Geografia física


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Autor: XPN

La piedra calcárea es la componente de casi la totalidad del macizo. Con el paso del tiempo, al entrar en contacto con el agua y el aire, ha proporcionado, por fenómenos de disolución, la formación de los procesos llamados cársticos: es decir, cuevas, simas, dolinas.

Muy distinta es la zona de Eramprunyà, caracterizada por asperones y conglomerados de colores rojizos que conforman un paisaje muy escarpado.

El relieve más destacado del paisaje del Garraf es el modelado cárstico. El relieve cárstico es propio de las regiones calcáreas, donde la acción erosiva del agua se ejerce principalmente por medio de fenómenos de corrosión superficial y subterránea de las calcáreas, originando unas formas de relieve específicas y unos determinados fenómenos de circulación hídrica. Por extensión, también se llama cárstico cualquier relieve caracterizado por procesos de corrosión de las rocas yesosas (grosor) y salinas.


La morfología cárstica del macizo condiciona la hidrología de la zona. De esta manera, la cuenca de drenaje viene definida por las aguas superficiales, prácticamente nulas, y las aguas subterráneas, entre las que destaca el río subterráneo de la Falconera, con un recorrido de 600 m, una profundidad sobreel nivel del mar de 81 m y un caudal medio del orden de 500 l/s, llegando a los 200 l/s en períodos de veraneo y a los 10.000 l/s en fuertes avenidas.

La situación costera determina un clima típicamente mediterráneo: lluvias en primavera y en otoño, escasas pero torrenciales, y temperaturas suaves; inviernos templados y veranos calurosos y secos.

 

Geografía física [versión pdf, 69 kB]

Litología


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Autor: Kim Castells

Las rocas


El conocimiento de las rocas es imprescindible para el estudio de la geología y el relieve del Garraf.

"Roca" es un término genérico con el que se designa todo material, conjunto de minerales, constitutivo de la corteza terrestre, de origen natural y generalmente en estado sólido. Las rocas han sido clasificadas siguiendo criterios diferentes. Normalmente se suelen dividir en tres grandes grupos: rocas ígneas, rocas sedimentarias y rocas metamórficas.

Las rocas ígneas, llamadas también magmáticas, son las que se han consolidado a partir de un material fundido o semifundido (magma). Cuando el magma se ha solidificado, más o menos lentamente, en el interior de la Tierra, se les llama rocas intrusas o plutónicas, como el granito. Si han salido de la corteza terrestre en forma de lava y se han solidificado en la superficie, entonces las llamamos rocas efusivas, extrusivas o volcánicas. En el Garraf sólo se encuentran rocas ígneas intrusivas, localizadas en algunos filones entre los materiales paleozoicos. El granito es más abundante hacia el Norte; en la Sierra de Collserola y a lo largo de la Cordillera litoral, a partir del Besós hacia el Norte.

Las rocas sedimentarias provienen de la alteración y erosión de rocas preexistentes, cuyos granos han sido transportados por el agua, el viento o el hielo y depositadas en un medio sedimentario. También incluyen las rocas de neoformación por precipitación química. Prácticamente todo está constituido por rocas sedimentarias.

Las rocas metamórficas son antiguas rocas ígneas o sedimentarias que han sufrido una transformación debido a un aumento de la temperatura o de la presión, o bien de las dos cosas a la vez, con la cristalización de nuevos minerales y la adquisición de texturas y estructuras particulares. Desde un punto de vista estricto, en el Garraf no hay rocas metamórficas. Los materiales paleozoicos del valle del Llobregat, marginales respecto al Garraf, han sufrido un metamorfismo general más o menos intenso. Los mármoles, esquistos, gneis y cuarcitas son rocas metamórficas.

 

Las rocas sedimentarias


Las rocas sedimentarias suelen agruparse en dos grandes grupos: detríticas y químicas. Las características de cada roca dependen del material originario en el área de procedencia, de los procesos de alteración o disgregación, los mecanismos de transporte y el ambiente del área en el que se ha depositado. Esto también está en relación con los procesos físicos y químicos de la transformación del sedimento o diagénesis.

La diagénesis es el conjunto de procesos, de cambios físicos, químicos y biológicos, modificaciones o transformaciones, ocasionado por una roca sedimentaria desde el momento de su deposición hasta que forma una roca coherente. En la diagénesis intervienen factores diversos, como la compactación, recristalización y cimentación.

Cemento es toda materia que une los elementos constituyentes de una roca sedimentaria. El cemento rellena los espacios intergranulares trabando los granos y concediendo al sedimento una coherencia que antes no poseía. El cemento puede ser carbonado, es decir, de calcio o dolomía, silicio, óxidos de hierro u otros elementos químicos.

 

a. Detríticas


Las rocas sedimentarias detríticas son constituidas por fragmentos de rocas preexistentes, normalmente unidas entre sí por cemento. Se suelen agrupar en tres grandes clases, según la textura o la dimensión de los granos.

Son ruditas cuando los granos tienen un diámetro superior a 2 mm; arenillas, entre 1/16 mm y 2/00 mm, y lutitas cuando son de un diámetro más pequeño de 1/16 mm. La terminología y las dimensiones indicadas son las más corrientes.

Los guijarros o cantos rodados de río son ruditas no consolidadas, y los conglomerados, ruditas consolidadas. A los conglomerados se les llama pudingas si los guijarros o fragmentos grandes son redondeados, y brechas si son canteados. Pero los guijarros no han sido depositados solos, sino mezclados con arena, barro y arcilla.

Esta parte más fina hace de pasta en medio de guijarros y recibe el nombre de matriz. Un conglomerado está compuesto por guijarros, matriz y cemento.

En el Garraf hay pudingas en los niveles inferiores rojizos del triásico (conglomerados con guijarros de cuarzo de Bruguers), y brechas en los niveles inferiores del jurásico.

Las arenas de playa y las dunas son arenitas no consolidadas, y los asperones, arenitas consolidadas. Los asperones, muy presentes en el Garraf (asperones rojizos de Eramprunyà y Bruguers), son rocas detríticas constituidas por arenas consolidadas, y, como los conglomerados, están constituidos por una matriz y cemento. Los elementos grandes son granitos de un tamaño inferior a 2 mm de diámetro, mayoritariamente de cuarzo. La matriz está compuesta por barro y arcilla. El cemento puede ser carbonatado o silicio (el cemento de los greses de Bruguers es silicio). Hay que indicar que la textura de la matriz es relativa, en relación a los elementos más grandes.

Los barros y las arcillas son rocas de la clase de las lutitas, a menudo blandas y poco resistentes a la erosión. Los barros son rojizos por la presencia de óxidos de hierro, o negros, a causa normalmente de la presencia de materia orgánica. Una pizarra es una lutita consolidada y comprimida, que a menudo presenta una estructura frondosa.

 

b. Químicas

 

Las rocas sedimentarias químicas, o de origen físico-químico, provienen principalmente de la precipitación de los minerales disueltos en agua. Las más importantes son las carbonatadas (calcáreas, dolomías), pero también hay de silicios (sílex), carbonadas (carbones y aceites minerales), salinas (sal gema, silvinita, yeso), fosfatadas o ferruginosas. En el Garraf dominan las rocas sedimentarias carbonatadas de origen químico: calcáreas y dolomías. También hay margas, aunque más localizadas.

La calcárea es una roca sedimentaria carbonatada que contiene más de un 50% de carbonato de calcio (CaCO3). Las calcáreas están formadas esencialmente de calcita, con la que se mezclan elementos detríticos en poca cantidad, como la arena, el barro, la arcilla, o elementos orgánicos. Las calcáreas tienen una dureza débil (se rayan fácilmente con un cuchillo), y en estado frío hacen efervescencia (les salen burbujas de CO2), cuando se les echa ácido clorhídrico diluido, hecho que las diferencia de las dolomías, que en condiciones normales no lo hacen.

Las calcáreas suelen contener fósiles: de aquí viene su importancia en los estudios geológicos. A menudo están constituidas por la acumulación de piedras calcáreas y esqueletos compactados y cimentados con calcita.

La dolomía es una roca sedimentaria carbonatada que contiene más de un 50% de dolomita o carbonato de calcio y magnesio, CaMg(CO3)2. El origen de las dolomías ha sido muy discutido y suelen diferenciarse las dolomías primarias de las secundarias. Las dolomías primarias son consecuencia de la precipitación directa de la dolomita, y están formadas, a menudo, en las lagunas litorales de países cálidos. Las dolomías secundarias, más abundantes, se deben a la sustitución total o parcial de la calcita de las calcáreas por la dolomita, mediante un proceso llamado dolomización. La dolomización puede ser precoz cuando ocurre justo durante ladiagénesis; en estos casos suele tener relación con una circulación de agua ricas en magnesio, más o menos cálidas, a causa de las fracturas de la roca.

La dolomía hace poquísima efervescencia con el ácido clorhídrico en frío, pero aumenta si la roca es pulverizada o bien el ácido está caliente.

Entre las calcáreas y las dolomías puras hay toda una serie de modalidades en relación con su composición relativa. Se habla de calcáreas dolomíticas cuando tienen de un 10 a un 50% de dolomía.

Una roca emparentada con la calcárea es la marga. La marga es una roca sedimentaria constituida por una mezcla de caliza y arcilla. Está entre las calcáreas arcillosas y las arcillas calcáreas. Así, se habla de calcáreas margosas (entre un 5 y un 35% de arcillas), de margas (entre un 35 y un 65% de arcillas) y margas arcillosas (entre un 65 y un 95% de arcilla). Las margas son menos compactas y más blandas que las calcáreas, y no tan plásticas como las arcillas. Tienen aspecto terroso, son bastante friables y poco resistentes a la erosión. La marga hace efervescencia en contacto con el ácido clorhídrico diluido.

Las evaporitas son rocas sedimentarias químicas ricas en cloruros y sulfatos, en los que se depositan a causa de la precipitación de las sales provocada por unas concentraciones elevadas, producto de la evaporación intensa de las aguas marinas o continentales, dentro de unas cuencas de circulación restringida y poco profunda. Las sales se sedimentan en función inversa a su solubilidad. Son ejemplo el yeso, la anhidrita, la halita, la carnalina y la silvanita. Tan sólo el yeso -sulfato de calcio hidratado- está presente en el Garraf. Se localiza en el Muschelkalk medio y en Keuper.

