aproximacio a la geologica del delta de … · presentacio hom reconeix la importància que...

APROXIMACIO A LA GEOLOGICA DEL DELTA DE L'EBRE

Alvaro Arasa Tuliesa

[email protected]

Tortosa

Departament d’Educació. Generalitat de Catalunya. Llicència retribuïda-2004-2005

mailto:[email protected]

PRESENTACIO

Hom reconeix la importància que presenta avui en dia els temes geologics que fan referència a tots els medis de transcició, entre els que ara hi destaca el Delta de l'Ebre, a part del propi medi costaner tant de moda en la actualitat per la gran aflueència de turisme que aquest ha de soportar. Evidentment no ens podem deixar de costat la importància que desvelen aquells medis propers a n'aquestes zones com són les badies, per la gran producció biològica que comporten i llur aprofitament intensiu que estan tenint; tampoc, però, les zones estuarines, amb importants produccions biològiques, però amb possibles interferències que condicionen a l'home, ja que segons el tipus d'estuari, llur localització i també dinàmica, pot interferir greument en les explotacions, sobretot, agrícoles de l'entorn.

Són tots aquests medis, englobats en una zona de transició, els que a més de tenir unes repercusions econòmiques molt importants per a l'home, presenten situacions d'estabilitat, en molts casos prou precàries, com per a que arribin a preocupar seriosament i d'una manera continuada, ja que llur estabilitat assegurara, també la tranquil.litat dels homes de la terra i la dels que en aquests moments determinen l'organització dels territors que es veuent afectats per aquests medis tan fràgils i indefensos.

Les línies que a continuació es presenten són el resultat de successives lectures d'una part important, en molts casos de síntesi d'altres treballs, de la literatura existent sobre diversos temes geològics, en alguns casos molt concrets i especialitzats que fan referència a estudis de camp, tant del Delta com de la Plataforma continental així com altres que tracten temes de geologia fonamental.

Sobre tots els temes tractats, hi ha una gran quantitat més de bibliografia, a la que es remeteix al lector interessat en aquests temes tant apassionants sobre la geologia del Delta de l'Ebre.

La present memòria no pretén fer una síntesi exhaustiva de tots els coneixements existents ja que l'extenció d'aquesta no ho permet ni és el seu objectiu. Més aviat s'ha pretés presentar d'una manera, més o menys, modesta el nivell de coneixements que hi ha sobre el Delta, els materials i processos intimament relacionats amb la seva evolució.

1.- INTRODUCCIO AL DELTA DE L'EBRE.

El Delta de l'Ebre el trobem a les comarques meridionals catalanes. Es el resultat de l'erosió, transport i acumulació de les terres de la Conca Hidrogràfica de l'Ebre. L'extensió del delta és aproximadament de 350 km2, superfície no molt gran que permet observar gran quantitat d'ambients sedimentaris, estudiar els processos formadors i deduir llurs relacions laterals

La plana deltaica està travessada de W. a E. pel riu Ebre, formant petites illes (hi destaca l'illa de Gràcia), en arribar a la desembocadura es divideix en dos goles abandonades (Mitjorn i Llevant) i la Gola Nord, actualment en funcionament. A més a més, es poden observar diferents distributaris abandonats. L'abundància de distributaris, en general, fa pensar en el domini del règim fluvial a tota la plana deltaica.

A l'extrem sud hi trobem la Punta de la Banya, que tanca la Badia dels Alfacs; a l'extrem nord la Punta del Fangar tanca el Golf de St. Jordi.

També hi destaquen les basses. Desiguals entre elles i amb diferents orígens. De nord a sud les trobem bordejant el litoral: La Goleta, l'Estella, els Calaixos, l'Alfacada, la Platjola, la Tancada i l'Encanyissada (FIG. 1).


FIG. 1.- El Delta de l'Ebre segons la combinació dels canals 1,2 i 3 del sensor TM del satèl.lit LANDSAT-5, corresponent a la imatge 198/32 enregistrada el dia 10 de juny de 1984. L'escala aproximada és 1:250.000. Inst. Cartograf. de Catalunya. I.C.C., 1986b)

2.- LA FORMACIO DELS DELTES.

Els deltes són el resultat d'importants acumulacions de materials detrítics a la desembocadura, prèviament erosionats a tota la resta de la conca hidrogràfica i transportats per un corrent fluvial que la drena. La formació és el resultat de la interacció dels processos fluvials i marins; els primers aporten els materials, mentre que els segons resten encarregats de dispersar-los en funció de les característiques físiques i químiques del mar i/o llac on desemboca.

La importància dels deltes radica en la gran capacitat de producció, sistemes ecològics i sedimentològics, a la vegada que representen un ambient de "delicat" equilibri dinàmic entre els aports fluvials i el retreballament marí.

El dipòsit de materials a la desembocadura s'explica per la pèrdua de pendent longitudinal i competència de transport unidireccional del curs fluvial. Quan això es dóna, són els elements grollers, transportats per reptació (còduls, graves fines...) qui es dipositen, així com les arenes, transportades per saltació. Els materials més fins, transportats en suspensió, segueixen el seu camí dins el mar o transportats per les seves corrents, fins que arriba un moment en que es dipositen al fons marí. En conseqüència s'entén que hi haurà una disminució de la grandària de gra des de la mateixa desembocadura a mar endins.

Quan el curs fluvial penetra al mar, ràpidament queda condicionat per l'expansionament del receptacle i l'afrontament amb les forces de les ones, corrents i marees provocant una deceleració molt ràpida del seu curs. L'aigua dolça amb semblant terbolesa, excepte si està més freda o carregada de sediment, es més lleugera que l'aigua salada, la mescla entre ambdues no serà immediata. Els materials grollers es dipositarant i quedaran a disposició de l'ambient marí que anirà redistribuint-los. Els fins, transportats en suspensió podran passar fàcilment al domini marí obert, proba d'això són les cues de terbolesa que acostumen a apreciar-se en les imatges de satèlit o aérees avançant dins a mar.

Els dipòsits costaners són el resultat dels diferents vectors marins pluridireccionals que redistribueixen el material per la resta del front deltaic, plataforma continental o bé arriben fins a les profunditats abissals. L'acumulació del sediment a la desembocadura origina barres de material que prenen diferents formes segons la relació existent entre les forçes del corrent fluvial i les components marines.

Les anteriors variables, carga fluvial, ones i marees, concorreixen en l'elaboració dels deltes donant-los una forma característica. En aquest sentit, Galloway (1975) va proposar de classificar els deltes utilitzant un diagrama triangular (Fig.-2), on els vèrtex corresponen a les màximes capacitats d'influència: flux, ones i marea.


FIG. 2.- Diagrama ternari dels diferents tipus de deltes segon el règim que afecta al front deltaic (READING, 1978 segons GALLOWAY, 1975) 1.- Mississipi; 2.- Po; 3.- Danubi; 4.- Ebre; 5.- Nil; 6.- Roine; 7.- Sant Francisco; 8.- Senegal; 9.- Burdekin; 10.- Niger; 11.- Oninoco; 12.- Mekopng; 13.- Copper; 14.- Ganges-Bramaputra; 15.- Golf de Papua.

Quan el cabal i carga sòlida fluvial són importants i l'acció marina moderada, la morfologia de la desembocadura es caracteritza per creixements ràpids i unidireccionals fins que canvia el curs del riu. Es a dir, els distributaris avancen dins el mar dividint-se en molts canals encaixats entre els "levées" subaquàtics, de manera que acaben donant formes que recorden la pota d'un moixò o els dits d'una mà, per la qual cosa se'ls acostuma a anomenar digitals. Un exemple clàssic correspon al delta del Mississipí.

Si l'energia de les ones resulta important i la deriva litoral activa, es formen barres en forma de mitja lluna que creixen a partir de la riba d'on ve el corrent més important i s'encorba fent desviar el flux fluvial. Una fletxa o llengua arenosa es pot formar al marge contrari si existeix una transferència litoral secundària (deriva) en sentit contrari. Com exemple podem pensar amb les dues puntes del delta de l'Ebre i el delta de la Medjerda a Tunísia

També existeixen els casos en que la capacitat de les ones pot arrodonir els sortints morfològics, atenuant el contorn dels diferents subdeltes i com a conseqüència donar l'efecte d'un delta multi lobulat. Com a exemple hi tenim el delta del Danubi i el Rhône.

Si els corrents de marea són forts, es construeixen en el perllongament del canal fluvial barres disposades paral.lelament a la progradació del flux. Exemple el Ganges-Bramaputra. Totes les barres així formades acaben per emergir i ser colonitzades per la vegetació, sent progressivament incorporades a la part subaèria de l'edifici deltaic, esperant que noves barres es desenvolupin i progressivament vagi creixent el delta


3.- EL CONTEX MORFOGEOLOGIC REGIONAL.

Hom reconeix que les terres continentals es poden resseguir sota les aigües marines. Resulta important remarcar la seva morfologia, la qual ens ajudarà a comprendre posteriorment els aconteixements que s'han donat per a produir-se la sedimentació en aquests medis subaquàtics.

La morfologia submarina ha estat estudiada a partir de l'ecosonda, la qual enregistra de manera continua la profunditat del fons marí. La gran quantitat d'aquestes dades proporciona valuosa informació per a que els estudiosos del medi marí progressivament vagin millorant els mapes que representen la batimetria de les profunditats.

En primer lloc hi destaca la plataforma continental, adossada al continent i presentant una suau pendent mar en fora, prolongant-se uns 70 Km., fins a la profunditat de 160-200 m, on la pendent canvia bruscament, a partir de la qual arribarien a les profunditats abissals a través del talús continental, que pot atènyer els 4 i 5 graus. Aquesta pendent es suavitza en arribar al glacis de transició a la plana abissal. Un dels trets més característics del talús continental és la presència dels canyons submarins que el solquen, en alguns casos, molt intensament. Aquesta incisió acostuma a iniciar-se a la vora externa de la plataforma i es poden resseguir, on aquests s'han desenvolupat, fins més enllà dels glacis. Aquests canyons conflueixen al fons marí, a un col.lector o canal principal que drena cap al NE i acaba quan arriba a la plana abissal del ENE de Menorca. Evidentment es pot comprendre que entre les illes balears i les costes catalanes existeix una fossa que rep el nom de Golf de València (FIG. 3).

FIG. 3.- A, Mapa morfològic del Mar Balear (segons MAUFFRET, 1976). B, Bloc diagrama de la Plataforma Continental del Delta de l'Ebre, amb la nomenclatura utilitzada en el text. (segons VERDAGUR, 1983).

El delta, representant de l'últim episodi sedimentari que s'està desenvolupant sobre de la plataforma continental, està format per dues parts: una d'elles emergida, queda representada per la plana deltaica on les accions fluvials dominen; una zona intermèdia, el front deltaic, on es combinen les accions fluvials i marines, que vindria a correspondre amb la zona litoral i infralitoral. Ja totalment submergit, el prodelta, restaria influenciat per aports de materials molt més fins que en el front deltaic.


3.1.- MECANISMES DE CONSTRUCCIO DE LA PLATAFORMA CONTINENTAL.

Originàriament es considerava que els materials que constituïen la plataforma, presentaven una gradació de la grandària de gra vers enfora d'aquesta, es a dir, que els materials més grollers es localitzaven a la zona litoral i des d'aci mar en fora anaven disminuint el seu tamany. A l'igual passava en el concepte constructiu, el sediments s'acumulaven en fases transgressives.

Actualment els models proposats han canviat substancialment els anteriors conceptes. Tal és el cas de la plataforma continental de l'Ebre, on a partir de diversos estudis s'arriba a la conclusió que la construcció d'aquesta es fa a partir de diverses falques deltaiques superposades durant les fases de descens del nivells del mar (MALDONADO i ZAMARREÑO, 1983).

