Guia de Vulcanisme Garrotxa 2001 by Tosca, Serveis Ambientals d'Educació i Turisme

Parc Natural de la Zona VolcĂ nica de la Garrotxa

Generalitat de Catalunya Departament de Medi Ambient

El vulcanisme Guia de camp de la Zona VolcĂ nica de la Garrotxa

Biblioteca de Catalunya - Dades CIP El vulcanisme: guia de camp de la zona volcànica de la Garrotxa. 2a edició Bibliografia ISBN 84-395-5518-1 I. Martí Molist, Joan II. Parc Natural de la Zona Volcànica de la Garrotxa 1. Vulcanisme - Garrotxa 2. Parc Natural de la Zona Volcànica de la Garrotxa - Guies 551.21(467.1 Gt) (036)

Edita Parc Natural de la Zona Volcànica de la Garrotxa Dipòsit legal: B-40.352-2001 ISBN 84-393-5142-9 © Parc Natural de la Zona Volcànica de la Garrotxa i autors Impressió Ampans, Manresa 1a edició Olot, maig de 2000 Disseny i maquetació xeviprat/igc 2a edició Olot, març de 2001 Disseny i maquetació Joaquim Trias Associats Fotografies Pep Callís Portada, figures 29, 34-37, 58-63, 66, 69, 73-76, 85, 87, 95, 97, 98, 100, 102, 105, 106 i 114 (dipositades al Centre de Documentació del Parc Natural de la Zona Volcànica de la Garrotxa)

Albert Pujadas Figures 28, 30, 33, 39, 40, 64, 66, 72, 78-80, 108, 110 i 113

Joan Martí Figures 15, 27 i 31

Emili Bassols Figura 32

Centre de documentació del Parc Natural de la Zona Volcànica de la Garrotxa Figures 65, 67, 70 i 83

Maurice Krafft Figura 18

National geographic data center Figura 43

Llorenç Planagumà Figures 71, 77 i 102

Il·lustracions Albert Martínez Figures 1, 2, 6-12, 15-17, 19-23, 25, 26, 38, 41, 42, 44-50, 54, 56 i 57

Albert Pujadas Figures 3-5, 13, 14, 24, 51-53, 55, 68, 107, 108, 109, 110, 111, 112, 113, 115-117

Llorenç Planagumà Figura 81, 82, 84, 86, 94, 96, 99, 101, 103 i 104 (les figures 82, 84, 86, 94, 96, 99, 101 i 104 s’han modificat a partir de la base geològica del Projecte Vulcà)

Montse Viñas Dibuixos originals de les figures 88-93

Citacions bibliogràfiques normalitzades i adaptades per Montse Grabolosa Amb la col·laboració de les entitats d’educació ambiental Servei de Guies del Parc Natural de la Zona Volcànica de la Garrotxa Escola de Natura la Garrotxa

El vulcanisme Guia de camp de la Zona Volcànica de la Garrotxa

Joan Martí Molist Institut de Ciències de la Terra Jaume Almera (CSIC), Barcelona

Albert Pujadas Àrea de Geodinàmica. Departament de Ciències Ambientals. Universitat de Girona

Dolors Ferrés Lopez Llorenç Planagumà Guàrdia Tosca. Col·laboradors del Parc Natural de la Zona Volcànica de la Garrotxa