Geologia


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Autor: XPN

La geología del Garraf ha sido estudiada desde los inicios de las búsquedas geológicas en Cataluña. Ya en 1897, J. Almera publicó el mapa geológico escala 1:40.000 del sector situado entre el río Anoia y el mar, y al año siguiente escribió los resúmenes de unas excursiones científicas hechas al macizo del Garraf. Más tarde, N. Llopis Lladó, en el conjunto de sus búsquedas sobre los catalánidos, se interesó de una manera especial por el Garraf, sobre todo porque sentía una gran afición por los descubrimientos espeleológicos, de los que fue un gran promotor en Cataluña.

El Instituto Geológico y Minero de España (IGME) ha publicado un resumen de los conocimientos actuales sobre la geología y litología del Garraf en las memorias de los mapas geológicos, concretamente en la página número 448 (el Prat de Llobregat), escala 1:50.000, y la página número 42 (Tarragona), escala 1:200.000.

El sector con materiales triásicos ha sido muy bien estudiado por C. Virgili.
A grandes rasgos, el Garraf es un macizo compuesto por una cobertura gruesa y compacta de dolomías y calcáreas del jurásico y cretáceo, que reposan sobre las calcáreas y asperones del triásico, los cuales, al mismo tiempo, se encuentran sobre los materiales paleozoicos. El conjunto del macizo está inclinado o hundido hacia el sureste. En el interior hay pliegues y numerosas fallas. Esto, añadido al carácter extensivo de las calcáreas y dolomías más superficiales, dificulta el estudio estratigráfico.

 

 

El zócalo paleozoico


El perfil geológico permite observar que el Garraf presenta una estructura de conjunto hundida hacia el suroeste, de manera que las capas de las rocas más antiguas, pertenecientes al paleozoico, sólo afloran en el margen oriental del macizo, en pleno valle del Llobregat, en la franja entre Gavà y Sant Boi, hacia Pallejà y Martorell. Más hacia el Este, el paleozoico desaparece tapado por los aluviones y otros materiales cuaternarios y terciarios, que, no obstante, vuelven a aflorar en la Sierra de Collserola. Hacia el Oeste los materiales paleozoicos se hunden progresivamente bajo las rocas del mesozoico.

A grandes rasgos, el paleozoico está constituido por las micacitas, filitas y los exquisitos cuarzos de ordoviciano, las filitas, sericitas y cuarcitas con graptolitas de siluriano, las calcáreas nodulosas con orthoceras y los calcosquistes con tentaculirtos del devoniano, así como las cuarcitas, los esquistos arenosos, las liditas, las calcáreas y los conglomerados de carbonífero. El conjunto del paleozoico se presenta como todo un complejo, lleno de fracturas y numerosos encabalgamientos. Hay que tener presente que estos materiales han sufrido los efectos de dos grandes orogenias, la herciniana y la alpina, y de un metamorfismo general más o menos intenso.

El paleozoico que aflora en el margen oriental del macizo del Garraf corresponde a las rocas del ordoviciano y el siluriano; el devoniano y el carbonífero prácticamente sólo afloran en una franja alargada entre Gavà y Bruguers. La carretera que une estos dos puntos corta el frente del encabalgamiento de los materiales devónicos, más antiguos, sobre los del carbonífero, más recientes.

 

 

La cobertura triásica


Sobre los materiales paleozoicos se depositaron, discordantes, los conglomerados y asperones del comienzo del triásico y posteriormente arcillas calcáreas y dolomías del mismo período. El triásico se suele dividir en tres pisos, los tres presentes en el Garraf: Buntsandstein, Muschelkalk y Keuper. Los tres son de una litología característica que permite diferenciarlos sobre el terreno y con relativa facilidad, aunque, como en todo el Garraf, las numerosas fallas que dislocan las capas hacen difícil su seguimiento en algunos lugares.

 

 

El Buntsandstein

 

Las colinas con materiales paleozoicos que bordean el valle del Llobregat están coronadas por un conjunto de riscos rojizos, más o menos visibles desde Castelldefels hasta Sant Andreu de la Barca y Castellví de Rosanes. Muy vistosos en los alrededores de Bruguers, donde el acantilado cae casi vertical desde el castillo de Eramprunyà hasta la ermita de Bruguers. Se trata de un frente de costa fracturado en puntos diferentes, hecho que determina su irregularidad en el relieve.

Estas rocas rojizas corresponden a un momento de la historia geológica llamada Buntsandstein, época inferior del triásico, primer período del mesozoico. El Buntsandstein está constituido por rocas de origen continental, es decir, depositadas en un continente. De ahí su color rojizo. El Buntsandstein reposa discordante sobre el paleozoico, hecho que indica que entre la sedimentación paleozoica y la triásica hubo un período de erosión y movimientos tectónicos.

Hay que tener presente que a finales del paleozoico tuvo lugar la orogenia herciniana, que, además de otros fenómenos, se manifiesta con el levantamiento de los materiales sedimentados anteriormente, que se doblarán, y con la intrusión granítica; esta intrusión no afecta directamente al Garraf, pero los granitos están presentes en Collserola. El relieve resultante se vio afectado por un largo proceso de denudación y erosión que lo arrasó configurando superficies suaves o penillanuras. La Calma del Montseny, por ejemplo, es un residuo de ello. En el Garraf no hay restos visibles, pero se sabe que por encima se depositaron los materiales triásicos que la fosilizaron. Al denudarse progresivamente la cobertura triásica debería aparecer la penillanura, pero ocurre que, a medida que la cobertura triásica se erosiona y desaparece, la penillanura que va apareciendo también se va destruyendo, evolucionando así hacia un relieve de piedras con entresurcos estrechos, vertientes bastante inclinadas y valles hundidos, tal como las actuales colinas paleozoicas sobre las que hubo una penillanura.

La base del Buntsandstein está constituida por un conglomerado, bien identificable por la abundancia de guijarros blancos redondeados y alisados de cuarzo, entre otras cuarcitas y pizarras, y de una pasta arenosa de color rojizo que hace de matriz. Por encima hay niveles de conglomerados con niveles cada vez más numerosos de asperones. Los conglomerados tienen muy a menudo pequeños guijarros. Llega un punto en el que prácticamente sólo hay asperones con lunares o niveles muy delgados de microconglomerados.

A veces, los asperones presentan una estratificación cruzada, es decir, con capas compuestas de lechos elementales dispuestos oblicuamente en relación con los límites de la capa. Las capas duras de asperones y conglomerados pasan progresivamente a niveles más arcillosos, no tan compactos, situados sobre el risco. Las arcillas son primero rojizas y después verdosas.

 

 

El Muschelkalk


Las arcillas del fin del Buntsandstein ya denotan la tendencia a un cambio en las condiciones ambientales de sedimentación. De unas condiciones claramente continentales se va pasando a unas condiciones marinas, que caracterizaron un primer momento del Muschelkalk, o segundo piso del triásico. El Muschelkalk se subdivide en inferior, medio y superior; el primero y el último se caracterizan por una sedimentación marina con calcáreas y dolomías, y el segundo por unas condiciones continentales con arcilla y yesos.

El Muschelkalk inferior corresponde a un momento en el que las aguas marinas invadieron los asperones y las arcillas del piso anterior. Está formado por dolomías grises y calcáreas en masa con algunos niveles con nódulos de sílex.

Pero después hubo una regresión marina; es decir, las aguas del mar se retiraron dejando al descubierto las dolomías del Muschelkalk inferior, sobre las cuales se depositaron arcillas rojizas con un nivel de asperones arcillosos, de carácter continental, que son las que definen el Muschelkalk medio.

Pero de nuevo una trasgresión marina hizo que las aguas ocupasen el territorio, en el que se sedimentaron de nuevo las dolomías y calcáreas en masa, propias del Muschelkalk superior.

Esta alternativa litológica queda bien reflejada en el relieve actual. Las calcáreas y dolomías han dado lugar a relieves abruptos, y las arcillas han configurado unos relieves suaves, a pesar de que la teutónica ha trastocado la sucesión normal de los estratos.

 

 

El Keuper


Sobre los materiales del Muschelkalk superior suelen encontrarse restos de rocas del Keuper, tercer piso del triásico. Está constituido por niveles margosos: calcáreas margosas, margas amarillentas y, al final, margas yesosas abigarradas. El Keuper está poco extendido en el Garraf: hasta los niveles margosos yesosos, no suelen encontrarse.

 

 

La cobertura jurasicocretácea


Sobre las margas del Keuper hay una serie muy compacta de dolomías y calcáreas de un grosor superior a los 1.000 metros. Si bien la presencia de esta cobertura ha sido estudiada y delimitada desde la antigüedad, sobre todo a partir del mapa geológico de Almera (publicado en 1897), la datación ha sido objeto de discusión hasta no hace mucho tiempo. La causa ha sido la escasez de fósiles de macrofauna. Algunos autores creían que el paquete de dolomías y calcáreas pertenecía en bloque al cretáceo. Los estudios más recientes de la microfauna fósil han hecho posible diferenciar unos niveles inferiores dolomíticos, pertenecientes al jurásico, y otros superiores calcáreos, claramente del cretáceo. El área ocupada por estas dolomías y calcáreas constituye el Garraf en el sentido más estricto y característico.

 

 

Los materiales jurásicos


El jurásico está constituido por un gran paquete de dolomías negras bien perceptibles en el paisaje por su tonalidad más oscura respecto a las calcáreas blancas y grises del cretáceo.

Las dolomías suelen ser compactas y fétidas, y dan lugar a relieves superficiales de aspecto ruiniforme, como en la región de les Agulles. Recordemos, por ejemplo, las Dolomites dels Alps, montañas constituidas esencialmente por dolomías y modeladas con un relieve muy arisco y abrupto.

En la base de las dolomías jurásicas y sobre los materiales del Keuper hay unos niveles de brechas, conglomerados con guijarros cantonados. El grueso de estas brechas es muy variable, aunque pocas veces supera los 10 metros. Los guijarros son originarios de las calcáreas y dolomías del Muschelkalk, y su presencia ha sido objeto de numerosas discusiones. Se cree que entre la sedimentación del Keuper y del jurásico hubo un período de erosión que denudó parte de los materiales de Keuper.

