38

ELEL VULCANISMEVULCANISMEAA CACATTALUNYALUNYAA

El primer període va tenir lloc durant elmiocè (de 24 a 18 Ma) i es caracteritza perunes condicions tectòniques compressives(figura 51). El magmatisme associat va serde tipus calcoalcalí, majoritàriament repre-sentat per manifestacions volcàniquessubaèries a Mallorca i, sobretot, submari-nes entre les illes Balears i la penínsulaIbèrica. El seu origen s'explica per lapresència d'un pla de subducció inclinatcap a la península Ibèrica, alineat NE-SO,des de les illes Balears fins a l'oest de lesilles de Còrsega i de Sardenya.

Les manifestacions eruptives que van tenir lloc a la Garrotxa i, en general, a Catalunyadurant el neògen i el quaternari, no són un fet esporàdic. L'origen d'aquest conjunt demorfologies i roques volcàniques, que constitueixen el Camp Volcànic Català, s'emmarcaen un context geodinàmic més ampli que afecta a gran part de l’Europa occidental.

1. DISTRIBUCIÓ I EVOLUCIÓ 1. DISTRIBUCIÓ I EVOLUCIÓ DEL VULCANISMEDEL VULCANISME

En el Mediterrani occidental s'han reconegut dos períodes eruptius a partir de la compo-sició i datació de les roques volcàniques, i ambdós estan representats al nord-est de lapenínsula Ibèrica. La història geològica d'aquesta zona és complexa pel fet que s'hi enca-valquen estructures compressives i distensives.

A partir del miocè superior, la situacióesdevé distensiva i evoluciona fins a l'ac-tualitat (figura 52). Aquest segon cicle escorrespon amb el desenvolupament d’unrift d'intraplaca que afecta l’Europa occi-dental, amb què s’associen les manifesta-cions magmàtiques de tipus alcalí delscamps volcànics de València, de lesColumbretes i de Catalunya. Val a dir quetambé es formen alguns volcans subma-rins i tenen lloc fenòmens volcànics mésaïllats com els de Tarragona.

Figura 51. Mediterrani occidental. Període compressiu. Vulcanisme calcoalcalí.

Figura 52. Mediterrani occidental. Període distensiu. Vulcanisme alcalí.

40

En el miocè superior, a finals del període terciari, s'inicia un procés extensiu en el sectoroccidental de la placa euroasiàtica que encara avui es considera actiu. Com a conseqüèn-cia dels esforços distensius dins de la placa, es va desenvolupar, des de les costes del mardel Nord fins al sector més meridional de la península Ibèrica, una estructura de tipus riftde més de 2.000 km de llargada (figura 53). En aquest rift es reconeixen un seguit de fos-ses i blocs aixecats com a conseqüència del moviment de grans falles normals d'orienta-ció predominant NE-SO.

Els magmes van aprofitar aquestes discontinuïtats en la litosfera per ascendir fins a lasuperfície. Així, trobem associades al rift nombroses manifestacions volcàniques tant al'Europa oriental com a l'occidental. Les més importants es concentren a Eiffel a Alemanya,a l'Alvèrnia a França i a Catalunya.

EL RIFT EUROPEU

Figura 53. Rift intracontinental de l'Europa occidental.

41

Figu

ra 5

4.Ta

ll ge

ològ

ic d

’una

par

t de

la fo

ssa

tect

ònic

a am

b le

s fa

lles.

En el rift europeu, es podenindividualitzar un seguit desegments estructurals, entreels quals hi ha el solc deValència i el format per les fos-ses del golf de Lleó, del Tet, delTec i de la Cerdanya. Aquestsdos segments, en el sectornord-est de la penínsulaIbèrica, estan desplaçats perun conjunt de falles normalsamb una disposició perpendi-cular a les principals del rift(figura 53 i 54). Aquestes frac-tures, de ponent a llevant, sónla d’Amer, la de Llorà, la deCartellà, la de Camós-Celrà, lade Juià, la de Riurà i la deVilopriu que separen diferentsblocs aixecats (les Gavarres, lesGuilleries i la serralada Trans-versal) i enfonsats (les depres-sions de l'Empordà i de la Selvai la fossa d'Olot).

La major part dels volcans delnord-est de Catalunya es loca-litzen al damunt, o a prop, d'a-questes fractures.