La progradació aigües enfora de la influència deltaica és el resultat de la interacció entre els sediments detrítics i els factors fisico-químics de la interfase aigua dolça aigua salada. Aquest procés, anomenat de floculació, és el responsable de la sedimentació dels materials fins en el prodelta , plataforma mitja i externa. altre processos sedimentaris els que fan referència als esllavissaments que s'originen a les zones amb pendents més acusats, sobre tot a les altes del prodelta i talús continental. Mentre que a la resta de la plataforma continental són els corrents de terbolesa les que dominen com se veurà més endavant.

3.1.1.- LA FLOCULACIO.

La fracció del sediment col.loide que flota en el medi aquos presenta unes característiques tant diferents a la resta que mereix un tractament a part. El qual també ens farà entendre la interacció que pugui existir entre diferents tipus d'aigües.

Les partícules col.loides estan constituïdes bàsicament per materials argilosos, que presenten una estructura organitzada. Es basa en una estructura en làmines que estan representades per oxigen i silici en disposició tetraèdrica i ajuntades directament o mitjançant cations a làmines formades per oxígens o aluminis (també magnesi, ferro) en disposició octaèdrica.

Les argiles venen a constituir un 40 % de tots els minerals dels sediments. Els cristalls individuals presenten una reactivitat molt elevada degut a la seva petita grandària (< 2 µ). Un cop formades les estructures dels aluminosilicats, són molt estables i en capacitat d'intercanviar ions en condicions normals de temperatura i pressió.

Al degradar-se per hidròlisi les estructures complexes, passen a l'aigua en suspensió col.loide molt estable, ja que les partícules tenen carga elèctrica i es repel.leixen unes les altres. Al canviar el pH i les cargues en la interacció amb les aigües marines riques en ions, apareix la floculació, amb la qual es formen agregats de múltiples partícules que per gravetat es dipositen en arribar a zones de poca energia. En un principi tenen una gran mobilitat ja que tenen poca densitat, però si resten un cert temps en repòs comencen a compactar-se i transformar en un fang anaerobi d'elevada densitat que es fa molt difícil de remoure. Aquests tipus de processos són molt generalitzats en zones temperades i semi àrides, podent-se donar bàsicament a les zones de mescla d'aigües, pel que tenen han de tenir una certa importància en els mecanismes sedimentaris fòssils i actuals del Delta.

3.2.- ACONTEIXEMENTS PREVIS A LA FORMACIO DE LA PLATAFORMA CONTINENTAL.

El Delta de l'Ebre situat a la Mediterrània nord occidental, forma part de la plataforma continental del Golf de València. Dintre d'aquesta amplia vall submarina hi destaquen alguns relleu positius que corresponen a "pitons" volcànics (MAUFFRET, 1976), conseqüència de l'aprimament de l'escorça continental, entre les costes catalanes i les balears. Les Illes Columbretes corresponen a una d'aquestes emissions volcàniques.


Aquesta conca sedimentaria és el resultat de l'obertura durant el Miocè inferior (RIBA, 1981), segons un sistema de falles transcurrents, amb un desplaçament per rotació lebògira del bloc Corso-Sard, que produiria una obertura a una part del marge de les plaques ibèrica i euroasiàtica, des de Provença fins a València. Aquests aconteixements produeixen un considerable aprimament de l'escorça entre les costes catalanes i les balears, sens arribar a la ruptura total i en conseqüència a la no producció d'escorça oceànica. Aquest aprimament provoca el contínuu enfonsament del Golf de València. Contràriament als fets ocasionats en aquesta zona, la separació del bloc Corso-Sard, al NE, que originàriament quedava prop de Catalunya i la Provença, sí que arriba a originar escorça oceànica (DURAND-DELGA et FONTBOTE, 1980) (MALDONADO, 1985) (FIG. 4).

Sicrònicament als anteriors fets i en fases posteriors la sedimentació, en el Golf de València ha estat la causant, juntament amb altres factors, de l'actual morfologia que s'hi troba.

FIG. 4.- Reconstrucció de la posició relativa dels blocs continentals a la Mediterrània Occidental durant l'Oligocè superior (35 M. anys). (adoptat per MALDONADO (1985) segons REHAULT, 1981). A.- Sutura de l'Eocè. B.- Sutura de l'Oligocè. C.- Moviment relatiu d'Africa i Europa.

3.3.- LA PLATAFORMA CONTINENTAL DE L'EBRE.

Han estat les tècniques d'ecosonda, ajudades de les tècniques de posicionament, radar, satèlits artificials, etc., a alta mar, amb les que s'han pogut obtenir detallades cartes batimètriques del fons marí. Mentre que a la dècada dels cinquanta és quan el sondatge sísmic contínuu, segons la sísmica de reflexió, es posa en pràctica. Aquesta tècnica, que utilitza el principi de propagació, recepció i enregistrament d'ones, permet obtenir una sèrie de reflectors o miralls sedimentaris que es troben per sota la superfície topogràfica.

Per a obtenir mostres del fons són utilitzades les dragues i les sondes de pistó, les quals es claven al fons per gravetat, i els testimonis dels sondatges. Aquests últims han estat suministrats per les prospeccions petrolíferes a la plataforma continental de l'Ebre. Aquestes, comencen amb els sondatges al Delta de l'Ebre anomenats: Amposta-1 (de Coparex-INI), de 1646 m de profunditat, a l'any 1965; i el sondatge San Carlos-1 (de Coparex-INI), de 307 m., a l'any 1966; tots dos negatius. A la plataforma continental, amb tècniques semblants però sobre d'un vaixell, el "Buque - Sonda "Glomar IV"", i amb una làmina d'aigua de 98 m, el sondatge Catelló B-1 (de Shell España i associats), de 2835 m. de profunditat, a l'any 1968, també negatiu. Fins que a l'any 1970 la Shell España i associats, amb el sondatge Amposta Marino C-1, amb 62 m. de làmina d'aigua i 2462 m. de profunditat, donà positiu en la recerca petrolífera. A partir de llavors i fins avui la recerca i les troballes de reservoris petrolífers ha estat continuada (ARASA, 1987).


Per la part pròpiament científica, el projecte nord-americà D.S.D.P. (Deep Sea Drilling Project), que començà a l'any 1965, ha suministrat gran quantitat d'informació, ha estat el protagoniste de multitud de descobriments geològics.

Els materials terciaris més antics que afloren en superfície a les proximitats de l'Ebre corresponen a un nivell de "caliches"(crostes carbonatades), conglomerats i argiles pissolítiques, que es troben en paraconformitat amb els nivells carbonatats del Cretaci, dels afloraments de S. Onofre (CANEROT et al. 1975). a la plataforma continental, segons informació proporcionada pels sondatges (STOECKINGER, 1976) (GARCIA SIÑERIZ et al. 1978) (SOLER, et al. 1983), es troba una clara superfície d'erosió i carstificació, que afecta als materials mesozòics, sobre de la qual acostuma a trobar-se materials detrítics que formen l'anomenat Conglomerat d'Alcanar, on es poden distingir dos nivells: l'inferior està format de fragments de roca del substracte més immediat, mentre que el superior ja mostra evidències de transport. Aquets materials són atribuits a un fini Oligocè-Aquitanià (FIG.- 5).

Sobre dels anteriors materials, que són envaïts per la transgressió de l'Aquitanià-Burdigalià, es dipositen calcilutites i margocalices fosques, produïdes per un ambient reductor.

FIG. 5.- Esquema de la Plataforma Continental de l'Ebre. (Adaptat de SOLER et al.(1983). 0, Sòcul mesozòic. 1, Conglomerat d'Alcanar. 2, Grup Casablanca. 3, Grup St. Carlos-Salou.

4,Margues de Castelló. 5a, Arenes de Castelló. 5b, Evaporites del Messinià. 6, Argiles de l'Ebre. 7, Arenes de l'Ebre.

Durant el Burdigalià-Langià es produeix una nova pulsació tectònica, afavorint la presència de vulcanisme, així com l'arribada de materials detrítics silícics que coexisteixen amb menys proporció de calcilutítics.

En iniciar-se una nova pulsació, de més gran intensitat, que dura durant el Langià-Serravalià i Tortonià inferior, es dipositen les Margues de Castelló, que mostren una clara influència de mar obert ja que contenen una abundant fauna planctònica.

La unitat superior, anomenada Arenes de Castelló, pertanyent al Tortonia superior-Messinià inferior, es fa molt extensiva. Aquesta nova pulsació aconsegueix penetrar més enllà de l'actual línia de costa, com en el cas del Vallès-Penedès i Empordà, però no al Baix Ebre. En els marges continentals es desenvolupaven importants línies de costa arenoses. Mentre que en els últims paleorelleus mesozòics es forment importants marges d'esculls. El conjunt d'aquesta unitat està representat per tot un seguit de seqüències regressives (arena-llim-argila).


Les últimes seqüències regressives, amb la presència d'anhidrita i dolomies primàries, marquen l'inici de les fàcies evaporítiques del Messinià, fase final del Miocè a la Mediterrània que es tractarà a part.

Una nova transgressió es manifestà durant el Pliocè, amb la sedimentació de les Argiles de l'Ebre. Aquesta polsació transgressiva sí que arribà a envaí el Baix Ebre (ARASA, 1985), i altres zones del litoral català, reomplint amplies paleovalls. Una part d'aquests materials poden ser observats a terra ferma, degut a la neotectònica existent de la zona MADONADO, 1972) (ARASA, 1985). Les argiles blaves, que formen aquesta unitat, contenen fauna planctònica (MAGNE, 1978); a les zones marginals existeixen els equivalents detrítics, formant paleoplatges (ARASA, 1986a); el conjunt acaba amb seqüències regressives de carbonats lacustres amb faunes continentals (AGUSTI et al. 1983).

Tot aquest sistema evolutiu "acaba" amb la sedimentació de les Arenes de l'Ebre, atribuïdes a les fases terminals regressives del Pliocè i a tots els materials quaternaris, inclòs el Delta de l'Ebre.

3.3.1.- EL MESSINIA.

El Messinià, representa dintre de la geologia de la Mediterrània, un important episodi en el que es manifesten notables aconteixements de dessecació d'aquesta (RIBA, 1981).

Aquest estatge, que correspon a les fases regressives del Miocè, està representant per materials evaporítics en els centres de conca, amb importants espessors que poden sobrepassar els 2000 m; mentre que en els marges continentals es manifesta amb importants superfícies erosives, posteriorment colmatades per les fàcies marines del Pliocè.

Una de les teories que es presenta per explicar el tancament de la Mediterrània, s'explica a partir d'una glaciació fini miocena. On el nivell de les aigües varen minvar entre els 50-70 metres, també possibles moviments tectònic ajudaren al tancament de l'estret de Gibraltar.

Dintre d'aquesta unitat se'n distingeixen dues. Una inferior de salina i la superior evaporítica. Per explicar la gènesi de la unitat inferior es fa referència a un model de precipitació de les sals sota les aigües. Aquest model comporta una conca d'aigües profundes, confinades i estratificades per densitats; la precipitació de les sals esdevindria sota de la capa d'aigües saturades en el fons marí. La unitat superior evaporitica s'hauria originat per l'evaporació i dessecació de la conca, més o menys profunda.

3.3.2.- EL COMPLEXE DETRITIC QUATERNARI PRE-DELTAIC.

El conjunt de materials que s'engloben en aquest complex són tots aquells que estan entre el sostre del Pliocè i la base de l'Holocè.