 

 

Los materiales cretáceos


El cretáceo del Garraf se caracteriza por unas capas potentesy extensas de calcáreas que afloran en gran parte del macizo.

A finales del jurásico ya dominaron unas condiciones lacustres con la formación de dolomías laminares con bancos de calcáreas grises. En algunos lugares la serie jurásica pasa progresivamente a la cretácea. En otros se intercala un nivel de brechas parecido al de la base del jurásico, aunque menos desarrollado.

El cretáceo está constituido básicamente por un gran nivel de calcáreas compactas, de un color gris claro, de pátina blanca y con la intercalación de algún nivel dolomítico. En la parte superior del cretáceo hay niveles de margas grises y amarillentas o azuladas. Estas margas constituyen lugares poco inclinados, a menudo cultivados, sobre todo entre Vallcarca, Campdàsens y Jafra.

 

 

La orogenia alpina y los materiales terciarios


La regresión marina de finales del cretáceo deja el conjunto del Garraf emergido hasta el mioceno. A pesar de todo, durante este largo período sin sedimentación destacable ocurren fenómenos geológicos de gran importancia, tanto para el Garraf como para todas las cordilleras catalanas y el Pirineo. Durante el eoceno y hasta el mioceno tiene lugar la orogenia alpina; el resultado son las estructuras básicas del relieve actual de Cataluña, que modifican radicalmente el ambiente geológico existente hasta el momento.

Uno de los resultados es la individualización del bloque del Garraf, separado por un sistema de fallas, de la depresión prelitoral, el valle del Llobregat y el mar. En el interior, el bloque del Garraf se convierte en un auténtico mosaico tectónico, en el que es difícil seguir con detalle la estratificación normal mencionada anteriormente.

La representación de todas las fallas es prácticamente imposible, ya que son muy numerosas. Algunas son simplemente un quebrantamiento de una parte de la masa rocosa con un pequeño desplazamiento de pocos metros, a veces sólo de unos centímetros. En otras ocasiones son dislocaciones más importantes, con desplazamientos relativos de muchos metros y a lo largo de quilómetros. El carácter compacto de la roca y la uniformidad litológica en capas muy potentes hace que, a pesar de que las fallas son abundantes, son muy difíciles de observar por los no entendidos. Un excursionista normal sólo puede adivinarla cuando hay una alternancia clara de las capas y el contraste es importante en el mismo plano de la falla.

A consecuencia de la formación de algunas depresiones se depositaron nuevos materiales en el fondo de las mismas. La sedimentación más importante tiene lugar a lo largo de la fosa del Penedès, donde durante el mioceno se acumuló un gran grosor de arcillas, asperones y conglomerados. En el interior del macizo se formaron pequeñas fosas, donde también se depositaron materiales miocénicos que posiblemente cubrieron gran parte del Garraf. Una de estas fosas en las aún quedan materiales miocénicos es la de Olesa de Bonesvalls.

Después del mioceno continuaron las manifestaciones tectónicas que acabaron por definir el esqueleto del relieve actual.

A mediados del plioceno tuvo lugar una pequeña trasgresión marina que afectó el valle del Llobregat, en el que se formó una ría estrecha y alargada, de unos 20 km, hasta Castellbisbal. En su fondo se depositaron arcillas, margas, asperones y conglomerados. Cuando se retiraron las aguas, a finales del plioceno, se estableció la red hidrográfica, y a lo largo del cuaternario el Llobregat fue modelando diferentes niveles aluviales y la llanura deltaica, hasta obtener el relieve actual.

Relieve


El macizo del Garraf se presenta, en conjunto, como un bloque individualizado. En detalle es extraordinariamente más complejo y no es nada fácil adivinar todos los mecanismos locales. Una primera mirada al mapa geológico es suficiente para comprender que el bloque del Garraf es un mosaico tectónico lleno de fracturas y dislocaciones, cosa que dificulta el seguimiento de la estratigrafía, sobre todo teniendo en cuenta el carácter compacto de las calcáreas.

La morfología del Garraf está en relación con las tres grandes unidades estratigráficas: el zócalo paleozoico, la cobertura triásica y la cobertura jurasicocretácea. Las dos primeras permanecen localizadas en el sector oriental del macizo.

La estructura general del Garraf, con el relativo alzamiento del sector oriental y el encajamiento del Llobregat (ayudado sin duda por los factores tectónicos), ha sido bien esquematizado en el perfil geológico. El zócalo paleozoico queda al descubierto en la franja entre el curso del Llobregat y el macizo del Garraf. Se puede pensar que la denudación de los materiales triásicos ha ido dejando al descubierto la penillanura pretriásica. Esta penillanura, de la que podemos adivinar algún resto, ha sido disecada por los torrentes que conducen al Llobregat configurando las formas de las colinas y torrentes actuales.

La dureza de los conglomerados, asperones y calcáreas de la base de la cobertura triásica han determinado la formación de un relieve escarpado, repetido dos o tres veces, según el lugar. Diferentes fallas transversales han roto la continuidad y regularidad de estas costas, ya sea atenuándolas en el paisaje ya sea destacándolas. El nivel detrítico rojizo del Buntsandstein es el que constituye el risco más destacado entre Gavà y Begues. Sobre los asperones se suele encontrar un rellano, determinado por las arcillas y margas de los finales del Buntsandstein, sobre el que hay otro risco, constituido por las calcáreas del Muschelkalk inferior. Después del rellano originado por los materiales blandos del Muschelkalk medio hay un nuevo relieve abrupto correspondiente a las calcáreas y dolomías duras del Muschelkalk superior. Como ya se ha indicado, este esquema se encuentra a menudo modificado por fallas que atenúan el gradiente estratigráfico normal, o, como sucede en algún lugar, duplican la costa en un mismo nivel estratigráfico.

La cobertura jurasicocretácea constituye también algunas costas y se ha visto afectada por una primera fase tectónica de doblamiento y una segunda fase de fracturas y dislocaciones, casi siempre independientes de los pliegues; éstos han quedado como detalles menores ante la tectónica de fallas posteriores, que determina los rasgos del relieve actual. Llopis Lladó es quien ha estudiado esta estructura y ha descrito diferentes superficies de erosión, muy visibles sobre los materiales jurasico-cretáceos. Llopis habla, por ejemplo, de una superficie de erosión en el sector meridional de Morella, en la llanura de Basses en el monte de Olla. Estos relieves sepresentan suavemente inclinados hacia el Sur, dando la sensación de una superficie perfecta entre los 460 y los 350 metros, donde quedan bruscamente cortados por una vertiente abrupta que conduce hacia barrancos o fondos profundos y encajados.

 

 

El relieve cárstico

 

El relieve más destacado del paisaje del Garraf es el modelado cárstico. El relieve cárstico es el propio de las regiones calcáreas, en las que la acción erosiva del agua se ejerce principalmente mediante fenómenos de corrosión superficial y subterránea de las calcáreas, originando unas formas de relieve específicas y unos determinados fenómenos de circulación hídrica. Por extensión, también se llama cárstico todo relieve caracterizado por procesos de corrosión de las rocas yesosas (grosor) y salinas.

 

 

La carstificación

 

La carstificación es el conjunto de procesos que originan un relieve cárstico. La carstificación varía según el clima del lugar, la abundancia de agua y de dióxido de carbono y las características físicas y químicas de las rocas.

El fenómeno principal en la carstificación es la disolución de las rocas calcáreas, pero en condiciones normales el carbonato de calcio (CaCO3) es muy poco soluble en el agua. Es necesario que el agua (H2O) tenga una cierta acidez para que el proceso de disolución de las calcáreas se llegue a producir. Esta acidez se consigue cuando el dióxido de carbono o anhídrido carbónico (CO2), procedente de la atmósfera o de la fermentación de la materia orgánica, se mezcla o disuelve en agua dando lugar al ácido carbónico (H2CO3):

CO2 + H2O H2CO3


(1)


Pero este ácido siempre está disociado en estado iónico, de manera que la reacción se puede expresar más exactamente como:

CO2 + H2O H+ + HCO3


(2)


Al mismo tiempo, la calcita también puede disociarse en un estado iónico de la siguiente manera:

CaCO3 HCO3


(3)


Pero el ión CO3= producido reacciona rápidamente con el ión H+ formado cuando el CO2 se disuelve en agua (2), de manera que la disociación de la calcita tambén puede producir un ión bicarbonatado:

CO3= + H+ HCO3-


(4)


De estas reacciones se deduce que la disolución de la calcárea se produce alrededor dels sistema químico CaCo3 – CO2 – H2O. Este sistema es extremadamente complicado y sus mecanismos son mucho más complejos de lo que demostraría un análisis inicial. Hay que tener presente que ahora no tratamos de una reacción simple que produce la solución de la calcita, sino de un proceso que incluye toda una serie de reacciones reversibles y mutuamente interdependientes, que actúan a diferentes niveles, cada uno rehuido por fuerzas diversas de equilibrio; el resultado de todo este proceso es la corrosión de la calcárea o la formación de una roca nueva por precipitación de los carbonatos.

Aquí sólo hemos indicado los rasgos más generales del proceso. De una manera sintética podemos resumirlo en la fórmula general siguiente:

CaCO3 + H2O + CO2 Ca++ + 2HCO3-

El ión bicarbonatado (HCO3-) se deriva de dos reacciones diferentes, tal como se ha indicado en (2) i (4).

En la ecuación (4) la reacción del ión carbonatado (procedente de la disolución de CaCO3) y del ión hidrógeno (procedente de la disolución de CO2 en el agua) produce un desequilibrio entre la presión parcial de CO2 del aire en contacto con el agua y la del agua. Este desequilibrio ocasiona una entrada de CO2 procedente del aire en el agua, y esto permite una ulterior disolución de la calcárea.