Josep Maria Mallarach Carrera Fundació d’Estudis Superiors d’Olot

Pròleg

Fa poc més de 200 anys que Francesc Xavier de Bolòs va descobrir, per a la comunitat científica, el vulcanisme de la Garrotxa. Aquesta activitat eruptiva va remodelar el paisatge de les valls d’Olot i va influir directament sobre els usos i l’activitat humana que s’ha desenvolupat durant segles en aquest territori. La important explotació minera que va patir part del patrimoni vulcanològic de la zona, durant les dècades dels anys seixanta als vuitanta, va provocar una forta contestació social i científica que va culminar amb l’aprovació de la llei de protecció de la zona volcànica, l’any 1982. La conservació d’aquest patrimoni es justifica perquè és la zona volcànica més recent de la península Ibèrica i una de les que es troba en millor estat de l’Europa continental. Hi trobem aspectes geomorfològics representats per edificis volcànics, tossols, colades de lava, rescloses volcàniques i cingleres, i també per diversos afloraments on, a escala detallada, es pot observar algun dels processos geològics que han donat lloc a les diferents morfologies. Tot i la protecció legal, calia aturar les extraccions i minimitzar i restaurar els impactes sobre el malmès patrimoni geològic mitjançant l’estructuració i consolidació del Parc Natural. Una fita clau va ser la restauració, l’any 1995, del volcà del Croscat, el més simbòlic del Parc en ser el volcà més jove de la península Ibèrica i el que més impactes ha patit. Però, des del Parc, també calia aprofundir en el coneixement del vulcanisme de la zona iniciat a principis de segle i reactivat a la dècada dels anys setanta. En aquest sentit, va ser necessari revisar tots els treballs realitzats i desenvolupar un projecte d’estudi integral de la geologia de la zona volcànica catalana. Aquest projecte es va plantejar a inicis dels anys noranta amb l’objectiu d’integrar diversos aspectes geològics i geofísics que permetessin aprofundir en el coneixement d’aquesta zona. Finalment, l’any 1993 es va iniciar un projecte menys ampli pel que fa als aspectes a integrar, però no menys ambiciós, finançat íntegrament pel Departament de Medi Ambient a través del Parc Natural de la Zona Volcànica de la Garrotxa i executat pel CSIC amb la coordinació del Dr. Joan Martí, el qual va permetre la formació de nous geòlegs en el coneixement, la gestió i la divulgació del vulcanisme de la zona.

Els resultats d’aquest projecte s’incorporen a la Guia, la qual esdevé un material inèdit que ens aporta de manera senzilla i planera nous i valuosos coneixements per a l’estudi de la zona volcànica de la Garrotxa. Alhora, la difusió d’aquesta Guia s’emmarca en l’estratègia per a la gestió del vulcanisme del Parc Natural, aprovada l’any 2000, i que ha de permetre, en els propers cinc anys, millorar el coneixement sobre el vulcanisme a la zona, planificar-ne la recerca, conservar-ne els valors geològics i paisagístics i augmentar-ne la divulgació local, nacional i internacional. Desijto que aquesta Guia, elaborada amb gran rigor i amb una molt acurada presentació, ajudi a divulgar aquestes aportacions als docents, als universitaris i als naturalistes per garantir el coneixement, la gestió i la difusió d’un patrimoni que s’ha preservat per a les futures generacions. Francesc Xavier Puig i Oliveros Director del Parc Natural de la Zona Volcànica de la Garrotxa

Índex

Presentació

l1l Els volcans

l1l1l Què és un volcà?

l1l2 l Gènesi de magmes

l1l2l1l On es generen els magmes? l1l3 l Ascens de magmes

15 17

l1l3 l1l Com ascendeixen els magmes?

l1l3 l2l Què li passa al magma durant el seu ascens?

l1l4 l L’activitat eruptiva

l1l 4 l1l Perquè es produeix una erupció?