El seu estudi, si més no, ha estat pràcticament fornit de dades sísmiques, les quals forneixen d'un important ventall d'informacions, a partir de les quals i comparant amb dades de sondatges, s'arriben ha identificar diverses unitats litosísmiques que són definides segons dels reflectors que identifiquen superfícies de discontinuïtat entre elles; hi ha altres tipus de reflectors interns que aporten informació sobre el tipus d'estratificació i la geometria dels cossos interns. El conjunt d'aquestes característiques ajuden a definir les diferents unitats que s'observen en sísmica.

A la figura 6 , hom pot observar la disposició dels principals reflectors, nombrats en lletres majúscules (G,I,J), que ressegueixen superfícies de discontinuïtat, les quals acostumen a desaparèixer quan arriben al talús continental. Els reflectors interns, que s'inclinen mar enfora, augmenten generalment de potència. En alguns casos es poden observar diversos reflectors interns que presenten aspectes erosius respecte als inferiors, els quals han estat interpretats com a medis litorals (IGME, 1986).

El tercer perfil ve a representar de manera esquemàtica, i utilitzant profunditats en metres, els perfils 1 i 2, que ho fan en mil.li segons, valor utilitzat en sísmica. D'aquesta manera s'aprecia d'una manera molt més clara les profunditats que arriben a assolir aquests materials.


FIG. 6.- 1,2, Perfils sísmics interpretatius de les principals característiques de les unitats litosísmiques diferenciades. 3, Perfil litoestratigràfic simplificat de la Plataforma Continental de l'Ebre. Q4: Holocè indiferenciat; Q3-3c: Subunitat superior del Tirrenià amb sediments continentals; Q3-3: Subunitat superior del Pleistocè superior; Q3-2: Subunidad intermèdia del Pleistocè superior; Q3-1: Subunitat inferior del Pleistocè superior; Q3: Pleistocè superior indiferenciat; Q2: Pleistocè mig; Q1: Pleistocè inferior; T2-Q: Plio-Quaternari; T2: Pliocè inferior; T1: Miocè indiferenciat; J-C: Mesozòic indiferenciat; J, I, G, superfícies d'erosió quaternàries. (Segons I.G.M.E., 1986

4.- FACTORS QUE CONTROLEN EL DESENVOLUPAMENT DEL DELTA DE L'EBRE

El fet que solament a certes desembocadures i amb certes condicions específiques es puguin formar deltes, ens suggereix que aquestes no sempre són favorables. La metodologia que s'aplica per a delimitar aquests factors es fonamenta en l'estudi del règim fluvial i la dinàmica marina, com a més importants.

El règim fluvial està condicionat per fenòmens físics naturals, com és la meteorologia; i fenòmens antròpics, a curt termini, com pot ser la construcció de preses i altres actuacions.

La dinàmica marina és relativament constant a intervals llargs temps, això no vol dir que pugui tenir petites variacions puntuals degut a afeccions antròpiques

4.1.- CONDICIONANTS CLIMATICS.

El clima queda influenciat pels diferents elements que introdueixen noves variables, el que fa que aquest sigui diferent segons l'indret que es tingui en compte, és per això que la conca de l'Ebre presenta diferents règims climàtics, degut a la gran diversitat d'orografies que la conformen així com també les diferents influències que exerceix l'Atlàntic, el Mediterrani i la zona central habitualment continentalitzada.

Els diferents règims climàtics que caracteritzen la conca hidrogràfica de l'Ebre són els que determinen i condicionen el règim fluvial.


La Depressió Central de l'Ebre representa quasi bé el 80% de la superfície total, es caracteritza per precipitacions escasses amb llargues sequies estivals; la carena Ibèrica, presenta majors precipitacions que la Depressió però amb un règim climàtic semblant. La zona pirenaica, amb hiverns crus i estius curts, representa la de major part dels aports. La zona atlàntica, qualificada en precipitacions uniformes i abundants. Per últim, l'àrea amb influència de la Mediterrània, no s'allunya molt de les característiques de la Depressió Central, però amb temperatures més suaus.

El clima mediterrani al Delta de l'Ebre es caracteritza per una precipitació mitjana de 500 mm/any a Amposta, amb màxims a la primavera i la tardor, i un període de seca a l'estiu. La temperatura mitja varia entre els 25-10 ºC a l'estiu i l'hivern, respectivament. Els vents, determinats per les diferències baromètriques i tèrmiques, tenen una gran importància a la zona; el Mestral (NW), és el més freqüent, presentant velocitats de 50-110 km/h.; mentre que el Llevant (NE,E), es presenta amb menys freqüència però pot influir en la dinàmica marina que a la vegada condicionarà el front deltaic (ARASA, 1986b, 1986c).

4.2.- CONDICIONANTS FLUVIALS.

Es el riu Ebre l'element més important qui condiciona a la progradació del Delta. Representa, quasi bé, la sexta part de la superfície total de la Península, amb els seus 85.835 km2 de conca hidrogràfica. La profunditat mitja del riu en l'últim tram està entre els 3-5 metres, a pesar que existeixem zones amb profunditats inferiors al metre, a la vegada que altres, menys abundants, que poden assolir més de quinze metres de profunditat. L'amplada del riu és molt variable, oscil.lant entre els 150-300 metres. La morfologia del fons resulta molt canviant amb les avingudes de primavera i tardor. El tipus de materials que arrastra són molt variats, des de materials gravosos a l'alçada de Tortosa, fins a sorres i llims a la desembocadura.

La descarga fluvial ve condicionada per la climatologia de la conca hidrogràfica. Com a resultat ens trobem amb un riu que presenta fortes fluctuacions de cabal. Les avingudes excepcionals han assolit els 10.000 m3/sg, i en algun estiu no han sobrepassat els 40 m3/sg. Aquest fet condiciona enormement el transport que pugui efectuar el riu, ja que majoritàriament aquest es produeix amb les fortes avingudes, les quals són controlades pels embassaments amb la conseqüent disminució de la força de transport. Segons es pot apreciar (Fig.- 7), hi ha un considerable descens del cabal mig en els darrers anys, mentre que a la primera meitat de segle s'abasten els 17,5 hm3/any, en el període 51-65 s'aprecia un descens de 2,5 hm3/any, en el període 65-83, el descens s'incrementa en 3,9 hm3/any respecte al primer. Aquest fenomen pot ser atribuït a l'augment d'embassaments, noves dotacions i disminució de les precipitacions mitges anuals a tota la conca (ARASA, 1989).

FIG. 7.- a, Conca Hidrogràfica del riu Ebre; b, hidrografia de l'Ebre Català; c, Variacó del cabal del riu Ebre durant el període 1913-1983 (de ARASA, 1989)


En el transport actual, hi ha que tenir present que, la construcció de preses redueix els aports en més del 90 % (VARELA et al., 1986), condició aquesta que limita extraordinàriament els mecanismes de creixement deltaic.

En el darrer segle, els aports del riu Ebre han estat valorats de manera diferent, això si, sempre a la baixa a mesura que ens apropem als nostres dies. A partir de la bibliografia consultada s'obtenen valors diferents:

Autor

any estudi i/o publicació

Aports sedimentaris

milions de tones/any

Gorria (1880) 25

Carreras Candi (1936) 17

Bayerri (1934-35) 2,8

Catalán (1961-63) 2,2

Palanques (1987) 0,15

Guillen (1992) 0,15

En el quadre anterior, s’aprecia la reducció d'aports sedimentaris i a finals del s.XX, els sediments que arriben a la desembocadura representen menys de l'1% dels aports de principi de segle.

A més del riu Ebre, que es pot considerar regulat aigües amunt des de Flix, hi ha que valorar tota una sèrie de petits barrancs que li aporten aigües torrencials i directament sobre el delta. La superfície d'aquests barrancs no sobrepassa el 3,7 % del total de la conca hidrogràfica (FIG. 7), la qual cosa a efectes de producció de sediments no deu de condicionar la seva l'estabilitat i/o creixement, ja que majoritàriament només són funcionals en períodes de 10-15 anys (ARASA, 1989)

Els barrancs que desemboquen directament al delta, poden construir petis cons de dejecció, en el contacte entre el Pleistocè i la plana deltaica, com en el cas del Barranc de Camarles i el de la Granadella (MALDONADO, 1972, 1975).

4.3.- CONDICIONANTS MARINS.

El rol de controlar, distribuir i equilibrar els sediments del front deltaic, correspon a la dinàmica costera, on les marees i l'onatge són els dos elements més importants que porten a cap aquesta tasca. Un tercer element, extern a n'aquesta dinàmica, és el transport eòlic que introdueix i redistribueix material en el litoral.

Els processos més importants que condicionen la dinàmica marina seran aquells que es produeixin esporàdicament, ja que si la costa està recoberta d'arena i en equilibri, l'energia de les ones es dilueix amb la fricció, turbulència i transport, però introduint canvis morfològics de poca importància (ARREDONDO, 1982)

La marea mostra una oscil.lació màxima molt petita, de l'ordre dels 20 cm., pel que la seva influència en el desenvolupament deltaic és mínima. Però pot tenir certa importància quan es suma als efectes de les seixes. Aquestes últimes corresponen a ones de gran longitud d'ona, produïdes per canvis baromètrics o


fricció de forts vents de llarga durada (MALDONADO, 1972); l'alçada mitja és d'uns cinquanta centímetres que, sumats als de la marea, poden donar oscil.lacions de l'ordre dels 70 cm..

Les corrents de la Mediterrània, a la zona del delta, mostren bàsicament un corrent litoral i paral.lel a la costa, amb direccions de NE a SW. Evidentment ens podrem trobar amb situacions anòmales.

Els vents més importants que condicionen l'evolució deltaica corresponen al Mestral, el qual genera ones cap al SE. Són les platges del N, des de la Punta del Fangar a la desembocadura, orientades paral.lelament a la direcció del vent, les que es veuen afectades pel transport eòlic, originant importants cordons de dunes. Des de Llevant la incidència és obliqua al delta, jugant un paper molt important en la transferència lateral de sediments.

Tots els anteriors factors acaben a la platja, la qual resulta ser l'esmorteïdor natural de l'energia de les ones. Tant és així, que l'onatge, amb les diferents maneres i tipus de mostrar-se, exercirà tota la seva influència prop de la línia de costa, i per a quest motiu serà de gran importància la coneixença del seu comportament i conseqüències que això comportarà en la dinàmica costera.

L'ona pot ser refractada per la influència de la profunditat, la qual determina que, l'ona en arribar a una profunditat pròxima a la seva alçada, es desplaci el seu equilibri i es trenqui alliberant la seva energia. Així doncs, les peculiaritats batimètriques del front deltaic i de la zona de rompent, determinaran que existeixin zones d'energia positiva i altres de negativa.

Existiran dos tipus de transport que afectaran a la zona afectada per les ones. El que més crida l'atenció és el transport al llarg de la línia de costa. Originat pels corrents longitudinals introduïts per l'onatge, que arriba obliquament a la costa (FIG. 8). El transport resulta del trencament de l'ona, amb la conseqüent turbulència que posa en moviment l'arena, i la presència del corrent longitudinal. El resultat final es manifesta en erosions i dipòsits al llarg de la costa, que donen a l'ambient un aspecte contínuament canviant.

FIG. 8.- Mecanisme de transport longitudinal d'arena al front deltaic del Delta de l'Ebre (ARASA, 1989)

Menys espectacular és el transport transversal, que a grans trets resulta reversible, tant a nivell erosiu com de creixement. La zona d'influència compren des de la línia de costa fins a la màxima profunditat en que el fons es veu afectat per les ones. En aquest sentit el transport dependrà de l'energia de l'ona, profunditat i grandària de les partícules.