Todas las reacciones mencionadas se producen en los dos sentidos, en función de las condiciones ambientales (especialmente del contenido de CO2 y de la temperatura). Una aportación de gas carbónico se traduce en la formación de bicarbonato, bien soluble en el agua; habrá corrosión. En cambio, una salida de gas carbónico conducirá a una reacción inversa, es decir, una descomposición del bicarbonato con la separación del gas carbónico y la deposición del carbonato de calcio: habrá precipitación. Ambos fenómenos, corrosión y precipitación, pueden alternarse muy rápidamente en el tiempo y en el espacio, en función de las modificaciones del medio, muchas veces aparentemente poco importantes (contenido de CO2, temperatura, presión).

El agua superficial en contacto con el aire, que siempre contiene una cantidad más o menos elevada de CO2, disuelve cierta cantidad de CO2, de manera que la presión parcial del gas disuelto es proporcional al de la atmósfera superior. Cuando el agua se infiltra y penetra por los niveles edáficos, ricos en materia orgánica, se enriquece en CO2. Cuanto más anhídrido carbónico contenga el agua más corrosión ocasionará a lo largo de su recorrido por las grietas superficiales de la roca. Por este motivo, en climas cálidos y húmedos en los que la aportación de materia orgánica es abundante y la descomposición es rápida (es decir, que la liberación de CO2 es máxima en el suelo) la acción corrosiva del agua es muy intensa.

El agua de la lluvia infiltrada en el suelo se satura de bicarbonatos de calcio en contacto con la calcárea; después de un recorrido más o menos largo por las grietas subterráneas puede ir a parar a lugares en los que la presión parcial de CO2 del agua sea inferior a la del aire con el que ha entrado en contacto. Entonces los bicarbonatos, poco solubles, se precipitan. En función de los cambios de equilibrio en la presión parcial del CO2 disuelto en el agua y del aire en contacto con el agua, una misma H2O puede producir corrosión y precipitaciones alternantes diversas veces.

El contenido del CO2 no es el único factor determinante del tipo y la velocidad de los procesos que originan las formas cársticas. La temperatura también tiene un papel destacado, a veces contraponiéndose a la acción derivada del contenido de CO2. El agua fría puede disolver más cantidad de CO2 que el agua templada, y como el CO2 es el agente determinante de la disolución calcárea, cuanto más elevado sea el contenido en el agua, mayor el poder disolvente o corrosivo; por tanto, el agua fría puede disolver más cantidad de caliza que el agua templada. A pesar de todo, el proceso y el resultado no son tan simples ya que, por ejemplo, esta acción diferencial de corrosión a causa de la diferente temperatura se suaviza por el hecho de que, al mismo tiempo, el agua templada tiene más poder de disolución del bicarbonato de calcio.

Cuando un agua fría se calienta, pierde capacidad de disolución de CO2 y se puede llegar a sobresaturar. Tal es el caso del agua infiltrada que se calienta atravesando niveles profundos con temperaturas superiores a las del exterior, que produce una precipitación abundante de calcita. En el caso de enfriamiento el mecanismo sería completamente el inverso, o sea, de corrosión.

No todas las rocas calcáreas se corroen del mismo modo. Las rocas más carstificables son las calcáreas puras, es decir, las que contienen más del 95% de carbonato de calcio. La solubilidad disminuye a medida que las rocas se van empobreciendo de carbonato de calcio.

Lo más común es encontrar calcáreas poco puras, que, una vez disueltas, dejan un residuo de elementos insolubles que suelen quedarse entre las grietas y los agujeros de disolución. Este material residual está constituido esencialmente por arcillas ricas en óxidos de hierro. Son las llamadas arcillas de descalcificación, a menudo conocidas también por terra rossa, nombre italiano que significa tierra roja.

La disolución progresa más rápidamente en las rocas ricas en carbonatos de calcio que en las ricas en carbonatos de magnesio (dolomías). Como podemos comprobar en la región de les Agulles, el aspecto de un relieve ruinoso es muy característico donde dominan las dolomías. Las dolomías suelen tener un grano gordo, a veces como bolitas; a causa de la alteración presentan un aspecto rugoso. Las dolomías puestas al sol brillan, ya que los cristales de dolomía reflejan la luz.

Hasta ahora sólo se ha hablado de la acción química en la formación del relieve cárstico. Pero a pesar de que esta acción es esencial, no es la única. Tenemos que pensar que también intervienen acciones físicas. La fuerza del agua, por ejemplo, produce una erosión mecánica importante, mayor si se tiene en cuenta que arrastra elementos indisolubles como las arcillas y las arenas.

 

 

Las formas del modelado cárstico

 

La formación de un modelado cárstico depende de las características físicas y químicas de las rocas y de las condiciones bioclimáticas del lugar, sobre todo de la abundancia del manto vegetal, de las precipitaciones o la aportación de agua y del régimen térmico.

El aparato cárstico está constituido por el conjunto de roquedal calcáreo, las fisuras, la porosidad, el agua y losfenómenos de disolución y erosión ligados a la circulación hídrica. Pero a menudo encontramos formas cársticas donde faltan algunas de estas circunstancias, como ocurre en algunos valles secos en los que no hay circulación de agua. Se habla entonces de un carsto muerto.

En función de la circulación hídrica podemos diferenciar tres zonas en el sistema cárstico: zona de absorción o superficial, zona interna de circulación y zona de emisión.

 

 

Formas superficiales

 

El paisaje cárstico normalmente es conocido por sus formas superficiales. Los subterráneos son difíciles de observar, a no ser que se esté preparado y se disponga de los medios técnicos y materiales necesarios. Sólo algunas cuevas o simas puestas al descubierto por obras públicas (carreteras) o, naturalmente, por la erosión, o las cuevas preparadas para las visitas turísticas (como las de Artá, el Drac y los Hams de Mallorca), pueden ser vistas sin ninguna dificultad.

Pero las formas superficiales del modelado cárstico son demasiado específicas para identificarlas con facilidad y adivinar la existencia de un relieve cárstico. Más o menos desarrolladas, la mayoría de las formas que explicaremos están presentes en el Garraf.

 

 

El lenar

 

El que pasea por primera vez por el Garraf seguro que se sorprenderá al ver que las rocas a menudo tienen unas superficies llenas de surcos, canales y agudas estrías. Se trata de una forma menor, pero seguramente la más característica del relieve cárstico, conocida con el nombre de lapiaz o lenar. Masas densas de surcos y canaladuras constituyen los campos de lenar, que puede ser simplemente un conjunto de canalitos de pocos centímetros -a veces milímetros- de profundidad, alargados para seguir la inclinación de la superficie de la roca, o bien zócalos de unos cuantos metros de profundidad.

Les características morfológicas del lenar dependen de la composición química y de la estructura de la roca y del volumen del agua. El lenar no es igual sobre calcárea que sobre dolomía.

En las calcáreas abunda el lenar de diaclasa o de llano de estratificación cuando las capas son verticales.

En las dolomías los lenares son más bien acanalados y alveolados, o bien adquieren formas más complejas debido a la disolución diferencial del carbonato de calcio y de magnesio. La corrosión progresa más rápidamente en las zonas más ricas en carbonato de calcio y deja destacado el sector en el que domina el carbonato de magnesio. De aquí viene el aspecto ruiniforme de los campos de lenares de las dolomías.

 

 

La dolina

 

Una dolina es una depresión cerrada en forma de embudo, circular u oval, de dimensiones variables (puede alcanzar más de un centenar de metros de profundidad), típica de las áreas cársticas y producida por efecto de la disolución superficial de las rocas carbonatadas o por el colapso de una una cavidad subterránea.

En el primer caso, las dolinas se suelen formar en el cruce dediaclasas y roturas por las que se deslizan fácilmente las aguas superficiales disolviéndose más las rocas próximas. La emigración de los carbonatos conduce a la pérdida de volumen, que a menudo determina el hundimiento, a veces lento, a veces parcialmente repentino, de la zona afectada, formando una depresión, más o menos en forma de embudo. Al fondo de lasdolinas hay simas o chimeneas de absorción del agua que cada vez recogen más cantidad. Al fondo de la dolina se acumula una gran cantidad de arcillas de descalcificación, que en ocasiones llegan a obstruir total o parcialmente los puntos de absorción del agua.

Hay lugares en los que las dolinas, abundantes y próximas, forman campos. Con el tiempo pueden unirse y constituir dolinas compuestas, conocidas por el nombre de uvalas. Una uvala es una depresión de forma ovalada originada por la coalescencia de una serie de dolines unidas por un proceso de evolución progresiva.

En el Garraf, las dolinas tienen un desarrollo escaso, pero hay varias, la mayoría situadas entre Campgràs y la Morella. Las dolinas son normalmente fáciles de reconocer en el terreno, gracias al hecho de que han estado a menudo aprovechadas para el cultivo, ya que al fondo se ha acumulado cierta cantidad de material de descalcificación de las rocas de la dolina y de las de sus vertientes circundantes; las aguas de la lluvia, pues, han arrastrado la tierra hasta la dolina. Otras dolinas son simples embudos, en cuyo fondo hay una sima; son dolinas pequeñas y sin material de descalcificación; son más difíciles de encontrar y, a veces, muy peligrosas, como en el caso de la sima dolina de la Fragata (Campgràs), donde el embudo de la dolina, de paredes muy inclinadas, es seguido por un pozo ancho y casi vertical de 28 m de profundidad.

Donde hay más dolinas es en Campgràs; una bastante grande ha sido cultivada hasta no hace mucho. También las encontramos entre Rascler y Morella, en el llano de Basses, donde hay dos muy grandes (la Bassa y l'Arbre), en el llano de Querol, y una bastante grande en el monte de Martell. Al Norte de Begues, en el llano de Ardenya, hay algunas pequeñas.

 

 

El poljé

 

El poljé es una depresión cerrada en un relieve cárstico, con bordes abruptos, de fondo llano, recubierto de tierra de descalcificación y de dimensiones grandes (de algunos hectómetros o diversos quilómetros cuadrados). Han sido originados por el derrumbamiento de los arcos de las cavernas, por la unión de dolinas y uvales, o bien por el hundimiento tectónico o procedente de una cuenca fluvial pequeña. El drenaje de la depresión se hace de manera subterránea, a través de unas simas llamadas ponor; si se modifica o impide el drenaje, el poljé se convierte en una ciénaga o un lago.

El valle de Begues se considera un poljé por la superposición de la erosión cárstica y de la estructura tectónica.