l1l 4 l2l Tipus d'activitat eruptiva

l1 l4 l2 l1 l Activitat efusiva

l1 l4 l2 l2 l Activitat explosiva

l1l 4 l3 l Materials volcànics

l1 l4 l3 l1 l Materials massius

l1 l4 l3 l2 l Materials fragmentaris

l1 l4 l3 l3 l Tipus de dipòsits piroclàstics

l1l 4 l 4 l La morfologia dels volcans l2 l El vulcanisme a catalunya

l2 l1l Distribució i evolució del vulcanisme

l2 l2 l El camp volcànic català

Zona volcànica de l'Empordà

Zona volcànica de la Selva

Zona volcànica de la Garrotxa

l2 l3 l Les roques i els magmes

l2 l3 l1 l Els minerals

l2 l3 l2 l Les dades geoquímiques. Gènesi i ascens de magmes

l2 l4 l Les erupcions de la Zona Volcànica de la Garrotxa

l2 l4 l1 l Els volcans i les seves fases d'activitat eruptiva

l2 l4 l2 l L'activitat eruptiva i els edificis volcànics

l2 l5 l Els materials volcànics

l3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa. Fitxes d'afloraments

1 l Les colades de lava de Castellfollit de la Roca

2 l Les bretxes piroclàstiques del Volcà del Cairat

3 l Els materials massius de Sant Joan les Fonts

4 l La morfologia del con volcànic del Volcà del Montsacopa

5 l El con d’escòries del Volcà del Croscat

6 l La seqüència eruptiva del Turó de la Pomereda

7 l Els dipòsits piroclàstics del Volcà de Santa Margarida

8 l La seqüència eruptiva del Volcà de Can Tià

9 l La colada piroclàstica de la Vall dels Arcs

10 l Situació i morfologia dels cons volcànics des del Puig Rodó

11 l El Maar del Clot de l’Omera

12 l La colada piroclàstica del Volcà del Puig d'Adri

13 l Les onades piroclàstiques del Volcà del Puig d'Adri

14 l La morfologia del Volcà de la Crosa de Sant Dalmai

15 l Les onades i bretxes piroclàstiques del Volcà de la Crosa de Sant Dalmai

Glossari

Bibliografia

Mapa de serveis del Parc Natural de la Zona Volcànica de la Garrotxa

100

Entitats d’educació ambiental

101

Notes

104

Recomanacions i normes per als visitants

106

Presentació

La guia de camp que us presentem pretén donar una visió general, alhora que detallada, de les característiques principals del vulcanisme de la zona volcànica de la Garrotxa. Vol ser una eina útil per a la interpretació del paisatge i els processos geològics de les àrees volcàniques que integra, i aportar les indicacions necessàries per entendre, des d'un punt de vista geològic, alguns dels seus indrets o afloraments més representatius. Quin significat té la presència de volcans en una zona com aquesta? En quin marc geodinàmic cal posar-la? Quin és l'origen i la composició de les roques volcàniques? Quin va ser l'estil de l'activitat eruptiva?... Són algunes de les preguntes a què dóna resposta aquesta guia de camp. Abans, però, d'explicar què va passar a la Garrotxa, cal fer un repàs a aquells conceptes generals de la geologia i de la vulcanologia relacionats amb el tema concret que ens ocupa. Així doncs, cal conèixer com són els magmes, com es generen i arriben a la superfície, com varien de composició al llarg del temps, quins són els mecanismes que donen lloc a les erupcions volcàniques i quines són les característiques principals d'aquestes i dels seus productes. L’estructura d’aquest llibre és en tres parts: 1. Els volcans. Explica els aspectes generals i conceptes bàsics del vulcanisme. 2. El vulcanisme a Catalunya. Descriu breument els trets fonamentals del vulcanisme més recent de la nostra zona. 3. Fitxes d'afloraments. Inclou la descripció de 15 indrets i representa, per tant, la guia de camp pròpiament dita. Els afloraments van ser seleccionats en funció dels elements geològics que s’hi poden observar, de manera que en conjunt exemplifiquen les característiques més remarcables del vulcanisme d’aquesta zona, i en particular del que es troba emmarcat dins el Parc Natural de la Zona Volcànica de la Garrotxa. D’altra banda, es va tenir en compte la seva accessibilitat a fi de facilitar-ne la localització. La selecció dels espais va implicar necessàriament prescindir d'altres, també amb un alt interès geològic i didàctic, però que presenten una major dificultat d’accés.