4.3.1.- LA COLUMNA D'AIGUA A LA MEDITERRANIA OCCIDENTAL

El comportament de la columna d'aigua sobre la plataforma continental mostra un cicle anual amb relativa influència de la meteorologia local, podent-se comprovar que la termoclina -línia imaginària que separa dues masses d'aigua segons la seva temperatura es reorganitza ràpidament després de qualsevol tempesta (BALLESTER et al. 1986). Dintre del cicle anual es poden diferenciar tres fases en l'estratificació: 1/ Situació d'homotèrmia (novembre-març), amb gradients tèrmics pràcticament nuls; 2/ Situació de mesoclina (abril-juny), s'observa un progressiu escalfament de les capes superficials, amb un gradient tèrmic que aconsegueix els 0,1 ºC al maig i pot ser momentàniament interferit pels vents de Mestral i Llevant. 3/ Situació de termoclina (mesos més càlids) el gradient ateny els 0,3-0,5 ºC, La posició de la termoclina oscil.la entre els 35-50 metres. A finals de setembre s'aprecia una incipient destrucció i/o emigració a profunditats més grans de la termoclina, que acaba per destruir-se amb les tempestes provinents del Cantàbric.

Pot resultar entenedor que aquestes condicions determinen diferents capes d'aigua que restaran separades per superfícies més o menys uniformes on variarà la temperatura i conseqüentment la densitat de l'aigua, per les quals serà molt més fàcil que puguin circular un flux de material en suspensió que repartiran els sediments.

4.3.2.- LES CORRENTS MARINES QUE BORDEGEN EL DELTA DE L'EBRE.

En el marc general de la Mediterrània occidental existeix un corrent general que afecta les costes catalanes avançant de NE a SW, transportant i seleccionant els sediments. Resulta, però, que la presència del Delta de l'Ebre provoca un seguit de canvis direccionals i convergències així que compliquen considerablement els vectors de corrent (FIG.- 9) VERDAGUER, A. (1983) MARIÑAS, J. F. y TEJEDOR, L. (1986) A pesar de tot, el domini general del corrent de deriva litoral ha condicionat el més gran desenvolupament del Delta cap al sud.

Evidentment, tot aquesta complexitat de corrents juntament amb els pocs aports sedimentaris que actualment presenta el riu Ebre, fa pensar en un equilibri morfodinàmic molt sensible a qualsevol canvi físic.

FIG. 9.- Esquema de la distribució de les corrents al Delta de l'Ebre (de VERDAGUER, 1983)


FIG. 10.- Esquema de la distribució dels sediments en suspenció a la desembocadura del Delta de l'Ebre (adaptat de ALOïSI, et al. 1979), (ALONSO, B. y MALDONADO, A. 1986),(VERDAGUER, 1983)

4.4.- ALTRES CONDICIONANTS PER AL DESENVOLUPAMENT DELTAIC

Evidentment existeixen d'altres condicionants que intervenen en el desenvolupament i equilibri deltaic. Entre ells hi ha que mencionar la geometria de la costa, sent més favorable en morfologies tancades. Que l'existència de corrents marins permeti la distribució del material. Que la topografia de la plataforma continental sigui suau i amb poca profunditat litoral, i el talús llunyà del continent. Que la subsidència compensi les grans acumulacions de materials, com ho demostren els vora 4.000 metres de materials terciaris a la plataforma continental. Per últim, hi ha que fer menció als canvis del nivell del mar durant el Quaternari, anomenats climàtico-eustàtics per la seva relació amb els períodes glacials i interglacials, causants del descens i ascens del nivell del mar. En conseqüència, i en base a n'aquests canvis es poden acumular grans quantitats de materials en disposició progradant quant el nivell és alt (període interglacial), que posteriorment poden ser erosionats parcialment a causa d'un descens del nivell del mar (període gacial) (FIG.-11) Si aquest fenomen es repeteix successives vegades, pot donar lloc a la construcció d'una plataforma progradant, que si arribar a aflorar en el marge continental constitueix un delta emergit(VERDAGUER, 1983).

FIG. 11.- Esquema d'un cicle sedimentari de l'evolució i construcció geològica de la plataforma (segons VERDAGUER, 1983). a, b, c, d, representen diferents posicions del nivell de la mar respecte a l'actual (0), en funció del glaciarisme.


5.- ESTRATIGRAFIA DEL DELTA DE L'EBRE.

Com ja s'ha comentat més amunt, el Delta de l'Ebre no solament correspon als materials que es poden observar a la plana deltaica, hi ha que tenir en compte tots aquells que, al llarg dels temps, s'han anat dipositant sobre dels sediments de la Plataforma continental i adossats als conglomerats dels cons al.luvials que formen les planes litorals. Els primers estudis que es realitzen de tots els materials que conformen el Delta es deuen a Andrés Maldonado (1.972), a partir de diferents sondatges amb finalitats diverses.

Aquests sondatges subministren important informació de com ha estat l'evolució dels sediments en la vertical. A partir de l'anàlisi sedimentològic de les mostres que es van obtenint a mesura que avança la perforació es varen poder establir diferents seqüències deposicionals que posteriorment permeteren establir l'evolució històrica d'aquests sediments.

De tots els sondatges que hi ha estudiats al Delta, hi destaquen els que es situen entre Amposta i St. Carles de la Ràpita, i els que es localitzen a les zones externes, prop de l'actual desembocadura. (FIG.- 12)

FIG. 12.- Bloc diagrama del Delta Holocè. a, representació proporcional de la potència del Delta. b, representació esquemàtica dels diferents nivells que formen el Delta: 1, sòcul del Delta (a, conglomerats calcaris; b, conglomerats i graves silíciques); 2, arenes i fangs d'ambients palustres i litorals; 3, argiles i llims amb fauna marina de mar obert; 4, llims de progradació; 5a, torbes de la seqüència intermèdia. 5b, arenes i margues de la seqüència superior (adaptat de MALDONADO, 1972).

L'estratigrafia que ha estat estudiada entre Amposta i la Ràpita, en la proximitat de l'antiga línia de costa, denota una clara alternança de materials llimosos orgànics amb arenes més o menys classificades. Aquesta alternança, juntament amb el contingut faunístic permet atribuir aquests sediments a ambients restringits de badia i a medis costaners. Per contra, a la base del sondatge entre 25-32 m, han estat identificades arenes i microconglomerats corresponents a ambients fluvials.

El sondatge realitzat a les proximitats del Canal Vell (Deltebre) presenta un tipus de sedimentació prou diferent a l'anterior. En essència han estat identificades diferents seqüències deposicionals, que a grans


trets correspodrien amb tres importants fases de creixement deltaic. La seqüència basal, està constituïda per arenes i fangs, atribuïts a ambients palustres, litorals; per sobre d'aquest nivell es travessen unes argiles i llims amb fauna marina de mar obert, sobre tot caracteritzada per foraminífers planctònics. Tot el conjunt és el resultat de la sedimentació produïda durant la transgressió que s'originà a partir de l'ascens eustàtic del nivell del mar després de l'última glaciació.

La seqüència intermèdia, caracteritzada per materials fins, sobre tot llims, representa la sedimentació tranquil.la degut a la relativa estabilitat del nivell del mar, originant petites seqüències progradants, és a dir, que el delta anava creixent, però no per això es podia veure en superfície, a excepció de possibles zones pròximes al penya-segat que forma l'antiga línia de costa, on s'anaven dipositant diferents tipus de sediments entre els que destaquen les torbes, que corresponen a la cota -10 metres (MALDONADO, 1972), amb una edat de 7680 ± 350 anys (SOLÉ et al. 1965); mentre que para el nivell superior de torbes li atribueixen una edat radiocarbònica de 5180 ± 300, que correspondria a la cota -5 metres segons Maldonado (1972).

La seqüència superior queda caracteritzada per materials sorrencs i margosos. Representa la sedimentació en medis costaners i fluviomarins de la pròpia plana deltaica. Per tant aquesta formació arenosa superior és la que ha anat configurant l'actual aspecte del Delta de l'Ebre, la qual s'ha degut anar formant després de l'última estabilització a -5 m. i per tant amb nivells del mar pròxims al de l'actualitat (MALDONADO, 1972).

Hi ha que remarcar, en tots dos de sondatges, la presència de materials gravosos calcaris i/o poligènics, contemporanis en el temps, que es troben a la base i actuen de sòcol dels materials anteriorment descrits. El tercer sondatge, central en el perfil esquemàtic, presenta característiques intermèdies entre tos dos sondatges anteriors i en el que també es travessen les graves poligèniques que actuen de sòcol (FIG.- 12).

Seguint els criteris de diferenciació dels materials propiament deltaics dels que actuen de sòcol, ha estat possible d'establir (MALDONADO, 1972)(VERDAGUER, 1983) el mapa d'isopaques, és a dir, les potències del Delta Holocè (FIG.-13). Les potències del conjunt deltaic varien entre els 20-30 metres a les zones pròximes a l'antiga línia de costa, mentre que la potència màxima que pot arribar a tenir de 70 metres es troba a l'àrea de la desembocadura. En aquest mapa es pot apreciar la inflexió central que presenten les isopaques, la qual cosa ens indica la presència d'un solc que demarca una paleovall predeltaica (MALDONADO, 1972) o würmiana. Tot el conjunt de materials s'ha anat dipositant segons diferents lòbuls deltaics, els quals varien segons la direcció d'aport; és en aquest sentit, si bé en una intenció purament interpretativa però molt representativa (FIG.- 14), en la que s'estableix un criteri evolutiu a partir de la superposició de diferents lòbuls deltaics


FIG. 13.- Mapa d'isopaques del Delta Holocè (de MALDONADO, 1972, 1975)

FIG. 14.- Esquema interpretatiu dels diferents lòbuls deltaics que han contribyuit a la seva formació. d, lòbuls corresponenta a les desembocadures del s. XX; c, lòbuls corresponents als distributaris abandonats, anteriors al s.XX; b, lòbuls deltaics de l'Holocè; a, lòbuls deltaics anteriors a l'estabilització a -10 m; 0, materials pre-deltaics (adaptat de MALDONADO i RIBA, 1971; VERDAGUER, 1983)


6.- AMBIENTS SEDIMENTARIS

Es poden distingir tres grans dominis ambientals al delta de l'Ebre: la plana deltaica, que correspon a una zona subaérea amb clara predominança del medi continental, caracteritzat pels ambients fluvials i palustres; el front deltaic, on es desenvolupen ambients de transició, entre continent i mar, on hi destaquen els processos fluviomarins i litorals; i el prodelta, on els ambients marins hi dominen totalment, ja que sempre resten submergits.

6.1.- LA PLANA DELTAICA

Es la zona més característica del delta de l'Ebre, la que tots podem veure i trepitjar. En ella, a part de l'actual curs del riu i les petites illes que va formant hi destaquen els ambients fluvials i els palustres; per ponent, la plana deltaica queda limitada per l'antiga línia de costa i la vall al.luvial per on circula l'Ebre (FIG. 15).

FIG. 15.- Distribució dels ambients sedimentaris al Delta de l'Ebre i geologia de la zona continental adjacent. 1, Ambients fluviomarins i litorals; 2, Ambient eòlic, dunes; 3, Ambients lacustres actuals; 4, Ambients palustres salobres; 5, Ambients palustres dolç-salobre; 6, Distributaris abandonats; 7, "Levées" naturals; 8, Cons al.luvials; 9, Pleistocè monogènic; 10, Pleistocè poligènic; 11, Pliocè; 12, Mesozòic. (segons MALDONADO i RIBA, 1971; MALDONADO, 1972)

6.1.1.- L'ANTIGA LINIA DE COSTA.-


Resulta fàcilment comprensible la presència d'aquesta si es tenen en compte els tipus de materials que constitueixen el Delta pròpiament dit i les planes litorals que el limiten per ponent, concretament les planes de l'Aldea-Cap Roig al nord, i les planes d'Amposta St. Carles de la Ràpita. Aquestes planes, que són el resultat de l'acumulació dels materials detrítics que han estat erosionats de les serralades properes, S. del Boix al nord, i S. del Montsià al sud, presenten un suau pendent, de 2-3º vers la mar o llevant. Estan constituïts de graves, conglomerats i argiles roges juntament amb un important desenvolupament d'una crosta carbonatada, que a la zona anomenen taperot i que forma lloses molt consistents que han estat, des de sempre, utilitzades fer a la construcció dels marges i cases. Aquestes característiques tan rellevants afavoreixen el poder distingir aquesta formació continental dels al.luvions que formen el Delta.