 

 

Los valles secos y ciegos

 

En los valles de relieve cárstico no suele haber agua corriente superficial. La formación de estos valles debe buscarse en tiempos pasados, en unos momentos en los que, ya fuera por la abundancia de agua, ya por una absorción insuficiente, el agua corriente moduló un valle profundo en relación con un nivel de base. Ahora sólo funciona en los momentos de lluvia, ya que una carstificación progresiva del valle ha hecho que las aguas sean engullidas desde la cabecera.

Se habla de valle ciego cuando se reconoce al valle por un curso de agua superficial, permanente o temporal, que desaparece en un engullidor a pie de un contrafuerte o en una depresión cerrada.

Llamamos valle seco a un valle antiguo, excavado en un relieve cárstico por un curso de agua superficial que actualmente no suele presentar circulación.

 

 

Formas subterráneas

 

Si bien las formas superficiales estudiadas son muy específicas del relieve cárstico, debemos saber que las más espectaculares son las que se encuentran bajo tierra (subterráneas). Ya se ha indicado que la visita a las cavidades subterráneas exige normalmente una preparación técnica y un material especializado, sin los cuales no es nada aconsejable introducirse en ellas, con la excepción de las cuevas preparadas para las visitas turísticas.

El conjunto de conocimientos científicos y técnicos de este mundo subterráneo está estudiado por la espeleología, ciencia que cada día tiene más adeptos. Ya son muy numerosos los espeleólogos que, atraídos por la aventura y la investigación, se adentran periódicamente en la oscuridad del mundo subterráneo para averiguar los misterios de este mundo silencioso.

A grandes rasgos, las cavidades se dividen en pozos, galerías y salas.

 

 

Los pozos

 

Los pozos son conductos cársticos penetrables por el hombre, con desarrollo vertical o subvertical, de carácter descendente y que presentan más profundidad que anchura.

Una sima es un pozo que se abre a la superficie. Las simas pueden tener orígenes diferentes. La mayoría son cavidades cársticas formadas por erosión directa a causa de un curso de agua, o bien por erosión inversa o ascendente aprovechando fisuras, grietas o diaclasas. Otras veces son cavidades formadas por el hundimiento de la vuelta de una caverna o del fondo de una dolina; en este caso, en el fondo del pozo hay gran cantidad de derribos, resultado del amontonamiento de los fragmentos caídos del techo.

 

 

Las galerías

 

Las galerías son conductos cársticos penetrables en los que predomina el desarrollo horizontal o subhorizontal. Cuando se abren al exterior se suelen llamar cuevas. Hay diferentes tipos de galerías y se suelen clasificar en función del régimen hídrico en el que se han formado, ya sea en condiciones de inundación total o caudal libre. La presión y la velocidad del agua y las características de la roca determinan la construcción de formas diferentes.

Cuando una galería presenta una pendiente fuerte recibe el nombre de rampa. Se le llama nébeda cuando la galería se estrecha y sólo se puede pasar estirado.

 

 

Las salas

 

La sala es una cavidad subterránea de dimensiones relativas, más importantes que las de los conductos que van a parar a ella. Generalmente se forma en la intersección de dos o más galerías, o de una galería y un pozo a la base de un pozo. Los cambios litológicos pueden favorecer el desarrollo de salas.

 

 

El relleno de las cavidades subterráneas

 

Dejando aparte las formas interiores de erosión, los factores que las determinan y los procesos que las producen, nos fijaremos ahora en el relleno de las cavidades, a partir del proceso de precipitación del bicarbonato de calcio. Se trata de las formas de reconstrucción que más llaman la atención por su espectacularidad.

Las estalactitas son las concreciones que cuelgan del techo de las cuevas. A menudo, justo debajo de una estalactita se forma otra concreción llamada estalagmita. La estalactita y la estalagmita se corresponden a veces, uniéndose hasta formar una columna. La estalagmita suele ser más plana.

Cuando las concreciones colgadas son más anchas, onduladas y de poco grosor, se les llama banderas.

Las coladas son revestimientos de concreciones que se extienden como un manto sobre las superficies, produciendo fuertes pendientes.

A menudo, todas las paredes de una cueva o de una sima quedan cubiertas por una capa de calcita precipitada. A veces se trata de una capa lisa al tacto, pero otras veces adopta formas diversas, más o menos arrugadas o rasposas.

 

 

La entrada y la salida del agua

 

En un relieve cárstico muy diaclasado, el agua de la lluvia se infiltra rápidamente por las rocas y la circulación superficial es escasa o casi nula, con la excepción del momento inmediato posterior a unos chaparrones intensos, en los que el agua no puede tragarse enseguida; entonces se forma una circulación superficial, que desaparece al cabo de poco rato.

Es muy conocido el fenómeno de la desaparición de una corriente de agua, cuando el líquido pasa de un relieve impermeable a uno cárstico. El agua penetra por un conducto amplio llamado engullidor.

Una surgencia es la salida de las aguas de un sistema cárstico. Se habla de resurgencia cuando el origen del agua es un río superficial, o unos cuantos, que han penetrado por el engullidor. Tal es el caso de Güells d'et Joeu, surgencia del agua de la cabecera del Essera que se adentra en el engullidor o agujero de Aigualluts. Se le llama exsurgencia cuando el agua proviene de la infiltración difusa, como en el caso de las fuentes del Llobregat.

En los macizos y montañas cársticas junto al mar la circulación hidráulica conduce directamente al mar y desemboca a veces por debajo del nivel actual del mar y/o en puntos situados mar adentro, a cierta distancia de la línea actual de costa, certificando que se instaló en épocas en las que el nivel del mar se situaba en cotas inferiores a la actual. Este es el caso del río de la Falconera, que es subterráneo y submarino.

 

 

La evolución del carsto en Garraf

 

El carsto de Garraf es policíclico, es decir, se ha ido formando a lo largo de ciclos diferentes. J. Montoriol ha establecido tres ciclos de carstificación durante el plioceno y el cuaternario. El primer ciclo tuvo lugar en una época inmediatamente postpontiana; el segundo, a finales del plioceno y comienzos del pleistoceno, y el tercero, en pleno cuaternario.

Del primer ciclo encontramos numerosas simas residuales que actualmente se encuentran colgadas y decapitadas por la erosión superficial (simas del llano de Basses y de les Agulles).

Del segundo ciclo son las simas situadas en lo profundo, pero colgadas sobre la vaguada actual, a veces con fuertes desniveles. La mayoría de las simas más profundas son de este ciclo; algunas se han rejuvenecidas y actualmente son simas activas, es decir, que la carstificación ha tenido lugar durante el segundo y tercer ciclo, como en el caso de las simas de la Ferla y l'Esquerrà.

Del tercer ciclo datan las simas situadas en el fondo de las dolinas bien conservadas (llano de Campgràs), en las grietas de los campos actuales de lenares o en el fondo de la vaguada actual de los torrentes y rieras. Estas simas aún no han alcanzado el máximo desarrollo y son activas.

 

 

El relieve en los asperones y conglomerados triásicos

 

Los conglomerados y asperones del Buntsandstein tienen un comportamiento muy diferente de las calcáreas, ya que se trata de rocas detríticas silícicas, en las que dominan partículas químicamente resistentes (cuarzos). La alteración afecta antes a la matriz y el cemento mediante procesos diversos. Los granitos se deshacen fácilmente una vez alterados el cemento y la matriz. A veces el simple tacto de la mano es suficiente para hacerlos caer.

El resultado de este proceso es la disgregación de la roca y la creación de unas formas redondeadas muy típicas de las montañas de asperones y conglomerados. Los agujeros, las cuevas y las grutas son frecuentes. En el lenguaje científico las cavidades pequeñas se conocen como alvéolos, y si son grandes se llaman talfoni o tafoni.

La disgregación de la roca es desigual, en relación sobre todo con las características del cemento y el grado de humedad. Una mancha de cemento o de matriz poco sólida se ataca más fácilmente y su alteración provoca un agujerito que, como retiene más humedad, facilita una meteorización más intensa, aún tendiendo a agrandarse cada vez más. Pequeños agujeros milimétricos se convierten en alvéolos centimétricos o decimétricos, pudiendo llegar a cavidades de unos cuantos metros, o tafoni. Es muy frecuente observar que la alteración se inicia en las diaclasas, en los llanos de estratificación o bien donde hay cambios litológicos.

Cerca de la ermita de Bruguers, hay algunas grutas y agujeros grandes (tafonis) y numerosos alveolos. Un tafoni ha llegado a atravesar una roca, de lo que ha resultado un puente natural.

A menudo se ha dicho que estas formas tienen un origen eólico, es decir, que son producidas por la acción del viento, a causa de redondeamiento de las cavidades. De hecho, el viento sólo tiene un papel secundario. El proceso inicial es más bien químico (alteración del cemento silicio) y a veces físico (cambios térmicos de la roca, gelivación). Estos procesos disgregan los granitos, y el viento y a veces también el agua o la gravedad limpian las paredes de las rocas arrastrando y removiendo los granitos sueltos hasta hacerlos caer fuera de la cavidad.

El relleu càrstic


El relleu més destacat del paisatge de Garraf és el modelat càrstic. El relleu càrstic és el propi de les regions calcàries on l'acció erosiva de l'aigua s'exerceix principalment mitjançant fenòmens de corrosió superficial i subterrània de les calcàries, tot originant unes formes de relleu específiques i uns determinats fenòmens de circulació hídrica. Per extensió, també s'anomena càrstic tot relleu caracteritzat per processos de corrosió de les roques gipsoses (gruix) i salines.

La carstificació


La carstificació és el conjunt de processos que originen un relleu càrstic. La carstificació és variable segons el clima de l'indret, l'abundor d'aigua i de diòxid de carboni i també segons les característiques físiques i químiques de les roques.