42

El conjunt de roques eruptives neogenoquaternàries del nord-est de Catalunya es distri-bueixen en tres zones volcàniques: de l'Empordà, de la Selva i de la Garrotxa. La distribu-ció geogràfica de les manifestacions eruptives i les dades de geocronologia disponiblespermeten deduir que l'activitat magmàtica es va iniciar en el sector de l'Empordà, poste-riorment es va desplaçar cap a la Selva i, finalment, es va centrar a la Garrotxa (figura 55).

L’antiguitat dels fenòmens volcànics a les zones de l'Empordà i de la Selva, afegida a l’ac-ció dels processos erosius, explica que hagin desaparegut els edificis volcànics i que noméss’hi puguin reconèixer els materials massius més resistents. Només hi resten fragments decolades de lava o xemeneies desmantellades.

Figura 55. Mapa del nord-est de Catalunya i taula edats modificat de Saula et al.

2. EL2. EL CAMPCAMP VOLCÀNICVOLCÀNIC CACATTALÀALÀ

43

2.1 Zona volcànica de l’Empordà2.1 Zona volcànica de l’Empordà

Formada per una cinquantena d'afloraments de basalts i alguns detraquites distribuïts a les comarques de l'Alt i el Baix Empordà. Els mésimportants es troben als voltants de la Bisbal d'Empordà, Rupià iArenys d'Empordà. La majoria d'aquests materials volcànics estanrecoberts per dipòsits pliocens. Les datacions de què es disposa indi-

quen que tenen una edat superior als 6Ma, i les més antigues són de l’ordre de 14 milionsd'anys.

Cal destacar com a excepcionals els afloraments de traquites a Vilacolum i a Arenysd'Empordà (Alt Empordà). Aquestes roques volcàniques, de composició més evoluciona-da, són producte del refredament de magmes que han sofert un procés de diferenciaciómagmàtica.

2.2 Zona volcànica de la Selva2.2 Zona volcànica de la Selva

Constituïda també per un conjunt d'uns cinquanta afloraments basàl-tics, localitzats majoritàriament a l'entorn de Maçanet de la Selva iRiudarenes. Les xemeneies desmantellades de Sant Corneli id'Hostalric són les més interessants i presenten una disjunció colum-nar molt marcada. En algunes zones es preserven encara dipòsits de

materials fragmentaris resultat d'activitat eruptiva hidromagmàtica.

Les anàlisis geocronològiques de les roques volcàniques en aquesta zona permeten datar-les entre els 5 i els 2 Ma.

El volcà de la Crosa de Sant Dalmai, localitzat al vorell septentrional de la depressió de laSelva, mostra un bon estat de conservació, fet que fa suposar una edat més moderna dela seva erupció.

2.3 Zona volcànica de la Garrotxa2.3 Zona volcànica de la Garrotxa

En aquesta zona es troben els volcans més moderns i amb un millorestat de conservació. Se n'han identificat trenta-vuit dins l'àmbit delParc Natural de la Zona Volcànica de la Garrotxa, dos a la Valld'Hostoles i cinc a la Vall del Llémena (figura 56). Es poden observarun gran nombre d'afloraments de dipòsits piroclàstics, tant estrom-

bolians com hidromagmàtics (especialment interessants a la Vall del Llémena), i de cola-des de lava.

Tot i les proves de manifestacions volcàniques anteriors al quaternari, les dades geocro-nològiques de què es disposa estableixen l'edat d'aquest vulcanisme entre 350.000 anys i10.000 anys. Segons les datacions existents, es pot calcular un episodi eruptiu d'aproxi-madament cada 15.000 anys.

44

Figura 56. Localització dels volcans a la Garrotxa.