El contingut de la guia permet lectures a diferents nivells, si bé es pot seguir el text sobre fons blanc, hi ha quadres d’ampliació sobre fons granat per explicar conceptes que són d’interès per al vulcanisme com per exemple els magmes, l’estructura interna de la Terra, etc. A més, hi ha alguns termes en cursiva que es descriuen en el glossari. Encara que tot això cal explicar-ho en un espai reduït, esperem que la lectura d'aquesta guia, mentre recorrem els indrets proposats, permetrà obtenir una idea general, però clara, del perquè i del com es va desenvolupar l’activitat volcànica en aquesta zona, un dels aspectes geològics més poc coneguts de Catalunya. Els autors agraeixen la col·laboració de l’Institut Cartogràfic de Catalunya per les imatges i mapes que ens va facilitar per compondre les figures 54, 56, 57 i 81 i a la Secció de Ciències Naturals del Museu Comarcal de la Garrotxa per les mostres de roques fotografiades.

1 Els volcans

1 l Els volcans

l1 l 1l Què és un volcà? Tothom té una idea gràfica, més o menys precisa, del que són els volcans. Tot i així, quan volem explicar aquesta idea en termes "científics", el concepte ja no és tan clar i en la majoria dels casos hem de recòrrer a descripcions morfològiques i quelcom imaginatives.

• • • Un volcà és un punt de la superfície terrestre on té lloc la sortida a l'exterior de material rocós fos (magma) generat a l'interior de la terra i, ocasionalment, de material no magmàtic. L'acumulació d'aquests productes al voltant del centre emissor pot donar lloc a relleus positius amb morfologies diverses. • • • Aquesta definició ens dóna una idea clara que un volcà no és solament una morfologia, sinó que és la culminació d'un conjunt de processos geològics que impliquen la gènesi, l’ascens i l’erupció de magmes (figures 1 i 2).

Figura 1. Sistema volcànic

Per tant, encara que en l'escala dels temps geològics i fins i tot en la humana, els volcans representen temps relativament curts, des d'alguns dies fins a milers d'anys, en realitat són la resposta a processos de centenars de milers o milions d'anys de durada.

Figura 2. Edifici volcànic

Els magmes

La gran majoria de les roques que coneixem estan formades en gairebé la seva totalitat per minerals de la família dels silicats, minerals constituïts per anions SiO4-4 aïllats o enllaçats els uns amb els altres mitjançant cations metàl·lics (figura 3). És per això que els magmes resultants de la fusió d'aquestes roques seran també de composició majoritàriament silicatada. Segons el percentatge de sílice que contenen, els magmes es classifiquen com a bàsics quan és inferior al 52%, àcids quan supera el 63%, i intermedis quan el percentatge està entre el 52% i el 63%.

Figura 3. Molècula de SiO2

Propietats físiques La densitat, la viscositat i la temperatura són tres de les propietats físiques dels magmes que condicionen de manera més significativa els processos d’ascens i erupció. La densitat depèn principalment de la composició química dels materials fosos. La viscositat, és a dir, la resistència a fluir, depèn també de la composició del magma alhora que està condicionada per la temperatura (figura 4). La densitat varia en funció principalment del contingut en sílice (SiO2) dels magmes. Els de composició bàsica, més pobres en sílice, tenen una densitat més alta com a conseqüència del major nombre de cations metàl·lics pesants incorporats a la seva estructura.

Figura 4. Variació de la composició i de les propietats físiques dels magmes

La temperatura, per contra, és més alta en magmes bàsics, que poden arribar a assolir els 1.100º C, mentre que els magmes àcids tenen temperatures de fusió entre els 700 i 800º C.

La viscositat és més elevada en els magmes àcids que en els bàsics, com a conseqüència d'un nombre més gran d'enllaços entre les seves molècules de sílice. L'augment de temperatura en disminueix la viscositat ja que afavoreix l'excitació de les molècules i per tant dificulta la formació d'enllaços.