Si ens fixem en el camp, a més, es pot observar en la major part del trajecte entre l'Ampolla i S. Carles de la Ràpita, un petit penya-segat que separa aquestes dues formacions. La seva observació resulta molt didàctica des de l'Ampolla fins a la Granadella; a partir d'aquí fins a Amposta resulta molt més dificil la seva observació degut a que existeix una certa continuitat en el pendent de les dues formacions, però que per la litologia són fàcilment diferenciables les planes i el Delta.

L'observació d'aquesta antiga línia de costa, resulta d'igual complexitat des d'Amposta fins a l'Enclusa, a mig camí de la Ràpita; a partir d'aquest moment i fins a la població marinera el penya-segat es fa visible, però mai amb l'espectacularitat que presentar al sector de l'Ampolla-Camarles.

Si més no, hi ha que remarcar que aquesta alineació, possiblement s'ha degut mantenir durant molt de temps, ja que a partir de l'Ampolla cap al nord hi ha tot un seguit de petits aflorament de platges fòssils que es troben entre 1-2 metres per sobre de l'actual nivell mari. Aquestes paleoplatges juntament amb dunes també fossilitzades, són atribuïdes per diferents autors (MALDONADO, 1972; PORTA y MARTINELL, 1981; ZAZO et al. 1981) a l'Eutirrenià i Neotirrenià, episodis que corresponen a l'interglacial Riss-Würm.

Els sediments deltaics que podem trobar a les proximitat de l'antiga línia de costa corresponen a torbes, sobre tot a l'hemidelta sud. També resulta normal trobar-hi ullals, petites surgències d'aigües subterrànies que es veuen obligades a aflorar ja que troben un obstacle important, els sediments semi impermeables del Delta.

6.1.2.- ELS AMBIENTS FLUVIALS

Els dipòsits que més extensió tenen corresponen a les terres que s'han format a partir dels diferents desbordaments del riu actual i dels distributaris abandonats o antics rius. Aquestes terres, anomenades dics o també "levées" naturals, estan formats per franges que envolten els distibrutaris, amb alçades inferiors als 2-3 metres just a la vora del riu, disminuint progressivament cap a la desembocadura i perpendicularment al distributari, el que condiciona la seva morfologia, conferint-li un aspecte convex segons la transversal al distriburari i amb una lleugera pendent a favor del corrent de l'aigua. La grandària del gra també disminueix segons la màxima pendent, tant en sentit transversal com longitudinal. El contingut biològic és generalment vegetal; els animals, a pesar que no abunden, acostumen a ser gasteròpodes terrestres (MALDONADO y RIBA, 1971) (MALDONADO, 1972).

També existeixen canals o distributaris abandonats, originats quan el llit funcional pren un altra direcció, segons un trajecte més curt cap al mar. Aquest fenomen s'anomena difluència. Els processos que controlen llur evolució comencen quan es forma una barra o falca de sorra a la capçalera, a partir de la qual es tendeix a colmatar-lo aigües avall des d'aquest punt, a la vegada que, degut a la pèrdua de competència de l'aigua i material que transporta, es forma un altra barra a la desembocadura, mitjançant les corrents marines que tanquen totalment el sistema de drenatge, i solament rep aigua amb les fortes tempestes o importants elevacions del nivell del riu. A partir d'ara, l'únic tipus de material que condiciona la colmatació del distributari és el que s'introdueix pels anteriors mecanismes i el transport eòlic. En casos extraordinaris és l'home qui condiciona la colmatació. En conseqüència s'origina una maresma que, a part de rebre aquest material, desenvolupa una important vegetació a les ribes, que acaba per


colonitzar tota la superfície i colmatar-la de materials fins, juntament amb torbes en el millor dels casos (MALDONADO, 1972, 1975).

Els distributaris abandonats que es poden observar són: a l'hemidelta sud el que va des de Balada fins a Eucaliptus passant per la vora de Els Montells, aquest distributari s'acceptaria, segons la cartografia antiga, que fos el més antic i a partir del qual s'hauria format la bassa de la Platjola i la Punta de la Banya. A l'hemidelta nord, el distributari més antic és el que surt del centre de Deltebre formant un important meandre que el fa retrocedir seguint el Desguàs de Ximeno i prolongant-se amb el del Riet Fondo que desemboca al Goleró i que hauria donat origen a la bassa de l'Olleta de l'Ampolla; l'anterior meandre, aproximadament a l'alçada del Mas de Fulardo, formaria un altre braç que aniria pel Desguàs del Rit de la Saida fins a la Marquesa, on a un centenar de metres de la costa encara es pot observar, prou ven conservat, l'estadi final de colmatació d'aquest distributari abandonat. A les proximitats de l'actual desembocadura estan les Goles de Mitjorn i de l'Est, actualment en procés de colmatació, que separaven respectivament l'Illa de Buda i de St. Antoni.

En l'actualitat la desembocadura funcional és la del Nord, també en perill d'obstruir-se, procés aquest que es ve observant des del Setembre de 1989 fins al moment actual (març-1990). Un fenomen particular que presenta aquesta desembocadura és la intrusió de la falca salina, coneguda des de fa molts anys pels habitants de la zona, i que discorreix per sota de l'aigua dolça, sobretot en els mesos d'estiatge (HIDROTECHNIC, 1966). Els factors que controlen la distribució d'aquesta falca salada fan referència al cabal del riu, el nivell marí i la morfologia del llit del riu. Un quart factor ha tenir en conte, el vent, sembla ser que té una influència secundaria respecte als altres tres. Sembla ser que el cabal del riu és determinant en la intrusió, ja que en cabals inferiors als 200 m3/s la falca es situa entre l'Illa de Gràcia i Amposta; en casos extrems hi ha notícies de la seva presència fins a Camp-Redó. El nivell del mar, si bé no presenta grans oscil.lacions, pot arribar a influenciar la posició de la falca salina degut a la poca pendent del riu. La forma del riu també condiciona aquest fenomen si presenta alts morfològics que actuïn de barreres naturals en contra de la penetració de la falca salina (GUILLEN et al, 1989).

6.1.3.- ELS AMBIENTS PALUSTRES

Abans d'entrar en detall, és necessari diferenciar entre lacustre i palustre. El primer, correspon a zones deprimides cobertes d'aigües durant molt de temps , mentre que el segon dura molt poc temps a l'escala geològica.

La història evolutiva de les basses queda delimitada per tres estadis bàsics successius: a/ aïllament d'una badia per barres litorals i/o puntes; b/ tancament d'aquest ambient restringit i sedimentació de materials transportats per les corrents; i c/ desenvolupament d'una incipient vegetació a la bassa amb la conseqüent transformació a un ambient reductor.

L'anterior procés dóna lloc a basses sensiblement paral.leles a la costa, mentre que el fet que existeixin altres amb certa perpendicularitat és degut a l'invasió marina d'antigues goles de riu o zones més deprimides que el nivell del mar. La profunditat no acostuma a sobrepassar els dos metres, però si que mostren importants variacions del nivell de l'aigua, de l'ordre dels trenta centímetres, no precisament condicionat per les aportacions dels canals si no per les seques (MADONADO, 1972, 1975)

Els ambients que es diferencien son: les basses pròpiament dites, les zones pantanoses o aiguamolls i les zones inundades de les Puntes litorals.

6.1.3.1.-LES BASSES.-

Estan caracteritzades per forts canvis de salinitat, condicionats a l'entrada d'aigües marines pels canals de comunicació amb el mar, corresponent el màxim de clorurs als mesos de febrer i març (COMIN, 1981). Aquest fenomen afavoreix l'erosió de les ribes dels canals, presentant morfologies verticalitzades,


mentre que a les parts internes els pendents siguin molt suavitzats i amb un normal desenvolupament de les superfícies de canyís (Fragmites sp).

Els tipus de sediments que hi trobarem són molt variats. A pesar de tot, es poden classificar en arenes i lutites. Les primeres acostumen a trobar-se a la base de la seqüència sedimentària (MALDONADO, 1972) que correspondrien a antigues arenes litorals, i en altres indrets apareixen a les zones marginals on són retreballades pel petit onatge de la bassa; les lutites representen el nivell superior de la seqüència, a la vegada que recobreixen sobretot el fons de la bassa.

El contingut biològic sol estar representat per poques espècies de bivalvs i abundants gasteròpodes, juntament amb foraminífers i ostràcodes que dominen el bentos. Els sediments negres del tipus sapropel, venen originats per l'abundant concentració de fragments de plantes i matèria orgànica.

6.1.3.2.- ELS AIGUAMOLLS.

Representen un estadi avançat dels ambients palustres, poden tenir diferents orígens, que a la vegada donaran diferents subambients. Hi ha que destacar l'estadi final de l'evolució d'una bassa, on els sediments orgànics arriben a colmatar-la; donaran diferents seqüències, segons es tracti, de la colmatació d'un distributari abandonat, dels aiguamolls a les proximitats de la línia de costa, o de la pròpia bassa.

D'aquesta manera, els aiguamolls poden ser classificats segons el tipus de vegetació, salinitat de l'aigua i perfil del sòl. En aquest cas, al Delta hi dominen els aiguamolls de tipus salobre i aigua dolça, els quals estan formats per un perfil d'un entramat vegetal desenvolupat sobre torbes. En general els tipus de sediment que hi predominen son semblants als ambients de bassa, amb un contingut biològic de plantes i gasteròpodes juntament amb alguns foraminífers; el contingut en matèria orgànica acostuma a ser elevat.

Els aiguamolls desenvolupats a les Puntes litorals, principalment a la Punta de la Banya i en menor grau a la del Fangar, corresponen a zones sorrenques que, lleugerament per sobre del nivell del mar, són inundades temporalment per una làmina d'aigua. En conseqüència hi podem trobar una petita quantitat de materials fins laminats que resulten dels processos de creixement d'algues i d'atrapament de material detrític i sal. Aquest fenomen dóna lloc a la formació de superfícies algals, que a la vegada, en desaparèixer la làmina d'aigua, es ressequen i apareixen clivellades, el que els hi confereix un aspecte extern molt característic.

El contingut faunístic no és molt elevat, destaquen alguns gasteròpodes i pelecípodes, juntament amb pocs foraminífers i abundants ostràcodes

Per últim hi ha que fer menció als canals de corrent, que posen en comunicació i drenen els diferents ambients palustres entre sí, a la vegada que amb els ambients marins d'aigües somes. L'intercanvi d'aigües està controlat pels canvis de temperatura i salinitat, descàrrega fluvial i canvis del nivell del mar. Això comporta grans volums d'aigua que, al desplaçar-se i augmentar la velocitat, donen lloc a sobre excavacions en el terrenys on s'originen. Un gran atractiu són els que hi ha a la Punta de la Banya, els quals reben el nom de galatxos.

6.2.- ELS AMBIENTS DE TRANSICIO.

Els podem localitzar al llarg de tot el front deltaic formant barres de sorra, platges i puntes. Aquests ambients a la vegada es poden classificar segons quin ha estat l'element que ha influenciat més en la seva formació, ens estem referint al riu i al mar i els casos intermedis. Així hi podem trobar els ambients


fluviomarins i els litorals; tots dos ambients estant íntimament relacionats amb la progradació o creixement deltaic.