1 Volcà de la Canya2 Volcà d’Aiguanegra3 Volcà de Repàs4 Volcà de Repassot5 Volcà del Cairat6 Volcà de Claperols7 Volcà del Puig de l’Ós8 Volcà del Puig de l’Estany9 Volcà del Puig de Bellaire10 Volcà de Gengí

11 Volcà del Bac de les Tries12 Volcà de les Bisaroques13 Volcà de la Garrinada14 Volcà del Montsacopa15 Volcà de Montolivet16 Volcà de Can Barraca17 Volcà del Puig Astrol18 Volcà de Pujalós19 Volcà del Puig de la Garsa20 Volcà del Croscat

21 Volcà de Cabrioler22 Volcà del Puig Jordà23 Volcà del Puig de la Costa24 Volcà del Puig de Martinyà25 Volcà del Puig de Mar26 Volcà de Santa Margarida27 Volcà de Comadega28 Volcà del Puig Subià29 Volcà de Rocanegra30 Volcà de Simon

31 Volcà del Pla sa Ribera32 Volcà de Sant Jordi33 Volcà del Racó34 Volcà de Fontpobra35 Volcà de la Tuta de Colltort36 Volcà de Can Tià37 Volcà de Sant Marc38 Volcà del Puig Roig39 Volcà del Traiter40 Volcà de les Medes

45

Figura 57. Localització dels volcans a la Vall del Llémena i a la depressió de la Selva.

1 Volcà de la Crosa de Sant Dalmai2 Volcà del Puig d’Adri 3 El Rocàs4 Volcà del Clot de l’Omera 5 Volcà del Puig de la Banya del Boc6 Volcà de Granollers de Rocacorba 7 Puig Montner

46

3. LES3. LES ROQUESROQUES II ELSELS MAGMESMAGMESLa composició de les roques que formen la zona volcànica de la Garrotxa, i en general elCamp Volcànic Català, és relativament monòtona. Exceptuant els afloraments traquíticsde l’Alt Empordà, tots els materials són basalts i basanites que tenen un contingut baix ensílice i elevat en sodi i potassi. Així doncs, en conjunt, hom pot classificar-les com a alca-lines. Són el resultat del refredament de magmes bàsics que han tingut un ascens ràpid ique són característics de les àrees volcàniques d'intraplaca.

Figura 58. Mostra d’Olot.El basalt és una roca de color negre que quan es presen-

ta sense vesiculació té una densitat notòria.

Figura 59. Mostra de Vilacolum.La traquita de color més clar es mostra sovint amb

textura porfírica (cristalls de feldspats).

3.1 Els minerals3.1 Els minerals

La mineralogia dels basalts és uniforme i simple. En la majoria dels casos, només hi hapetits fenocristalls d'olivina, de piroxè i de plagiòclasi dins d'una matriu microcristal·lina oparcialment vítria només observable al microscopi. Aquesta matriu és sovint rica en òxidsde ferro, principalment magnetita. En petites quantitats també hi ha altres minerals compoden ser la leucita o l'analcima.

Les diferències mineralògiques entre els basalts i les basanites són ben poques, mai recog-noscibles a ull nu. Són marcades per la presència de petits cristalls de feldspatoides com laleucita i, generalment, per una lleugera disminució en el percentatge d’òxid de sílice (figu-ra 13).

Les traquites, a diferència de les roques basàltiques, tenen un percentatge més elevat d’ò-xid de sílice, superior al 60%, i estan constituïdes per grans cristalls de plagiòclasi i algunsde piroxè i biotita. A la matriu es reconeixen, en el microscopi, nombrosos cristalls petitsi allargats de sanidina, així com de titani i d’òxids de ferro.

47

Els minerals observables

3.2 Les dades geoquímiques3.2 Les dades geoquímiquesGènesi i ascens dels magmes

La geoquímica de les roques basàltiques del Camp Volcànic Català mostra una homoge-neïtat notable en els elements majors, com els òxids de sílice, d’alumini, de ferro o decalci, entre d’altres. Únicament el percentatge d’òxid de titani presenta algunes variacionssignificatives, que s'atribueixen a les temperatures variables del magma en el moment deformació de les roques.

En el cas dels elements traça com són el níquel, el cobalt, el crom o l’estronci i en el deles terres rares lleugeres, com el lantani, el ceri o el neodimi, sí s'observen variacionsimportants d'unes roques a les altres. Aquesta variabilitat en les composicions químiquesconcorda majoritàriament amb les zones geogràfiques -l’Empordà, la Selva i la Garrotxa-i indiquen diferències en l'àrea font dels magmes.

Les variacions observades en les anàlisis geoquímiques de les roques basàltiques perme-ten establir algunes consideracions sobre la gènesi i l’ascens dels magmes que van donarlloc al vulcanisme de Catalunya. Les zones d’origen dels magmes es troben localitzades,en general, en el mantell astenosfèric. Tanmateix, els magmes que donen lloc a les mani-festacions volcàniques de l’Empordà provenen d’una àrea font de caràcter més litosfèric.