1 l Els volcans

• • • Els magmes són barreges de material rocós fos, principalment de tipus silicatat, que poden contenir partícules sòlides (cristalls i fragments de roca) en suspensió i gasos dissolts. • • •

1 l Els volcans

l1 l 2 l Gènesi de magmes • • • La gènesi de magmes és el procés pel qual es produeix el pas de fase sòlida a fase líquida de les roques del mantell i l’escorça. • • •

Els magmes es formen a l'interior de la Terra, generalment a la zona del mantell superior, tot i que ocasionalment també poden generar-se a menys profunditat, dins de l’escorça. La formació de material fos, és a dir, la fusió, obeeix a diferents causes, que poden actuar de manera conjunta o aïllada: descompressió, increment de la temperatura i increment de la presència d'aigua (figura 5).

El magma es pot generar sempre que sobre un cos rocós inicialment sòlid s’apliqui un increment important de temperatura, o bé quan una roca, que inicialment està sotmesa a temperatures i pressions molt elevades, experimenta una considerable disminució de la pressió. Tanmateix, en condicions constants de pressió i temperatura, l’assimilació d’aigua per part d’alguns minerals que formen la roca rebaixa significativament el seu punt de fusió.

Figura 5. Causes de la fusió de roques

Fusió parcial La fusió és un procés que afecta només una part de la roca i no la seva totalitat. Les roques estan formades per diversos minerals, cada un dels quals té una temperatura de fusió diferent a una pressió determinada. La gènesi de magma comença quan fonen els minerals amb un punt

de fusió més baix i progressa afectant altres minerals de la roca. Per aquesta raó parlem gairebé sempre de fusió parcial de les roques, és a dir, fonen només alguns minerals i en proporcions determinades (figura 6).

Figura 6. Procés de fusió parcial

a. El procés de fusió comença en els punts d’unió entre grans minerals, ja que són les zones que necessiten una menor energia perquè es produeixi el canvi d'estat sòlid a líquid.

b. Els líquids que es generen són menys densos que els minerals que els envolten. El líquid formarà una xarxa de canalets interconnectats i s’acumularà en zones preferents fins a tenir un volum crític mínim a partir del qual començarà a ascendir gràcies a la força de flotació.

c. La fusió progressa i el volum de líquid augmenta i s’acumula al sostre de les zones de fusió. Simultàniament, el sòlid residual es compacta cap avall, fet que comporta una separació cada cop més efectiva entre el sòlid i el líquid.

l1l 2 l1l On es generen els magmes?

Figura 7. Plaques tectòniques i situació de les zones amb vulcanisme actiu al món

Estructura interna de la Terra L’interior de la Terra es divideix, segons la composició i densitat dels seus materials, en tres capes concèntriques: nucli, mantell i escorça (figura 8). Tanmateix, segons la rigidesa dels materials que la formen, en la part més externa del globus es diferencien dos nivells: a. la litosfera, constituïda per l’escorça i la part més externa del mantell superior, té un comportament fràgil. b. l’astenosfera, just per sota de la litosfera, és una part del mantell superior que té un comportament més plàstic i pot fluir sota l'aplicació de grans esforços. La teoria de la tectònica de plaques proposa un model dinàmic del funcionament de la Terra, basat en el fet que la litosfera es troba dividida en un nombre reduït de plaques que suren, amb indepèndencia unes respecte de les altres, per damunt de l’astenosfera. Figura 8. Secció interna del globus terrestre

1 l Els volcans

Els processos relacionats amb la formació de magmes s'expliquen dins del marc de la teoria de la tectònica de plaques. L'activitat volcànica, i en general magmàtica, no es distribueix a l’atzar sobre la superfície del planeta sinó que es concentra majoritàriament al llarg de les vores de les plaques tectòniques. Tanmateix, trobem volcans en zones allunyades de les vores de placa, tant als continents com als oceans, cosa que indica que també és possible una fusió més localitzada (figures 7 i 9).