6.2.1.- ELS AMBIENTS FLUVIOMARINS.

Es localitzen a l'actual desembocadura del riu formant barres de sorra en forma de mitja lluna. Aquesta formació s'originà a partir d'una crescuda del riu, a l'octubre de 1937, a partir de la qual es formà una difluència cap al nord, de manera que progressivament es va tancà la Gola de Llevant i cada cop fent-se més gran l'anterior. Aquest procés ha estat molt ràpid, ja que en menys de 20 anys fou substituïda l'antiga gola per l'actual, a la vegada que anava sent erosionada l'antiga gola i començant a desenvolupar-se les barres subaquàtiques, que a 1973 ja estaven perfectament desenvolupades.

El tipus de sediments que caracteritzen aquesta zona, són molt variables, ja que hi podem trobar tota una transició que va des dels pròpiament fluvials fins als litorals, per la pròpia influència d'aquests, passant pels palustres, els quals donen lloc a les zones d'inter-barra a ambients de bassa i d'aiguamolls. La fauna és molt variada a les zones submergides, mentre que molt reduïda a les barres de sorra (MALDONADO y RIBA, 1971).

FIG. 16.- Els ambients litorals. a, b, variació de la punta de la Banya i del Fangar (MALDONADO et al. 1975). c, d, barres d'acreció lateral a la Punta de la Banya (estiu de 1983) (ARASA, 1989).

6.2.2.- ELS AMBIENTS LITORALS.

Els materials que representen aquests ambients tenen l'origen en els sediments transportats per les corrents litorals a patir de la desembocadura i els materials retreballats d'antics lòbuls deltaics abandonats. Els subambients que es poden identificar correspondran a les platges, les barres litorals i les puntes.

Es en aquets ambients on hi troben l'interacció entre l'atmosfera, l'hidrosfera i la litosfera amb els processos a que donen lloc per la seva pròpia dinàmica. En conseqüència, si els processos fluvials, amb flux unidireccional (laminar o turbulent) ja són difícils de descriure des d'un punt de vista de la mecànica


de fluids, en els ambients de transició amb el flux oscil.latori (laminar o turbulent) a més dels diferents tipus de corrents, els condicionants atmosfèrics i químics, etc, resulta un xic més complicat el seu estudi

Les puntes litorals, originades a partir de l'annexió de diferents barres litorals que es presenten submergides al llarg de tota la costa, representen l'element morfològic més característic del delta de l'Ebre. En el moment en que una barra submergida es tanca pel punt més pròxim al de la procedència del material, comença el procés de colmatació, del solc que queda entre aquesta i la precedent línia de costa, amb sediments transportats per les ones (FIG. 16a, b). Les arenes que representen aquests ambients acostumen a estar molt ben classificades; les estructures sedimentaries més comuns són les estratificacions creuades; el contingut biològic que no és molt elevat, està representat per tallerines (Donax sp.) a les barres submergides (MALDONADO, 1972, 1975).

Una diferència important entre les dues Puntes és la dissimetria que mostren. La dels Alfacs al sud, que presenta un important desenvolupament, té més de 15 km. de costa externa i s'ajunta al delta mitjançant una barra de 6 Km. de sorra, la barra del Trabucador, que en aflorament pot sobrepassar els 400 metres d'amplada, però que en alguns punts no sobrepassa els 100 m., a la vegada que es perllonga per sota de l'aigua uns 300-500 metres, segons l'indret. En contraposició, la Punta del Fangar, al nord, no arriba els 8 km. de llargada.

Les dos característiques més importants de la Punta dels Alfacs són els galatxos, de poca profunditat, que estan comunicats amb la badia mitjançant petits canals; i els arenals, amb abundants zones de dunes antigues i fossilitzades per la vegetació psamòfila. L'aspecte dels galatxos canvia segons l'època de l'any, condicionat pel règim de vents, les marees i les seques. Els galatxos, sotmesos a periòdiques inundacions presenten una vegetació halòfila que els hi dóna un aspecte molt peculiar, amb formacions algals laminades de color negre que s'intercalen amb petites làmines de tons més clars que corresponen a partícules de llims i sals atrapades per les algues; en els períodes de seca, aquestes superfícies s'aclivellen donant estructures poligonals.

Pel que fa a la Punta del Fangar, que s'ajunta al delta per mig d'un braç molt petit, hi ha que ressaltar la gran importància que prenen els camps de dunes, mentre que els galatxos queden representats per una petita plana d'inundació a la part interna de la Badia de St. Jordi. Els camps de dunes són perfectament funcionals degut a la forta incidència del Mestral donant lloc a petites "barkhanes", mentre que als estius les formes dominants corresponent a megadunes longitudinals. Aquestes formacions poden ser erosionades per les tempestes marines de Llevant (MALDONADO, et al, 1975).

El procés evolutiu que presenten les dues puntes és sensiblement diferent. Mentre que la Punta del Fangar mostra una clara tendència a desplaçar-se cap a terra, degut a la més gran quantitat de material que rep des de la desembocadura per les corrents marines derivades de la dominant a la costa catalana i els vents de Llevant, la Punta dels Alfacs mostra una tendència progressiva cap a mar (MALDONADO et al. 1975).

Les arenes es presenten bastant soltes, degut a les fluctuacions del nivell freàtic, el que els hi dóna un aspecte molt esponjós. Als estius, a més a més, es pot observar una petita crosta superficial degut a l'exudació de les sals.

6.3.- ELS AMBIENTS MARINS.

Com és de suposar aquests tipus d'ambients solament podent ser estudiats a partir de mostres recollides al fons del mar. En conseqüència es tenen que incloure en aquest apartat totes les zones que quedin cobertes. Ens estem referint a les badies i el prodelta. Per un altre costat hi ha que tenir present que la delimitació exacta d'aquests ambients no pot ser una línia, ja que entre ells i els ambients de transició existeix un canvi gradual.

6.3.1.- ELS AMBIENTS DE BADIA.


Correspon a les dues badies, la del Fangar i la dels Alfacs. La seva característica més important es que estan delimitades per les Puntes litorals. A totes dues i a la part interior les voreja una petita plataforma, de materials arenosos i íntimament relacionada amb els ambients litorals, limitada a la part interior per un petit talús, a partir del qual comencen els materials més fins que progressivament van disminuint la seva grandària cap a les zones més profundes, on la influència de l'onatge pràcticament és nul.la. El contingut biològic resulta molt abundant i variat en espècies de pelecípodes i algues marines, juntament amb diversitat de foraminífers bentònics (MALDONADO, 1972, 1975).


6.3.2.- ELS AMBIENTS DE PRODELTA

Principalment està constituït de materials més fins com les argiles i les lutites, que són els representants laterals dels anteriors ambients de transició. Les estructures més característiques que s'hi poden trobar són les laminacions paral.leles, lenticulars i ondulants. Els representants biològics són molt variats, abundant els foraminífers bentònics juntament amb restes de plantes marines.

Al prodelta solen identificar-se cossos sedimentaris que ocupen els llocs d'antics lòbuls deltaics, els quals al ser retreballats per les tempestes marines, són resedimentats; els materials més fins cap al centre de conca i les arenes són annexionades i retreballades en els ambients de transició. (MALDONADO, 1972, 1975) (VERDAGUER, 1983)

7.- EVOLUCIO DEL DELTA DE L'EBRE.-

En base a la distribució dels materials i seqüències sedimentàries es pot arribar a establir la història geològica.

Tot comença quan en el màxim de la glaciació Würm, fa uns 18.000 anys, el nivell del mar, que es trobava aproximadament a -90 metres, comença a pujar durant l'anomenada transgressió del Versilià, dIpositant-se importants acumulacions de materials detrítics a la plataforma continental, els quals actuen de sòcol a tot el conjunt deltaic.

Evidentment l'ascens eustàtic no va produir-se d'una manera continuada, ja que es detecten diferents nivells d'estabilització temporal durant tota la transgressió del Versilà a diferents profunditats mitjançant l'estudi sedimentològic i de les terrasses submergides (MALDONADO, 1972) (VERDAGUER, 1983). Com ja s'ha dit més amunt, a partir dels estudis sedimentològics dels sondatges, s'interpreten dues estabilitzacions: una a -10 metres i l'altra als -5 metres sota del nivell actual del mar. Amb la primera estabilització temporal, la progradació deltaica pren un notable desenvolupament construint-se un important complex deltaic que posteriorment es recobert per les seqüències arenoses superiors, ja en fases d'una certa estabilitat del nivell del mar on es van dipositant aquests materials que acabaran conformant l'actual plana deltaica.

La seqüència basal que s'origina entre l'inici de la transgressió versiliana i l'estabilització a -10 metres ho fa, segons les anteriors datacions de les torbes, en 13000 anys. Mentre que la seqüència superior ho fa en uns 7000 anys; això implica que ho va fer uns 5000 anys a. C., el que pot fer pensar en que l'actual plana deltaica es va començar a desenvolupar amb un nivell del mar pròxim a l'actual (MALDONADO, 1972). Acceptant les corbes d'oscil.lació del nivell marí de (BLOCH, 1965) (MÖRNER, 1971), és pot apreciar (FIG.- 17), extrapolant a la Mediterrània, que el nivell del mar s'aproxima a l'actual, amb un error de ± 1 metre, ara fa uns 2000 anys a. C.. En conseqüència es pot admetre que el desenvolupament de la plana deltaica pròpiament dita és el resultat de l'aflorament, sobre del nivell del mar, de la seqüència superior arenosa durant els últims 4000 anys.


FIG. 17.- Corba de les oscil.lacions dels últims 7000 anys de la transgressió a l'Holocè (MÖRNER, 1971), comparada amb els canvis estimatius del nivell oceànic en temps històrics i prehistòrics (BLOCH, 1965)

8.- EVOLUCIO DE L'ACTUAL PLANA DELTAICA.-

Hom pot comprendre segons l'anteriorment aventurat que resulta molt difícil d'esbrinar la veritable evolució de la plana deltaica des dels seus inicis, ja que no es disposa en l'actualitat de suficients dades sedimentològiques que determinin les successives línies de costa per a poder determinar llur evolució. A més, hi ha que tenir en compte que aquesta evolució no es pot considerar des d'Amposta si no, més aviat, de zones molt més internes en la vall al.luvial. Segons aquest comentari, no es adient afirmar que la plana deltaica s'hagi desenvolupat en l'últim mil.lenni. Per tant solament es pot explicar, i d'una manera aproximada, l'evolució històrica entre 1500 i 1800, degut a les dificultats que hi podien tenir els antics cartògrafs i a l'excessiva habilitat de copiar-se. A partir de 1800 la cartografia existent ja resulta explicativa i només mostra els canvis reals que s'han esdevingut.

De la gran quantitat de cartografia que existeix del primer període 1500-1800, s'han seleccionat vuit cartogrames per considerar-los representatius, tant pel nivell cartogràfic com de possibles errors als que poden conduir si se'ls estudien per separat (FIG.- 18).

Observant la cartografia de l'actual plana deltaica (FIG. 15) es pot apreciar fàcilment l'existència de diferents distributaris abandonats, dels quals es pot pensar que , a l'igual que l'actual desembocadura, han format part del creixement actiu de l'actual plana deltaica . Conseqüentment, s'han establert les possibles morfologies que podien haver assolit aquestes desembocadures, on l'existència d'aquests lòbuls ve corroborada per la morfologia i sediments relictes que es troben en l'actual front deltaic (MALDONADO y RIBA, 1971) (FIG.- 14).