El fenomen principal en la carstificació és la dissolució de les roques calcàries. Però en condicions normals el carbonat de calci (CaCO3) és ben poc soluble en l'aigua. Cal que l'aigua (H2O) tingui una certa acidesa perquè el procés de dissolució de les calcàries s'arribi a produir. Aquesta acidesa s'aconsegueix quan el diòxid de carboni o anhídric carbònic (CO2), procedent de l'atmosfera o de la fermentació de la matèria orgànica, es barreja o dissol en l'aigua, cosa que dóna lloc a l'àcid carbònic (H2CO3):

CO 2 + H 2O H 2CO 3

(1)

Però aquest àcid sempre és dissociat en estat iònic, de manera que la reacció es pot expressar més exactament com:

CO 2 + H 2O H + + HCO 3

(2)

Alhora la calcita també pot dissociar-se en un estat iònic de la manera següent:

CaCO 3 HCO 3

(3)

Però l'ió CO3= produït reacciona ràpidament amb l'ió H+ format quan el CO2 és dissolt en l'aigua (2), de manera que la dissociació de la calcita també pot produir un ió bicarbonat:

CO 3 = + H + HCO 3 -

(4)

D'aquestes reaccions hom en dedueix que la dissolució de la calcària es produeix al voltant del sistema químic CaCo3 – CO2 – H2O. Aquest sistema és extremadament complicat i els seus mecanismes són molt més complexos que no demostraria una anàlisi inicial. Cal tenir present que ara no tractem d'una reacció simple que produeix la solució de la calcita, sinó d'un procés que inclou tota una sèrie de reaccions reversibles i mútuament interdependents, que actuen a nivells diferents, cadascun regulat per forces diverses d'equilibri; el resultat de tot aquest procés és la corrosió de la calcària o la formació d'una roca nova per precipitació dels carbonats.

Ací només hem indicat els trets més generals del procés. D'una manera sintètica hom en pot resumir el procés en la fórmula general següent:

CaCO3 + H2O + CO2 Ca++ + 2HCO3-

L' ió bicarbonat (HCO3-) és derivat de dues reaccions diferents, tal com s'ha indicat en (2) i (4).

En l'equació (4) la reacció de l'ió carbonat (procedent de la dissolució de CaCO3) i de l' ió hidrogen (procedent de la dissolució de CO2 en l'aigua) produeix un desequilibri entre la pressió parcial del CO2 de l'aire en contacte amb l'aigua i la de l'aigua. Aquest desequilibri ocasiona una entrada de CO2 procedent de l'aire en l'aigua, i això permet una ulterior dissolució de la calcària.

Totes les reaccions esmentades es produeixen en tots dos sentits en funció de les condicions ambientals, especialment del contingut de CO2 i de la temperatura. Una aportació de gas carbònic es tradueix en la formació de bicarbonat, ben soluble en l'aigua; hi haurà corrosió. En canvi, una sortida de gas carbònic menarà a una reacció inversa, és a dir, una descomposició del bicarbonat amb la separació del gas carbònic i la deposició del carbonat de calci: hi haurà precipitació. Ambdós fenòmens, corrosió i precipitació, poden alternar-se molt ràpidament en el temps i en l'espai, en funció de les modificacions del medi, moltes vegades aparentment poc importants (contingut de CO2, temperatura, pressió).

L'aigua superficial en contacte amb l'aire, el qual sempre conté una quantitat més o menys elevada de CO2, dissol certa quantitat de CO2, de manera que la pressió parcial del gas dissolt és proporcional a la de l'atmosfera superior. Quan l'aigua s'infiltra i penetra pels nivells edàfics, rics en matèria orgànica, s'enriqueix en CO2. Com més anhídric carbònic contingui l'aigua més corrosió ocasionarà al llarg del seu recorregut per les esquerdes superficials de la roca. Per això, sota climes càlids i humits, on l'aportació de matèria orgànica és abundant i la descomposició és ràpida, de manera que l'alliberament de CO2 és màxim en el sòl, l'acció corrosiva de l'aigua és molt intensa.

L'aigua de la pluja infiltrada en el sòl se satura de bicarbonats de calci en contacte amb la calcària; després d'un recorregut més o menys llarg per les esquerdes subterrànies, pot anar a parar en indrets on la pressió parcial del CO2 de l'aigua sigui inferior a la de l'aire amb el qual ha entrat en contacte. Llavors els bicarbonats, poc solubles, precipiten. En funció dels canvis d'equilibri en la pressió parcial del CO2 dissolt en l'aigua i la de l'aire en contacte amb l'aigua, una mateixa aigua pot produir corrosió i precipitacions alternants diverses vegades.

El contingut del CO2 no és l'únic factor determinant del tipus i de la velocitat dels processos que originen les formes càrstiques. La temperatura hi té un paper destacat, a vegades contraposant-se a l'acció derivada del contingut de CO2. L'aigua freda pot dissoldre més quantitat de CO2 que l'aigua temperada, i com que el CO2 és l'agent determinant de la dissolució de la calcària, com més elevat en serà el contingut en l'aigua, més gran el poder dissolvent o corrosiu; per tant l'aigua freda pot dissoldre més quantitat de calcària que no pas l'aigua temperada. Malgrat tot, el procés i el resultat no són tan simples ja que, per exemple, aquesta acció diferencial de corrosió a causa de la temperatura diferent, és suavitzada pel fet que, alhora, l'aigua temperada té més poder de dissolució del bicarbonat de calci.

Quan una aigua freda s'escalfa perd capacitat de dissolució de CO2 i es pot arribar a sobresaturar. És el cas de l'aigua infiltrada que s'escalfa tot travessant nivells profunds amb temperatures superiors a les de l'exterior que produeix una precipitació abundant de calcita. En el cas de refredament el mecanisme seria tot a l'inrevés, o sigui, de corrosió.

No totes les roques calcàries són igualment corroïdes. Les roques més carstificables són les calcàries pures, és a dir, les que contenen més del 95% de carbonat de calci. La solubilitat disminueix a mesura que les roques es van empobrint de carbonat de calci.

El més comú és trobar calcàries poc pures, les quals, un cop dissoltes, deixen un residu d'elements insolubles, que solen restar entre les esquerdes i els forats de dissolució. Aquest material residual és constituït essencialment per argiles riques en òxids de ferro. Són les anomenades argiles de descalcificació, sovint conegudes també per terra rossa, mot italià que significa terra roja.

La dissolució progressa més ràpidament en les roques riques en carbonats de calci que no pas a les riques en carbonats de magnesi (dolomies). És ben característic l'aspecte d'un relleu ruïnós allà on dominen les dolomies, com ho podem comprovar a la regió de les Agulles. Les dolomies solen tenir un gra gros, a vegades com boletes; a causa de l'alteració, presenten un aspecte rugós. Les dolomies posades al sol llueixen ja que els cristalls de dolomita reflecteixen la llum.

Fins ara només s'ha parlat de l'acció química en la formació del relleu càrstic. Però malgrat que aquesta acció és essencial, no és pas l'única. Cal pensar que també hi intervenen accions físiques. La força de l'aigua, per exemple, produeix una erosió mecànica important, major si es té en compte que arrossega els elements insolubles, com ara argiles i sorres.

Les formes del modelat càrstic


La formació d'un modelat càrstic depèn de les característiques físiques i químiques de les roques i de les condicions bioclimàtiques d'un indret, sobretot de l'abundància del mantell vegetal, de les precipitacions o l'aportació d'aigua i del règim tèrmic.

L'aparell càrstic és constituït pel conjunt del rocam calcari, les fissures, la porositat, l'aigua i els fenòmens de dissolució i erosió lligats a la circulació hídrica. Sovint, però, trobem formes càrstiques on manquen algunes d'aquestes circumstàncies, com ocorre en algunes valls seques, on no hi ha circulació d'aigua. Llavors es parla d'un carst mort.

Hom pot diferenciar tres zones dins el sistema càrstic en funció de la circulació hídrica: zona d'absorció o superficial, zona interna de circulació i zona d'emissió.

Formes superficials


El paisatge càrstic normalment és conegut per les seves formes superficials. Les subterrànies són difícils d'observar, tret que hom estigui preparat i disposi dels mitjans tècnics i materials necessaris. Només algunes coves o avencs posats al descobert per obres públiques (carreteres) o, naturalment, per l'erosió, o les coves arranjades per a visites turístiques com ho són les d'Artà, el Drac i els Hams de Mallorca, poden ser vistes sense cap dificultat.

Però les formes superficials del modelat càrstic són massa específiques per identificar-les amb facilitat i endevinar-hi l'existència d'un relleu càrstic. Més o menys desenvolupades, la majoria de les formes que explicarem són presents a Garraf.

El rascler


El qui passegi per primera vegada per Garraf, ben segur que se sorprendrà de veure que les roques sovint tenen unes superfícies plenes de solcs, canals i estries agudes. Es tracta d'una forma menor, però segurament la més característica del relleu càrstic, coneguda amb el nom de lapiaz o rascler. Masses denses de solcs i canaletes constitueixen els camps de rascler. El rascler pot ser només un conjunt de canaletes de pocs centímetres, a vegades mil·límetres, de fondària, i allargassades seguint la inclinació de la superfície de la roca. Altres vegades, són solcs d'uns quants metres de fondària.

Les característiques morfològiques del rascler depenen de la composició química i de l'estructura de la roca i del volum de l'aigua. No és igual el rascler sobre calcària que sobre dolomia.

A les calcàries abunda el rascler de diàclasi o de pla d'estratificació quan les capes són verticals.

A les dolomies els rasclers són més aviat acanalats i alveolats, o bé adquireixen formes més complexes degudes a la dissolució diferencial del carbonat de calci i de magnesi. La corrosió progressa més ràpidament a les zones més riques en carbonat de calci i deixa sobresortit el sector on domina el carbonat de magnesi. D'ací ve l'aspecte ruïniforme dels camps de rasclers de les dolomies.

La dolina


Una dolina és una depressió tancada en forma d'embut, circular o oval, de dimensions variables (pot assolir més d'un centenar de mestres de profunditat), típica de les àrees càrstiques i produïda per efecte de la dissolució superficial de les roques carbonatades o pel col·lapse d'una cavitat subterrània.

En el primer cas, les dolines se solen formar a l'encreuament de diàclasis i fractures per on s'engoleixen més fàcilment les aigües superficials tot dissolent més les roques pròximes. L'emigració dels carbonats du a la pèrdua de volum, que sovint determina l'enfonsament lent, a vegades parcialment sobtat, de la zona afectada, tot formant una depressió, més o menys en forma d'embut. Al fons de les dolines hi ha avencs o xemeneies d'absorció de l'aigua que cada vegada en recullen en més quantitat. Al fons de la dolina s'acumula una gran quantitat d'argiles de descalcificació, que a vegades arriben a obstruir totalment o parcial els punts d'absorció de l'aigua.