Figura 60. OlivinaMineral de lluïssor vítria i decolor verd clar. Apareix tant enforma de fenocristalls com for-mant part de la matriu. Els cris-talls grans acostumen a seridiomorfs, amb totes les voresregulars, de manera que escorresponen amb carescristal·logràfiques.

Figura 61. PiroxensMinerals de colors foscos ambtonalitats verdoses. Es trobencom a fenocristalls, però tambédins de la matriu. La majoriasón augites titaníferes i sovintes presenten en formesidiomòrfiques o subidiomòrfi-ques.

Figura 62. PlagiòclasiMineral de color blanc. Aquesttipus de feldspat es mostrageneralment subordinat a lamatriu i només de formaexcepcional es troba com afenocristall.

48

Els enclavaments

La presència d'aquestes dues zones d'origen, astenosfera i part inferior de la litosfera, espot relacionar amb l’evolució del rift europeu. En els primers estadis extensius, l’aprima-ment de la litosfera provoca la seva descompressió i fusió parcial. L’escorça encara és grui-xuda i alguns magmes queden atrapats en petites cambres magmàtiques on es diferen-cien i produeixen les traquites de l’Empordà. A mesura que progressa el rift i l’aprimamentde la litosfera s’accentua, l’astenosfera ascendeix i afavoreix l’ascens de materials fososmenys evolucionats.

En alguns casos, la manca gairebé total de contaminació dels basalts per roques de l'es-corça i la poca diferenciació que presenten indiquen que l'ascens, en forma de bossadesde magma des del punt d'origen fins a assolir la superfície, va ser molt ràpid.

En algunes colades de lava i dipòsits piro-clastics es troben fragments de roques quevan ser englobats pel magma durant el seuascens. Aquests fragments, anomenatsenclavaments o xenòlits, són principalmentde roques plutòniques tot i que també se'ntroben de metamòrfics i de sedimentaris(figura 63). Són blocs generalment cen-timètrics de materials que formaven la litos-fera o, en alguns casos, el mantell. Elmagma els va arrencar de les parets delconducte volcànic, els va englobar i els vatransportar fins a la superfície.

En alguns casos també es parla d'enclava-ments per descriure els fragments lítics quees troben en els dipòsits piroclàstics. Detota manera, l'origen explosiu d'aquests faaconsellable no anomenar-los amb aquestterme.

Cal destacar la presència de xenòlitsultrabàsics (figura 64) derivats del mantell ode restes de la diferenciació magmàtica delsbasalts en l'escorça inferior en els volcans deRocanegra, del Puig de la Banya de Boc odel Puig d'Adri. Aquests xenòlits són mésdensos que el líquid de composició basàlti-ca. Tot i això, a causa del ràpid ascens delmagma, són arrossegats immersos en el seuinterior fins a la superfície. Els càlculs realit-zats, d’acord amb la flotabilitat d'aquestsfragments en el fluid magmàtic, permetenestimar que la velocitat d'ascens dels mag-mes va haver de ser de l'ordre de 0,2 m/s enaquest cas per mantenir els enclavamentsen suspensió.

Figura 63. Enclavament de roca plutònica: granitoïd.

Figura 64. Enclavament ultrabàsic: dunita.

49

4. LES4. LES ERUPCIONSERUPCIONS DEDE LALA ZONAZONAVOLCÀNICA DEVOLCÀNICA DE LALA GARROTXAGARROTXA

Cadascun dels volcans de la Zona Volcànica de la Garrotxa es va formar a partir d'unaúnica erupció. Així doncs, es pot parlar de volcans monogenètics formats per la sortidad'una bossada de magma, que en esgotar-se marca l'extinció de l'activitat en aquell punt.

Tanmateix, es poden reconèixer diferents fases d’activitat al llarg de l'erupció, marcadespel canvi d'estil de la sortida del magma a l'exterior. Entre cadascuna d'aquestes fases, nohi ha lapses de temps que permetin estadis erosius o desenvolupament de sòls.