El coneixement exacte de l'evolució recent, fent especial ressò a l'últim mil.lenni, s'ha de basar especialment amb dades històriques, ja que no es disposa de dades sedimentològiques prou detallades de la plana deltaica. Aquesta informació la troben en les cartografies antigues, les quals resulten simplement orientatives, degut als marges d'errors en que es podia treballar en aquells temps.


FIG. 18.- Cartografia antiga del Delta de l'Ebre. a, b, c, d, e, f, h, i, (I. C. C., 1987). g, Plan des Rades (ENCICLOPEDIA CATALANA, 1984). j, (MALDONADO, 1972).

Si més no, la cartografia més antiga de la que es té coneixement fa referència a 1497 (FIG.- 18a), aquest fragment del mapa de caràcter general de la Mediterrània Occidental, deixa entreveure una petita protuberància, a la desembocadura de l'Ebre, que equivaldria a l'actual Punta de la Banya; segons això es pot interpretar que la seva formació equival a l'aflorament del lòbul meridional, que fins a n'aquest


moment venia desenvolupant-se, possiblement afavorit per la corrent general de deriva litoral. Pel que fa a la cartografia de 1580, resulta contradictòria com bé es pot apreciar.

Mentre que a la FIG.- 18b, la morfologia del Delta ve representada per una gran barra que divideix el riu en dos goles, a la FIG.- 18c ja es pot apreciar una morfologia molt més coherent amb l'actualitat: des d'Amposta s'aprecia un meandre que divaga cap a l'Aldea per a subdividir-se en altres respectius distributaris que vindrien a correspondre amb El Riet Fondo i el de la Saida, mentre que cap al Sud s'observa un canal més petit que desemboca a una gran bassa, la qual podria ser atribuïda als estadis inicials de la Platjola. Més al Sud s'aprecia la Punta de la Banya que ja tanca la Badia dels Alfacs, observant-se a la zona interna una gran barra de direcció ESE que annexionada des de St. Carles de la Ràpita tanca una segona bassa, amb illetes internes, que vindria a correspondre amb les actuals basses de la Tancada i l'Encanyissada.

Tot aquest sistema evolutiu confirma els treballs de Maldonado Y Riba (1971) i Maldonado (1972, 1975), en els que ja van establir els mateixos estadis evolutius. Els següents mapes (FIG.- 18d, e, f) no presenten canvis substancials, però un fet que crida l'atenció és el traçat tant irregular que presenta l'antiga línia de costa, actualment molt rectilínia, i que en aquells temps la pinten amb importants entrants i sortints, sobre tot entre la Ràpita i Alcanar, la qual cosa pot fer pensar que fos per veritables problemes de representació o bé que en realitat hagués pogut existir una barra de material deltaic a la Punta del Codonyol o la Martinenca. Si bé no es descarta la segona possibilitat, es fa difícil d'acceptar que fossin terres pertanyents als cons al.luvials ja que implicaria un retrocés molt important dels penya-segats o bé que el nivell del mar fos més elevat que en l'actualitat i penetrés barrancs endins, fenomen aquest pràcticament refusable degut a la pendent que presenten aquests barrancs a la zona del Montsià.

En el s. XVIII, segons la cartografia existent (FIG.- 18g), una mica incongruent (FIG.- 18h) confirma el que s'ha dit més amunt. En concret, ja s'aprecia perfectament format el lòbul septentrional i en procés de desenvolupament el lòbul central. Ressalta l'estadi primitiu de la Punta del Fangar juntament amb els distributaris abandonats. L'hemidelta Sud apareix amb un aspecte intermedi en la seva evolució: s'està acabant de formar la Bassa de la Tancada i l'Encanyissada; la Punta de la Banya apareix perfectament consolidada i amb un banc de sorra que s'està annexionant.

A finals del s. XVIII i la primera meitat del s. XIX a'observa una realitat molt més pròxima als nostres dies, els lòbuls meridional i septentrional ja estan totalment formats, a la vegada que el lòbul central ja s'està desenvolupant, fins i tot s'observa la desembocadura de Mitjorn i la de Llevant. El conjunt presenta un aspecte de creixement ràpid

Des de la segona meitat del segle passat fins als nostres dies, la cartografia ja es considera exacta (FIG.- 19). En ella quasi bé tots els estudis existents s'han centrat en l'evolució de l'actual front deltaic, prodelta i plataforma continental (MADONADO y RIBA, 1971) (MALDONADO, 1972, 1975) (MALDONADO et al. 1975) (VERDAGUER, 1983) etc.

Durant tot el s. XIX el Delta continua creixent fins a principis del nostre segle. A partir de 1915 fins als nostres dies el creixement visual del front deltaic ha estat negatiu. Fenomen aquest produït per una disminució dels aports sòlids fluvials i incrementat per la construcció de preses en tota la conca hidrogràfica, a la vegada que la difluència cap al Nord, de la Gola de Llevant, a 1937, ha augmentat la velocitat de retrocés d'aquesta última. Aquest procés començà sota la mar, erosionant-se els materials del front deltaic (FIG.- 20), a la vegada que es van transportant per deriva litoral i sedimentant en zones pròximes o llunyanes, segons siguin els temporals, principals protagonistes d'aquestes accions. De llavors ençà la morfologia de la desembocadura està contínuament canviant: s'ha format l'Illa de St. Antoni al marge dret de l'actual desembocadura i un seguit de illletes, des dels anys seixanta cinc, al marge esquerre, al Garxal, en forma de mitja lluna que han donat lloc a la formació de noves basses.

Així, doncs, quina serà la nova tendència evolutiva del Delta, és una qüestió bastant difícil de predir, ja que són molts els factors que intervenen, però un arrodoniment més acurat del front deltaic sí que es pot esperar. En quin temps? No crec pugui augurar-se si no es fan estudis a llarg temps per poder valorar el


balanç sedimentari i llurs tendències en l'espai i temps, així com poder introduir noves variables en aquests estudis si es pensa aplicar possibles solucions físiques per "detenir" aquesta regressió deltaica.

FIG. 19.- Cartografies des de 1880 fins a 1981.

1880: Carta Hidrogràfica aixecada per la "Comisión Hidrográfica", titolada "Plano del rio Ebro desde las Golas hasta Tortosa.

1915: Carta Hidrogràfica impresa nº 811 A, aixecada per la "Comisión Hidrográfica".


1937: Fulla nº 522 (2ª edició 1956) i fulla 523 (3ª edició 1950) del mapa imprés 1:50.000 del "Instituto Geográfico y Catastral", segons aixecament efectuat avans de 1937.

Ortofotogrames realitzats entre el setembre de 1945 i l'agost de 1946, a escala 1:40.000. Cedit pel C.I.T.E.

Ortofotogrames realitzats entre maig i agost de 1957, a escala 1:33.000. Cedit pel C.I.T.E.

Ortofotogrames del Institut del Catastre de Madrid realitzats al març de 1964.

Ortofotogrames realitzats al setembre de 1973, a escala 1:30.000. Cedit pel C.I.T.E.

Ortofotogrames realitzats a 1981 per AEROFOTO, S.A, a escala 1:29.000. Cedit pel C.I.T.E.

FIG. 20.- Variació de la topografia del front deltaicdurant aquest període (MALDONADO, 1972).

9.- ALGUNES QÜESTIONS CLIMATIQUES RELACIONADES AMB L'EVOLUCIO DEL DELTA DE L'EBRE.-

Hom accepta que els al.luvions del Delta són els resultat de l'erosió produïda en els sòls de la conca de l'Ebre a conseqüència dels desequilibris originats en les terres d'aquesta. Però qui va erosionar-los va ser l'aigua de pluja, ocasionada per unes condicions climàtiques que varen marcar, dintre del més recent dels períodes climàtics, el Subatlàntic (500 anys a. C. fins avui), canvis importants en el clima de l'Europa Occidental i especialment que afectessin a la Conca de l'Ebre.

Les característiques més rellevants d'aquest període són semblants al període Atlàntic, amb un clima temperat i humit, però amb un ambient molt més fresc. Hom pot admetre que aquestes característiques no s'han mantingut durant tots aquests anys. Concretament entre els anys 1000 i 1200 d. C. existeix un episodi càlid anomenat Petit Optim Climàtic (P.O.C.). Des d'aquest moment fins a principis del s. XVI no existeixen canvis substancials de transició a un altra climatologia, com el que es va poder observar a la resta d'Europa, si no que a Ibèria aquesta fase de transició resulta pràcticament nul.la, és a dir, hi ha un canvi brusc del clima passant al que es ve acceptant com la Petita Edat Glacial, que ens arribà a afectar mig segle abans que a la resta d'Europa, mantenint-se durant tot el s. XVII (FONT TULLOT, 1986)

Es així que a principis de 1500 les condicions climàtiques a la península es presenten amb unes condicions totalment adverses al P.O.C., i per tant, ja que entendre que aquesta fase representa l'esdeveniment més singular durant l'últim mil.lenni.


Durant el s. XIV es va seguir amb la tònica d'un episodi càlid; més pluges i temperatures suaus que en l'actualitat.

Durant el XV, les tempestes de pluja procedents de l'Atlàntic hi dominaven, a excepció del quadrant nord oriental. Sembla ser que aquest segle fou un dels més plujosos i amb menys seques.

9.1.- LA PETITA EDAT GLACIAL.-

Aquesta fase climàtica es caracteritza pels hiverns extremadament curs. Prova d'això estan les gelades de l'Ebre a Tortosa en els anys 1503, 1506, 1573, 1590, 1624, 1693. Però és a partir de 1560 quan els freds es fan més forts; es calcula que a la gelada de 1693, l'Ebre a Tortosa tenia un gruix de gel pròxim als tres metres, i que durant els quinze dies següents hi varen baixar blocs de gel.

Hi ha que remarcar que els freds no varen ser continus. Hi ha períodes de temps sense importants notícies "fresques"; hi destaquen els períodes de 1512-1528 i 1540-1549. També hi ha que afegir les notícies d'estius molt extremats, com a 1518 al centre d'Ibèria; les elevades temperatures del gener de 1527, a la vessant Atlàntica, provocant el desglaç i conseqüentment importants inundacions; la bonança de la tardor de 1543 a casa nostra, on varen florejar els rosers al desembre; i la relativa freqüència dels estius molt càlids al s. XVI. Entre tots aquests extremismes, a Catalunya principalment durant el segle XVI, podien coexistir les secades i les inundacions dintre d'un mateix any.

Tots aquests extremismes varen conduir a l'esterilitat i sequera de moltes terres, bàsicament en el centre de la península

Respecte als segles següents, XVIII i XIX, el clima va ser desconcertant. A molts llocs es varen aconseguir veritables records de temperatura per ambdós extrems. A les nostres terres es va gelar l'Ebre diverses vegades: a 1709,1766, 1784, 1788, 1829 i 1891. A pesar de tot les fases càlides varen prevaler sobre les fredes durant el segle XVIII.

Alguns dels trastorns que es varen donar durant els s. XVIII i XIX, alguns autors els atribueixen a l'extremada freqüència de les erupcions volcàniques que varen tenir lloc durant aquets anys, les quals entelaven de pols l'atmosfera i provocaven llur desestabilització.

El nostre segle es caracteritza bàssicament per un petit increment de la temperatura, afavorit entre altres coses per l'efecte hivernacle, que si més no ha provocat un important retrocés de les geleres al Pirineu i en conseqüència de reserves hídriques, així com també un increment negatiu de les pluges mitges anuals.

Veient aquests fenomens climàtics i llur relació directa amb importants avingudes i conseqüentment un més gran aport de sediments del que hi devia d'existir, hom creu que es pot fer molt més comprensible la importància d'aquesta fase climàtica en la formació de part de la plana deltaica. La qual cosa pot resultar pràcticament impossible en l'actualitat, ja que els embassaments impossibiliten un transport homogeni dels materials erosionats.