Hi ha indrets on les dolines, abundants i pròximes, formen camps. Amb el temps poden unir-se i constituir dolines compostes, conegudes pel nom d'uvala. Una uvala és una depressió de forma ovalada originada per la coalescència d'una sèrie de dolines unides per un procés d'evolució progressiva.

A Garraf les dolines tenen un desenvolupament escàs, però n'hi ha diverses, la majoria situades entre Campgràs i la Morella. Les dolines són normalment fàcils de reconèixer en el terreny gràcies al fet que han estat sovint aprofitades per als conreus, ja que al fons s'hi ha acumulat certa quantitat de material de descalcificació de les roques de la dolina i de les dels seus vessants circumdants; les aigües de les pluges, doncs, han arrossegat la terra fins a la dolina. D'altres dolines són simples embuts, al fons dels quals hi ha un avenc; són dolines petites i sense material de descalcificació; són més difícils de trobar i, a vegades, ben perilloses, com en el cas de l'avenc dolina de la Fragata (Campgràs), on l'embut de la dolina, de parets molt inclinades, és seguit per un pou ample i quasi vertical de 28 m de fondària.

On hi ha més dolines és a Campgràs; una de força gran hi ha estat conreada fins no fa gaire. També n'hi ha entre el Rascler i la Morella, al pla de les Basses, on n'hi ha dues de ben grosses (la Bassa i l'Arbre), al pla de Querol, i una de força grossa al pic de Martell. Al Nord de Begues, al pla d'Ardenya, n'hi ha algunes de petites.

El poljé


El poljé és una depressió tancada en un relleu càrstic, amb vores abruptes, de fons pla, recobert de terra de descalcificació i de dimensions grans (d'alguns hectòmetres o diversos quilòmetres quadrats). Han estat originats per l'esfondrament de les voltes de cavernes, per unió de dolines i uvales, o bé per enfonsament tectònic o procedent d'una petita conca fluvial. El drenatge de la depressió és fa subterràniament, a través d'uns avencs anomenats ponor; si es modifica o impedeix el drenatge, el poljé esdevé un aiguamoll o un llac.

La vall de Begues és considerada un poljé resultant de la superposició de l'erosió càrstica i de l'estructura tectònica.

Les valls seques i cegues


A les valls del relleu càrstic no hi sol haver aigua corrent superficial. La formació d'aquestes valls, cal buscar-la en temps reculats, en uns moments en què, ja sia per l'abundància de l'aigua, ja sia per una absorció insuficient, l'aigua corrent modulà una vall profunda en relació amb un nivell de base. Ara només funciona en els moments de pluja, ja que una carstificació progressiva de la vall ha fet que les aigües siguin engolides des de la capçalera.

Es parla de vall cega quan la vall és recorreguda per un curs d'aigua superficial, permanent o temporal, el qual desapareix en un engolidor al peu d'un contrafort o en una depressió tancada.

Anomenem vall seca una vall antiga, excavada en un relleu càrstic per un curs d'aigua superficial, que actualment no sol presentar circulació superficial.

Formes subterrànies


Si bé les formes superficials estudiades són ben específiques del relleu càrstic, cal saber que les més espectaculars són les que es troben sota terra o subterrànies. Ja s'ha indicat que la visita a les cavitats subterrànies exigeix normalment una preparació tècnica i un material especialitzat, sense els quals no és gens aconsellable introduir-s'hi, amb l'excepció de les coves arranjades per a visites turístiques.

El conjunt de coneixements científics i tècnics d'aquest món subterrani és estudiat per l'espeleologia, ciència que cada dia té més adeptes. Ja són ben nombrosos els espeleòlegs que, atrets per l'aventura i la recerca, periòdicament s'endinsen en la foscor del món subterrani per esbrinar els misteris d'aquest món silenciós.

A grans trets, les cavitats es divideixen en pous, galeries i sales.

Els pous


Els pous són conductes càrstics penetrables per l'home, amb desenvolupament vertical o subvertical, de caràcter descendent i que presenten més profunditat que amplada.

Un avenc és un pou que s'obre a la superfície. Els avencs poden tenir orígens diferents. La majoria són cavitats càrstiques formades per erosió directa a causa d'un curs d'aigua, o bé per erosió inversa o ascendent tot aprofitant fissures, esquerdes o diàclasis. D'altres vegades són cavitats formades per l'esfondrament de la volta d'una caverna o del fons d'una dolina; en aquest cas, al fons del pou hi ha un munt d'enderrocs, resultat de l'amuntegament dels fragments del sostre caigut.

Les galeries


Les galeries són conductes càrstics penetrables en què predomina el desenvolupament horitzontal o subhoritzontal. Quan s'obren a l'exterior se solen anomenar coves. Hi ha diferents tipus de galeries i se solen classificar en funció del règim hídric en què s'han format, sia en condicions d'inundació total, sia en cabal lliure. La pressió i la velocitat de l'aigua i les característiques de la roca determinen la construcció de formes diferents.

Quan una galeria presenta un pendent fort és anomenada rampa. Se'n diu gatera quan la galeria s'estreny i només s'hi pot passar estirat.

Les sales


La sala és una cavitat subterrània de dimensions relatives més importants que les dels conductes que hi menen. Generalment es formen en la intersecció de dues o més galeries, d'una galeria i un pou a la base d'un pou. Els canvis litològics poden afavorir el desenvolupament de sales.

El reompliment de les cavitats subterrànies


Deixant a part les formes interiors d'erosió, els factors que les determinen i els processos que les produeixen, ens fixarem ara en el reompliment de les cavitats, a partir del procés de precipitació del bicarbonat de calci. Es tracta de les formes de reconstrucció que més atreuen l'atenció, a causa de la seva espectacularitat.

Les estalactites són les concrecions que pengen del sostre de les coves. Sovint, sota mateix d'una estalactita es forma una altra concreció, anomenada estalagmita. L'estalactita i l'estalagmita corresponent a vegades s'uneixen fins formar una columna. L'estalagmita sol ser més aplanada.

Quan les concrecions penjants són més amples, ondulades i de poc gruix són anomenades banderes.

Les colades són revestiments de concrecions que s'estenen com un mantell sobre les superfícies, produint uns pendents forts.

Ben sovint, totes les parets d'una cova o d'un avenc queden cobertes d'una capa de calcita precipitada. A vegades és una capa llisa al tacte, però d'altres, pren formes diverses, més o menys arrugades o rasposes.

L'entrada i la sortida de l'aigua


 

En un relleu càrstic molt diaclasat, l'aigua de la pluja s'infiltra ràpidament per les roques i la circulació superficial hi és escassa o quasi nul·la, amb l'excepció del moment immediat posterior a uns xàfecs intensos, en què l'aigua no pot ser engolida de seguida; llavors s'hi forma una circulació superficial, que desapareix al cap de poca estona.

És ben conegut el fenomen de la desaparició d'un corrent d'aigua, quan el líquid passa d'un relleu impermeable a un de càrstic. L'aigua penetra per un conducte ampli anomenat engolidor.

Una surgència és la sortida de les aigües d'un sistema càrstic. Es parla de ressurgència quan l'origen de l'aigua és un riu superficial o bé uns quants, que han penetrat per un engolidor. És el cas del Güells d'et Joeu, surgència de l'aigua de la capçalera de l'Essera que s'endinsa en l'engolidor o forat d'Aigualluts. Se'n diu exsurgència quan l'aigua prové de la infiltració difusa, com en el cas de les fonts del Llobregat.

En el massissos i muntanyes càrstics de vora mar, la circulació hídrica mena directament al mar i desemboca a vegades per sota del nivell actual del mar i/o en punts situats mar endins, a certa distància de la línia actual de costa, certificant que s'hi va instal·lar en èpoques en què el nivell marí se situava en cotes inferiors a l'actual. Aquest és el cas del riu de la Falconera, riu subterrani i submarí.

L'evolució del carst a Garraf


El carst de Garraf és policíclic, és a dir, s'ha anat formant al llarg de cicles diferents. J. Montoriol ha establert tres cicles de carstificació durant el pliocè i el quaternari. El primer cicle hi tingué lloc en una època immediatament postpontiana; el segon, a la darreria del pliocè i començament de plistocè, i el tercer en ple quaternari.

Del primer cicle trobem nombrosos avencs residuals que actualment es troben penjats i decapitats per l'erosió superficial (avencs del pla de les Basses i de les Agulles).

Del segon cicle són els avencs situats en els fondos, però penjats sobre el tàlveg actual, a vegades amb desnivells forts. La majoria dels avencs més profunds són d'aquests cicle, alguns dels quals han estat rejovenits i, actualment, són avencs actius, és a dir, la carstificació ha tingut lloc durant el segon i tercer cicle, com en el cas dels avencs de la Ferla i de l'Esquerrà.

Del tercer cicle daten els avencs situats en el fons de les dolines ben conservades (pla de Campgràs), a les fissures dels camps actuals de rasclers, o en el fons del tàlveg actual dels torrents i rieres. Aquests avencs encara no han assolit el màxim desenvolupament i són actius.

El relleu en els gresos i conglomerats triàsics


Els conglomerats i gresos del Buntsandstein tenen un comportament ben diferent del de les calcàries, ja que es tracta de roques detrítiques silícies, on dominen partícules químicament resistents (quars). L'alteració afecta més aviat la matriu i el ciment mitjançant processos diversos. Els granets es desfan fàcilment un cop alterats el ciment i la matriu. A vegades el simple tacte de la mà és suficient per fer-los caure.

El resultat d'aquest procés és la disgregació de la roca i la creació d'unes formes arrodonides ben típiques de les muntanyes de gres i conglomerat. Els forats, les coves i les balmes hi són freqüents. En el llenguatge científic les cavitats petites són conegudes per alvèols i, si són grosses, se'n diu talfoni o tafoni.

