzà), puig Ferrat de Cadaqués i puig de Pla Blanc (Llers). També són altres afloraments basàltics, però de dimensions més reduïdes.


Vilacolum. Les úniques laves diferents de l’Empordà, de tipus tranquites, es localitzen a l’oest de Vilacolum de Dalt. Es tracta d’una ruïna volcànica molt erosionada i alterada per l’activitat d’una pedrera. Es creu que corresponia a un antic dom eruptiu de més de 100 metres d’alçada. Les laves traquítiques estan cobertes per sediments detrítics de tipus marí a la banda est i de tipus continental a la banda oest, tots ells atribuïts al Pliocè mitjà- superior. Aquests materials tenen una edat de 8,8 milions d’anys. La lava té textura traquítica, amb fenocristalls de feldspat alcalí, apatit, biotita i augita amb vora d’egirina. Aquesta lava traquítica prové d’una cristal·lització fraccional derivada de basalts alcalins.


A part dels afloraments volcànics superficials, també s’han identificat, gràcies als sondeigs, acumulacions de materials volcànics en diversos indrets del subsòl empordanès. A prop de Vilacolum s’ha identificat de forma intercalada sediments llacunars i litorals en 350 metres de fondària. Aquesta acumulació de sediments s’interpreta com la superposició de diverses colades làviques. A més, a una fondària de 1.000 metres s’han detectat roques basàltiques, la qual cosa indica que la font d’aquests materials dipositats durant el miocè i pliocè hi havia sempre formacions volcàniques que s’erosionaven.
D’altra banda, a prop de Riumors, a una fondària de 400 metres, es trobaren sediments detrítics miocens que contenen intercalacions de projeccions tranquítiques, les quals deuen provenir de l’erupció de Vilacolum de Dalt.

 

 

 

Submit to FacebookSubmit to TwitterSubmit to LinkedIn