10.- BIBLIOGRAFIA

AGUSTI, J.; ANADON, P.; JULIA, R.; (1.983) "Nuevos datos sobre el Plioceno del Baix Ebre. Aportación a la correlación entre las escalas marina i continental" Act. Geol. Hisp. t. 18, 123-130 Barcelona

ALOïSI, J.C. et al. (1979) Dynamique des suspensions et mécanismes sédimentogénétiques sur le plateau continental du Golfe du Lion. C. R., Acad. Cs. Paris, 289, P 879-882

ALONSO, B. y MALDONADO, A. (1986) Metales pesados en la plataforma continental del Delta del Ebro: influencia antropogénica y procesos sedimentarios. Sistema integrado del delta del Ebre. Estudio interdisciplinar.

ARREDONDO, F. (1982) Estudio bibliográfico del Medio físico en el Delta del Ebro. Consideraciones previas acerca de su estabilidad y de su calidad en el contexto de los cambios antrópicos recientes. Cons. Interc. de les Terres de l'Ebre. Gen. de Catalunya. Tortosa.

ARASA TULIESA, A. (1985) Estratigrafia i sedimentologia de los materiales Plio-Cuaternarios de la fosa Baix Ebre. Tesis Licenc. Dep. Est. y Geol. Hist. Univ. Barcelona.

ARASA TULIESA, A. (1986a) Las paleoplayas pliocenas del "Baix Ebre". Tarragona. XI Cong. Esp. de Sedimentologia. L. Resumenes de comunicaciones. Barcelona.

ARASA TULIESA, A. (1986b) El Baix Ebre: Condicionaments de Localització i Recursos del Territori. in: Diagnosi Comarcal del Baix Ebre. de J. Grau i J. Sorribes, (C.I.T.E.) Dep. Pol. Territ. i Obres Públ.. Gen. de Catalunya.

ARASA TULIESA, A. (1986c) Aspectes geogràfics de l'Ebre Català. Cursos teòrico-pràctics de Conèixer l'Ebre. ICE, C.A.E.

ARASA TULIESA, A. (1987) El Montsià: Condicionaments de Localització i Recursos del Territori. in: Diagnosi Comarcal del Montsià. de J. Grau i J. Sorribes, (C.I.T.E.) Dep. Pol. Territ. i Obres Públ.. Gen. de Catalunya.

ARASA TULIESA, A. (1989) Itinerari Geològic pel Delta de l'Ebre. in: 10 Sortides per la Catalunya Sud. 2n. Symposium sobre l'Ensenyament de les Ciències Naturals. Tarragona

ARASA TULIESA, A. (1990) Aproximació a la geologia del Delta de l'Ebre. Museu del Montsià. Documentació interna per a l'elaboració de l'Exposició: EL DELTA DE L'EBRE

BALLESTER,A., GARCIA,M. Y JULIA,A. 1986 Consideraciones finales sobre las características estacionales de la circulacions ante el delta del Ebre. Sistema integrado del delta del Ebre. Estudio interdisciplinar).

BAYERRI, E. (1934-1935) Historia de Tortosa y su comarca. Moderna de Algueri, Tortosa, Vol. II. 704p. Y Vol. II, 741 p.

BLOCH, M.R. (1965) A hypothesis for the change of ocean levels depending on the albedo of the polar ice. Palaeogeog., Palaeoclim., Palaeoecol., 1: 127-142

CALLIS, L.M; ARCILLA, A.S.; GARCÍA, M; MONSÓ, J.L.; COLLADO, F. ALVAREZ, E.; LOPRESTI, A. (1988) Analisi i proposta de solucions per a estabilitzar el delta de l’Ebre. Estudi morfològic. Generalitat de Catalunya.


CARRERAS-CANDI, F (1911) Geografiía General de Catalunya. Ed. Catalanes. Barcelona

COMIN, A. (1981) Limnologia de las lagunas costeras del Delta del Ebro. T. Doct. Univ. de Barcelona.

DIFERENTS AUTORS (1986) Sistema integrado del delta del Ebre. Estudio interdisciplinar. Madrid

DURAND-DELGA, M. et FONTBOTE, J.Mª. (1980) Lecadre structural de la Méditerranée occidentale. Mem. B.R.G.M., 115, 67-85

ENCICLOPEDIA CATALANA (1984) Gran Geografia Comarcal de Catalunya. t. 13, El Baix Ebre i Montsià. Enciclopedia Catalana. Barcelona.

FONT TULLOT, I. (1986) Cambios climáticos en la Península Ibérica durante el último milenio, con especial referencia a la "Pequeña Edad Glacial" in: F. López-Vera (Ed) Quaternary Climate in Western Mediterranean

GALLOWAY, W.E. (1975) Process framework for describing the morphological and stratigraphic evolution of the deltaic depositional systems.in: M.L. Broussard (ed). "Delta Models for Exploration". Houston Geological Society. Houston (Texas), pp. 87-98.

GORRIA, J. (1880) Navegación y riegos en la región inferior del Ebro. Imprenta la Guirnalda, Madrid: 32p

GUILLEN, J.; CAMP, J.; DIAZ, J.I.; FARRAN, M.; & MALDONADO, A. (1989) Hydrodynamic and bed configurations on the lower Ebre River. 4th Intern. Conf. on Fluvial Sedimentology. Barcelona, Sitges, Oct. 1989.

GUILLEN, J. (1992) Dinámica y balance sedimentario en los ambientes fluvial y litoral del Delta del Ebro. Tesis Doctoral. CSIC, Univ. Pol. Catalunya, Univ. Barcelona, 580 p.

HIDROTECHNIC CORPORATIONS S.A. (1966) Proyecto de saneamiento y riegos del delta del Ebro. Ministerio de Agricultura. Inst. Nac. de Colonización. Madrid.

I.C.H.N. (1977) Els sistemes naturals del delta de l'Ebre. Inst. Cat. d'Hist. Nat. nº 8. Barcelona.

I.G.M.E. (1986) Mapa Geológico de la Plataforma Continental Española y zonas adyacentes. Hoja 41-42, Tortosa - Tarragona. Inst. Geol. Min. Esp. Madrid.

INTITUD CARTOGRAFIC DE CATALUNYA (1986) Cartografia de Catalunya dels segles XVII i XVIII. Edita, Inst. Cart. de Catalunya

INTITUD CARTOGRAFIC DE CATALUNYA (1986b) Mapa d'usos del sòl de Catalunya, 1:250.000. Ed. Inst. Cart. de Catalunya

INTITUD CARTOGRAFIC DE CATALUNYA (1987) El delta de l'Ebre en el fons de la cartoteca. v.2 Imatges. Inst. Cart. de Catalunya. (Informe intern)

MALDONADO,A. y RIBA, O. (1971): El delta reciente del Ebro: Descrpción de ambientes y evolución. Act. Geol. Hisp., VI (5), pp. 131-138

MALDONADO, A. (1972): El Delta del Ebro: Estudio sedimentológico y estratigráfico. Tesis Doct. Boletin de Estratigrafia, pp.1-486. Univ. Barcelona.

MALDONADO, A. (1975) Sedimentation, Stratigraphy and Development of the Ebro Delta, Spain. in: M.L. Broussard (ed). "Delta Models for Exploration". Houston Geological Society. Houston (Texas), pp. 311-338.


MALDONADO, A., RIBA, O., SERRA-RAVENTOS, J. (1975): Flèches Sédimentaires du Delta de l'Ebre. Developement et Evolution. IXth Inter. Cong. of Sedim., Nice. Fiel Guide to Trip 16. pp. 59-65

MALDONADO, A. y ZAMARREÑO, I. (1983) Modelos sedimentarios en las plataformas continentales del Mediterráneo español: factores de control, facies y procesos que rigen su desarrollo. Estudio oceanográfico de la plataforma continental. Semin. Interdisc. Cadiz, 1983. Ed. J. Castellví.

MALDONADO, A. (1985) Evolution of the Mediterranean Basins and a Detailed Reconstruction of the Cenozoic Paleoceanography. in: Margalef, R. (Ed.) 1985. Western Mediterranean, Key Environments, Pergamon Press, Oxford, New York, p. 17-59.

MARIÑAS, J. F. y TEJEDOR, L. (1986) Modelo numérico de simulación hidrodinámica del Delta del Ebro. Sistema integrado del delta del Ebre. Estudio interdisciplinar)

MAUFFRET, A. (1976) Etude geodynamique de la marge des illes Balears. These Doct. Univ. Pierre et Marie Curie. Paris.

MÖRNER, N. (1971) Eustatic changes during the last 20.000 years and a method of separating the isostatic and eustatic factors in an uplifted area. Palaeogeog., Palaeoclim., Palaeoecol., 9: 153-181

PALANQUES, A. (1987) Dinámica Sedimentaria, mineralogía microcontaminantes inorgánicos de las suspensiones y de los sedimentos superficiales en el Margen Continental del Ebro. Tesis Doctoral. Univ. Pol. Catalunya. Barcelona, 450 p

PORTA, J. y MARTINELL, J. (1981) El Tyrrheniense Catalán, síntesis y nuevas aportaciones. Dep. Paleont. Univ. Barcelona

READING, H.G. (editor) (1978) Sedimentary environments and facies. Blackwell Sc. Publ. SE-115

REHAULT, J.P (1981) Evolution Tectonique et Sedimentaire di Bassin Ligure (Méditerranée Occidentale). Paris. Iniv. Pierre et Marie-Curie. T. Doctoral d'Etat. 132 pp.

RIBA, O.; BOLOS, O. de; PANAREDA, J.M.; NUET, J. I GONSALBEZ, J. (1979) Geografia física dels Països Catalans. Ed. Kretes. Barcelona.

RIBA, O. (1981) Aspectes de la Geologia Marina de la Conca Mediterrània Balear durant el Neogen. Mem. R. Acad. Cièn. i Arts de Barcelona

RIBA, O. (1981b) Canvis de nivell i salinitat de la Mediterrània occidental durant el Neogen i el Quaternari. Treb. Inst. Cat. Hist. Nat., 9: 45-62

SOLE SABARIS, LL.; ET AL. (1958) Geografia de Catalunya. Ed Aedos. Barcelona.

SOLÉ SABARIS, L.; MACAU, F.; VIRGILI, C.; LLAMAS, M.R. (1965) Sobre los depositos pliocenicos i cuaternarios del Bajo Ebro. Mem. Com. Inst. "Jaume Almera". t. I, pp 83-92, 2 fig. Barcelona

SOLER, R.; MARTINEZ DEL OLMO, W.; MEGIAS, A.G. y ALBEGER, J.A. (1983) Rasgos Básicos del Neógeno del Mediterráneo Español. Mediterránea Ser. Geol. 1: 71-82

STOECKINGER, W (1976a) Valencian gulf offer deadline nears. The Oil and Gas Journal, 29/3/1976. pp. 197-204

VARELA, J.M.; GALLARDO, A. y LOPEZ DE VELASCO, A. (1986) Retención de sólidos por los embalses de Mequinenza y Riba-Roja. Efectos sobre los aportes al delta del Ebro. Sistema integrado del delta del Ebre. Estudio interdisciplinar


VERDAGUER, A. (1983): La plataforma continental silicicoclática del Ebro (Mediterráneo Nor-Occidental) Tesis Doct. Univ. Barcelona.

ZAZO, C.; GOY, J.L.; HOYOS, M.; DUMAS, B.; PORTA, J.; MARTINELL, J.; BAENA, J.; AGUIRRE, E.; (1981) Ensayo de síntesis sobre el Tirreniense peninsular español. Estud. geol., 37: 257-262


aproximacio a la geologica del delta de … · presentacio hom reconeix la importància que...

Documents