La desagregació de la roca és desigual en relació sobretot amb les característiques del ciment i el grau d'humitat. Una taca de ciment o de matriu poc sòlida és més fàcilment atacada i la seva alteració provoca un forat petit, el qual, com que reté més humitat, facilita una meteorització més intensa, tot tendint a engrandir-se cada vegada més. Petits forats mil·limètrics es converteixen en alvèols centimètrics o decimètrics, podent arribar a cavitats d'uns quants metres, o tafoni. És ben freqüent observar que l'alteració s'inicia a les diàclasis, en els plans d'estratificació o bé on hi ha canvis litològics.

Prop de l'ermita de Bruguers, hi ha algunes balmes i forats grossos (tafonis) i nombrosos alvèols. Un tafoni ha arribat a travessar una roca, d'on ha resultat un pont natural.

Sovint s'ha dit que aquestes formes tenen un origen eòlic, és a dir, que són produïdes per l'acció del vent, a causa de l'arrodoniment de les cavitats. De fet, el vent només hi té un paper secundari. El procés inicial és més aviat químic (alteració del ciment silici) i a vegades físic (canvis tèrmics de la roca, gelivació). Aquests processos desagreguen els granets, i el vent i a vegades també l'aigua o la gravetat netegen les parets de les roques tot arrossegant i removent els granets solts fins que els fan caure fora de la cavitat.

Clima


El clima del Garraf presenta las características generales del clima mediterráneo del litoral catalán, con una fuerte irregularidad térmica y pluviométrica. El paisaje cárstico da la sensación de que el Garraf tiene un clima muy seco. La realidad es diferente, considerando el conjunto del macizo.

Las lluvias son relativamente abundantes. Los datos disponibles de las estaciones de Begues, Gavà y Sant Pere de Ribes muestran que la media anual es relativamente elevada, sobretodo hacia el noreste y los lugares más elevados. Begues tiene una media anual de 712,7 mm, valores elevados si se tienen en cuenta los datos registrados en otras estaciones del Baix Llobregat, Penedès y Garraf, que se sitúan mayoritariamente entre los 500 y 600 mm. Gavà, con 643,6 mm de media anual, ofrece también un valor elevado en el conjunto de la comarca. En cambio, Sant Pere de Ribes presenta una media baja e indica la tendencia a disminuir hacia el Sur.

La distribución mensual de las lluvias en las tres estaciones presenta unas características globales semejantes; un máximo en otoño, centrado en los meses de septiembre y octubre, y un mínimo de verano, centrado en julio. Febrero es el mes menos lluvioso del invierno.

Las temperaturas son bastante moderadas a causa del efecto atenuador térmico del agua del mar. Sólo disponemos de las temperaturas de Begues, núcleo de población situado a 370 m de altitud. Los sectores marginales y de menor altitud registran temperaturas ligeramente inferiores. Mientras que en éstos últimos las temperaturas medias anuales están por encima de los 15ºC, en Begues son de 12,7ºC. De igual modo, mientras en Begues se registra una media de 5,4ºC, en enero, en la franja costera ronda alrededor de los 9ºC; el hecho de estar situada en una cuenca cerrada hace que el aire frío se acumule, marcando unas temperaturas mínimas invernales más bajas y unas heladas más frecuentes que en los lugares abiertos próximos y situados a una misma altitud. La media de agosto es de 21,1ºC en Begues y de entre 23 i 24ºC en la costa.

Estas diferencias pluviométricas y térmicas se reflejan en la vegetación. Tenemos que tener muy presente el topoclima y el microclima derivados de la litología y de la dinámica del relieve cárstico.

Las rocas blancas peladas y sin cobertura edáfica y vegetal, muy frecuentes en algunos lugares del Garraf, reflejan mucho los rayos del sol, calentando y secando anormalmente los primeros metros de la atmósfera, es decir, el aire para circundar las plantas.

Por otro lado, el agua de la lluvia se infiltra fácilmente por las fisuras de las rocas, y el suelo fino y discontinuo retiene poca agua. Todo junto hace que, a pesar de que las precipitaciones sean relativamente abundantes, el agua no llega a estar suficientemente aprovechada para las plantas, y la sensación de sequedad aumenta por la ausencia de corrientes superficiales de agua y de bosques de ribera.

Cabe añadir que la humedad atmosférica del Garraf es muy elevada por la proximidad al mar. La marinada sopla muy a menudo en verano y atenúa la sequedad y el calor tan acentuados por el relieve cárstico y el color blanquecino de las rocas.

Hidrogeología


Cuencas de drenaje


A la hora de estudiar hidrológicamente la morfología cárstica, ésta tiene ciertas particularidades. Así, al definir la cuenca de drenaje se ha de diferenciar entre la divisoria de aguas superficiales y la divisoria de aguas subterráneas.

La divisoria de aguas superficiales está delimitada por las crestas orográficas, deducidas de la observación topográfica. El funcionamiento de la red obtenida es bastante reducida comparada con la red subterránea. Se calcula que la corriente superficial es solamente el 20% de la pluviometría. En la fecha del muestreo sólo se observa un pequeño curso de agua en el fondo de Can Parers y el valle de Joan (éste mucho más pequeño).

En la delimitación de las cuencas subterráneas el principal parámetros limitante es la estructura del macizo. De esta manera, las fallas E-O funcionan como conductoras del flujo subterráneo hacia las fallas NO-SE, que, debido a que cortan toda la serie carbonatada, hacen de muro de las diferentes cuencas. Consideremos que el zócalo impermeable está constituido por el triásico, que está inclinado hacia el SO; así es comprensible que la marea se dirija en sentido NE-SO, siempre teniendo en cuenta que la estructura tectónica reorienta la marea.

Con éstos y otros datos de concentraciones de diferentes elementos (que a efectos prácticos funcionan como ladrones), se han definido dos cuencas subterráneas muy diferenciadas: la del dominio de Castelldefels y la del dominio de Falconera.

 

Dominio de Castelldefels

 

Es la cuenca más pequeña y aparece totalmente desvinculada del Abocador. No encontramos surgencias que realicen toda la descarga, aunque hay dos cueva que se desarrollan sobre el nivel piezométrico. Son las cuevas del Centenario (encontrada recientemente) y cueva Fumada. Ambas tienen unos lagos subterráneos que dan respuestas muy rápidas a las lluvias. Entre el puerto Ginesta y la cueva Fumada, a lo largo de la playa, se han formado unos pequeños pantanales de agua salada (datos facilitados por el Ayuntamiento de Castelldefels), esta zona es la que funciona como desagüe.

Observando los datos de Iríbar (1992) se puede constatar que el acuífero cuaternario (tanto en los cordones de dunas como en las arenas deltaicas del Llobregat) se alimenta con aguas bicarbonatadas cálcicas. Los datos piezométricos presentan valores altos en Castelldefels; esto implica que nos encontramos ante una zona de recarga. Esta zona de recarga se corresponde con el desagüe de las aguas cársticas del dominio de Castelldefels.

 

Dominio de la Falconera

 

Es el dominio más grande de la zona de estudio, las infiltraciones del vertedero son recogidas por este sistema. La vía de descarga más importante es la Falconera aunque hay alguna otra pequeña surgencia.

Este río subterráneo (la Falconera) es el principal aparato emisor de este sector del macizo, su recorrido es de 600 m y su profundidad, bajo el nivel del mar, de 81 m (hasta ahora explorados). A partir de los datos existentes sobre su caudal (Custodio y Galofré, 1976), parece razonable considerar un caudal medio del orden de 500 l/s, llegando a los 200 l/s en períodos de veraneo y a los 10.000 l/s en fuertes avenidas.

La importancia que generó este recurso hídrico provocó la realización de obras para poder aprovechar este importante caudal. Así, en 1899 se hicieron unas galerías artificiales y se perforó un pozo que comunicó las galerías con el exterior. Estas galerías no encontraron el río que buscaban, pero sí encontraron algún punto de agua. Actualmente, la cantera, explotada por la empresa PROMSA, utiliza el agua en este punto, situado en las galerías artificiales, utilizando el pozo artificial para la instalación de las cañerías. Existe una diferencia importante entre la química del agua de las galerías y el agua del río subterráneo.


Así, si consideramos el caudal que sale de esta cueva podemos calcular el área de recarga:

 

Precipitaciones anuales: 700 l/m2 año
Caudal Falconera: 500 l/s
500 l/s ……………………. 1,6•1010 l/año
1,6•1010 l/any ……………. 22,5 km2

 

El dominio dibujado con los parámetros estructurales corresponde a un área de más o menos 26 km2 (fig. 8), que puede considerarse muy apropiada si tenemos en cuenta otras pequeñas surgencias y la corriente superficial. También se puede evaluar la velocidad del río, considerando el área de una sección de galería ocupada por el río:

 

Q= S • v
Q= 500 l/s
S= 5m2 (sección del canal)
V= 0,1 m/s ________ 10.000 m/día
(es una aproximación para tener una idea del orden de magnitud)

 

Estas velocidades altas hacen sospechar de la existencia de una red jerarquizada en la que multitud de conductos pequeños convergen en otros progresivamente mayores, entre los que el número es limitado. Observando el nivel freático nos damos cuenta del grado de madurez de los sistemas. Diferentes morfologías que actualmente parecen relictas nos indican que en un principio el nivel freático era mucho más alto. En estas primeres etapas de carstificación, el volumen de fisuras era pequeño y el agua se evacuaba lentamente. La zona de fluctuación, por su parte, ganaba amplitud; a medida que las fisuras se ensanchan, el agua empieza a evacuarse más rápidamente y el nivel freático baja progresivamente.

 

Intrusión salina

 

La intrusión salina es un proceso de mezcla de aguas. El agua dulce de infiltración, aunque esté saturada en CO3Ca, se convierte en agresiva al mezclarse con pequeñas cantidades de agua marina (inferior a 1%). Así se incrementa la carstificación y como consecuencia aumenta la porosidad. Las variaciones a nivel del mar han intensificado el proceso. Por este motivo, en la franja litoral es donde encontramos los pozos con mayor rendimiento.

Este proceso provoca fenómenos que enmascaran la interpretación sobre la evolución de las aguas cársticas y los efectos de los contaminantes. Es conveniente cuantificar, en la medida de lo posible, la incidencia sobre el carsto. Con esta finalidad se utilizan los datos de los análisis químicos para establecer esta cuantificación (resultados expuestos en el apartado 6.2).

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