4.1 Els volcans i les seves fases d'activitat eruptiva4.1 Els volcans i les seves fases d'activitat eruptivaL’activitat eruptiva que va donar lloc als volcans d’aquesta zona combinà les fases hidro-magmàtiques amb les purament magmàtiques. Aquest fet fa que els productes volcànicssiguin molt diversos, malgrat la monotonia de les composicions dels magmes. Les fasesd'activitat eruptiva que han estat identificades, d’acord amb aquests dipòsits de materialseruptius, són de tipus efusiu, estrombolià i freatomagmàtic.

Un procés evolutiu que es repeteix sovint és el que s'inicia a partir d'una activitat estrom-boliana que acaba essent efusiva quan el magma s’ha desgasificat (figura 65). En són elsprincipals exemples els volcans del Croscat, de Montolivet i de Sant Marc.

Figura 65. El volcà del Croscat i amb cràter esbocat i la seva colada de lava, subsòl de la fageda d’en Jordà.

50

Figura 66. Volcà del Puig d’Adri.

Figura 67. Volcà del Puig Astrol.

En altres casos, l’erupció comença amb activitat de tipus freatomagmàtic, que passa a serestromboliana i, finalment, esdevé efusiva. És el cas dels volcans del Traiter, de laGarrinada i del Puig d’Adri (figura 66).

Més rarament trobem alguns volcans que es van formar a partir d’una única fase erupti-va, bé sigui estromboliana, com el volcà de Puig Astrol (figura 67), o freatomagmàtica,com el volcà del Clot de l’Omera.

51

Les erupcions on l'activitat inicial és estromboliana poden passar a ser freatomagmàtiquescom a conseqüència de l'entrada d'aigua al conducte per la pèrdua d'intensitat en la sorti-da del magma. Aquest és el cas del volcà de Can Tià. Finalment, també s'han constatat algu-nes fases estrombolianes intercalades en seqüències clarament freatomagmàtiques, fet quees relaciona amb l'esgotament momentani de l'aigua de l'aqüífer.

Exemple d’una erupció

Tot i la varietat de possibles combinacions d’es-tils eruptius que poden succeir-se al llarg d’unaerupció, el cas més freqüent a la zona volcànicade la Garrotxa quan intervé l’activitat freato-magmàtica, és el següent.

S’inicia l'erupció amb una fase explosiva freato-magmàtica. El magma ric en gasos juvenils veuincrementat el contingut en volàtils per la vapo-rització de l'aigua present en el subsòl. Enaquest primer estadi, es poden intercalar fasespurament estrombolianes quan la interaccióaigua-magma s'interromp momentàniament(figura 68a).

La mateixa sortida de nou magma impermea-bilitza el conducte volcànic i, per tant, extingeixel freatomagmatisme. Tot i això, el magma dela bossada encara està prou gasificat per gene-rar activitat explosiva de tipus estrombolià(figura 68b).

Finalment, quan s'esgota la major part del gasjuvenil, té lloc l'activitat efusiva que tanca laseqüència eruptiva. En aquest darrer estadi, l'e-rupció és tranquil·la i està caracteritzada per lasortida de colades de lava (figura 68c).

Figura 68a. Fase eruptiva freatomagmàtica.

Figura 68b. Fase eruptiva estromboliana. Figura 68c. Fase eruptiva efusiva.

52

4.2 L4.2 L’activitat eruptiva i els edificis volcànics’activitat eruptiva i els edificis volcànics

Figura 69. Volcà de la Crosa de Sant Dalmai.

Figura 70. Volcans de Rocanegra i Puig Subià.

Figura 71. Volcà del Croscat.

Al llarg d'una erupció, l'alternança en elstipus d'activitat dóna lloc sovint a la forma-ció i a la superposició de diferents edificisvolcànics. En el Parc Natural trobem elvolcà del Puig de Martinyà, entre d’altres,on dos cons d'escòries cobreixen gran partd'una construcció freatomagmàtica prèvia.Tot i això, els millors exemples d'aquestainterferència entre edificis volcànics cons-truïts en una mateixa erupció, els trobemen el cas dels volcans de la Crosa de SantDalmai (figura 69) i del Puig d'Adri. Enambdós casos, són edificis formats per l'ac-tivitat estromboliana que se superposen aedificis freatomagmàtiques precedents.