1 l Els volcans

Ambients geodinàmics del vulcanisme

Figura 9. Litosfera terrestre. Tipus de contactes entre plaques tectòniques

Zones de límits de plaques

Zones d’intraplaca

Zones de subducció

Dorsals oceàniques

Punts calents

Zones de rift

La convergència de dues plaques provoca que la litosfera, més freda, s’enfonsi dins del mantell i en rebaixi la temperatura. Tot i això, es produeix fusió a causa de l’entrada d’aigua al sistema mineral del mantell. Aquesta aigua , procedent de la deshidratació dels materials que subdueixen, rebaixa considerablement el punt de fusió dels minerals i permet fondre part de les roques mantèl·liques encara que la temperatura ambient s’hagi reduït significativament.

Es produeix la separació entre dues plaques litosfèriques. Això provoca la descompressió del material del mantell i la conseqüent fusió de grans volums de sòlid que poden ascendir de manera continuada cap a l’eix de la dorsal.

Focus volcànics, allunyats de les vores de placa, generats per un increment anòmal de temperatura en el mantell. Aquests s’associen a plomalls ascendents de materials mantèl·lics més profunds que s’originen per la mateixa dinàmica convectiva del mantell.

En zones de l’interior de les plaques litosfèriques el moviment convectiu del mantell inicia un aprimament de l’escorça i genera un procés distensiu que pot culminar amb el trencament complet de la litosfera i la creació de nova escorça oceànica. En algunes zones el trencament litosfèric és parcial, o ni es produeix; tanmateix, es desenvolupa un sistema de falles normals que afavoreixen l’ascensió del magma.

l1 l 3 l Ascens de magmes

• • • L’ascens de magmes és el desplaçament dels materials fosos des de les zones d’origen fins a zones més superficials i depèn del volum de líquid generat inicialment, de les seves propietats físiques i de l’estructura tectònica de la zona que l’envolta. • • •

En alguns casos, els magmes pugen a la superfície terrestre directament des de la zona d'origen, sense pràcticament aturar-se, i donen lloc, generalment, a erupcions úniques i de curta durada. Sovint, però, els magmes s'acumulen en zones intermèdies de la litosfera formant cambres magmàtiques (figura 10) on poden solidificar totalment o continuar ascendint cap a l’exterior.

Les cambres magmàtiques Són reservoris de magma que es localitzen a l’interior de la litosfera, a profunditats d’entre 1 i 60 km. Poden ser realimentats periòdicament pel magma que procedeix de les zones de fusió. Si estan connectats amb la superfície terrestre, es produeixen successives erupcions que formen volcans o complexes volcànics amb un període d'activitat total molt llarg, encara que no continu. Aquest és el cas de volcans com el Teide, el Fuji, l’Etna, el Vesuvi, etc. Les causes que provoquen l’aturada de l'ascens del magma, en un lloc determinat de l'interior de la Terra, estan relacionades amb l'estructura de l’escorça i amb la distribució del camp d'esforços tectònics en cada punt. En les zones d’acumulació de magmes es dóna una situació de densitat neutra, és a dir, la densitat del magma és igual a la de les roques que el contenen.

Figura 10. Esquema d'una cambra magmàtica

1 l Els volcans

El magma pot separar-se definitivament de la zona de fusió i iniciar l’ascens cap a zones més superficials quan el volum de material fos és prou gran per superar la pressió que hi exerceixen sobre ell les roques que l’envolten.

1 l Els volcans

l1l 3l1l Com ascendeixen els magmes? Les diferències de pressió entre el magma i les roques que l’envolten, provocades per la menor densitat del líquid, són les que donen lloc al moviment ascencional del magma. Els mecanismes d’ascens poden ser de dos tipus: diapíric o per bombament a través de fractures (figura 11). Ascens a través de fractures

Ascens diapíric

Figura 11. Ascens a través de fractures i ascens diapíric

L’ascens a través de fractures es produeix per la pressió que exerceix el magma a mesura que avança cap a la superfície. El material fos obre i eixampla les esquerdes, les quals tornen a tancar-se una vegada el magma hi ha circulat.