En altres ocasions, edificis volcànics que esgeneren en el decurs de l'erupció són par-cialment o totalment destruïts per fasesposteriors. Les fases efusives terminals devolcans com el del Croscat, de Montolivet,d'Aiguanegra o tants d'altres presentencons d'escòries parcialment esvorellats perles seves emissions de colades de lava(figura 70). La sortida del magma, bé siguipel cràter o per la base del con, arrenca iarrossega els piroclastos d'un sector de l'e-difici. La forma final, vista en planta, s'as-sembla a una ferradura.

En l'activitat estromboliana, el tram finaldel conducte volcànic es pot ramificar iprovocar la sortida del magma a través dediverses boques eruptives. Aquestes for-men els cons adventicis [1], com els queenvolten el volcà del Croscat (figura. 71).

[1][1]

53

Figura 73. Dipòsits d’escòries a la gredera del volcà del Croscat.

Figura 74. Seqüència de materials volcànics a la Pomereda.

Figura 72. Dipòsits freatomagmàtics del volcà de Puig d’Adri.

5. ELS5. ELS MAMATERIALSTERIALS VOLCÀNICSVOLCÀNICSA la Zona Volcànica de la Garrotxa, lesroques que resulten de l'activitat efusivasón poc variades com a conseqüència dela uniformitat dels magmes que les gene-ren. Les colades de lava tenen colors gri-sos i negres, i presenten els diaclasatstípics de la disjunció columnar, lenticul·lari esferoïdal. Les seves superfícies són gene-ralment planes. Les poques que són rugo-ses, de tipus malpaís, són difícilment ob-servables com a conseqüència de l’atapeï-da cobertora vegetal i el retreballamentantròpic.

L'activitat volcànica explosiva donà lloc a una diversitat molt notable de dipòsits piroclàs-tics (figures 72 i 73). La violència de les explosions i el seu origen, bé sigui magmàtic ohidromagmàtic, controlen la granolumetria de les roques piroclàstiques i el tipus de com-ponents que les formen.

En els afloraments de la zona, es pot observar la superposició de diversos tipus de dipò-sits com a resultat de la successió de diferents polsos i fases d'activitat eruptiva (figura 74).Cal tenir ben present les característiques de cadascun dels materials volcànics per identi-ficar-los.

54

Figura 75. Dipòsit piroclàstic de caiguda estrombolià. Aglomerat volcànic.

Figura 76. Dipòsit piroclàstic de caiguda estrombolià. Dipòsit d’escòries.

Figura 77. Dipòsit piroclàstic de caiguda estrombolià. Dipòsit de cendres.

Figura 78. Dipòsit piroclàstic de caiguda freatomagmàtic. Dipòsit de bretxa.

Figura 79. Dipòsit d’onada piroclàstica.Dipòsit de cendres amb lítics.

Figura 80. Dipòsit de colada piroclàstica.Dipòsit de tuff volcànic.

AC

TIV

ITA

TEX

PLO

SIV

AH

IDR

OM

AG

MÀ

TIC

AA

CTI

VIT

AT

EXPL

OSI

VA

MA

GM

ÀTI

CA

Dip

òsits

de

caig

uda

estr

ombo

lians

Fragments juvenils, en general moltvesiculats, de mida predominantmentbloc (bombes), amb un percentatgevariable de lapil·li. Es troben només adistàncies molt properes al centre erup-tiu i estan soldats tèrmicament.

Fragments juvenils angulosos molt vesi-culats predominantment de mida delapil·li. Sovint presenten nivells d’acu-mulacions de bombes, es disposenradialment des del centre eruptiu ambuna extensió poc important i formen elcon volcànic.

Fragments juvenils angulosos i vesicu-lats de mida cendra. Es disposen enforma radial a l’entorn del centre d’e-missió majoritàriament en les zones dis-tals del con.

Fragments juvenils i lítics de midesdiverses amb un contingut notable deblocs. Es mostren repartits a l’entorn delcràter.

Fragments juvenils i lítics de mida cen-dra o lapil·li fi. Els fragments poden tenirdiversos graus d’arrodoniment i els piro-clastos juvenils mostren un grau de vesi-culació baix. Tenen una dispersióimportant i solen presentar un elevatgrau de compactació.

Fragments juvenils i lítics de mideslapil·li i blocs englobats en una matriude cendres. Estan compactats i reblei-xen depressions preexistents.