El moviment diapíric consisteix en l’ascensió de grans bossades de magma que es desplacen a causa de la força de flotació. El moviment dels diapirs és possible per la relativa plasticitat de les roques situades a més fondària, que es deformen en contacte amb el magma a alta temperatura.

Els magmes generats en el mantell superior ascendeixen inicialment com a diapirs fins que arriben a zones menys profundes, on ho fan a través de fractures a causa del comportament fràgil de les roques. La gran mobilitat d’aquests magmes, que tenen composicions bàsiques i són poc viscosos, fa possible la seva circulació a través d’esquerdes relativament estretes. Els magmes generats a l'escorça tenen composicions més àcides i, en conseqüència, viscositat elevada. La seva poca mobilitat només fa possible l’ascens a partir de grans diapirs. La circulació a través d’esquerdes estretes d’aquests magmes és molt excepcional i cal que es donin unes condicions estructurals favorables perquè es produeixi. Tot i que també poden arribar a assolir la superfície de la Terra sovint, les masses de material fos s’acumulen a l’interior de l'escorça en forma de cossos arrodonits que anomenem plutons. La seva posterior solidificació dóna lloc a les roques ígnies de tipus plutònic.

l1l 3l 2l Què li passa al magma durant el seu ascens? 1 l Els volcans

El magma es diferencia en el seu recorregut cap a la superfície, és a dir, varia de composició. Els principals mecanismes de diferenciació magmàtica que es donen durant l’ascens són tres: cristal·lització fraccionada, barreja de magmes i assimilació de l'encaixant. Aquests processos poden actuar de manera conjunta o aïllada i donen lloc a un ampli espectre de composicions químiques en els magmes resultants. Cristal·lització fraccionada La pressió i la temperatura a les quals està sotmès el magma disminueixen generalment durant el seu ascens. En les noves condicions termodinàmiques, els diferents elements químics del magma es reagrupen i formen estructures cada cop més estables, que donen lloc als primers nuclis sòlids. Aquests nuclis creixen fins a esdevenir cristalls separats del líquid, el qual tindrà una composició diferent a la del magma primari. Aquest procés pot repetir-se diverses vegades en el curs de la història evolutiva del magma. Així doncs, a partir d’un magma inicial es poden formar diverses roques (agregats minerals) i diversos líquids residuals, tots ells de composicions diferents (figura 12a).

Figura 12a. Cristal·lizació fraccionada

Barreja de magmes En el camí d’ascens cap a la superfície, un magma pot barrejar-se amb d’altres de composicions i propietats físiques diferents. El resultat final serà un magma amb característiques diferents a la dels magmes inicials (figura 12b). Assimilació de l’encaixant

Figura 12b. Barreja de magmes

En alguns casos, el magma, a altes temperatures, pot fondre parcialment les roques que l’envolten i incorporar part dels seus minerals. La composició original del magma queda modificada per l’assimilació d’aquests components (figura 12c).

Figura 12c. Assimilació de l’encaixant

1 l Els volcans

Les roques ens parlen Tot i el reduït nombre de mecanismes de fusió i d’indrets on aquesta es pot produir, els diferents tipus de roques que fonen a la zona d’origen, l’existència de diferents graus de fusió parcial i els processos de

diferenciació magmàtica donen lloc a un ampli espectre de composicions magmàtiques. El resultat de la solidificació d’aquests magmes serà, en conseqüència, la formació de la gran diversitat de roques volcàniques i ígnies en general que podem trobar a la superfície de la Terra (figura 13). Conèixer quins han estat els processos petrogenètics que han actuat per donar lloc a una roca determinada és la tasca principal de la petrologia i la geoquímica. Aquestes dues branques de la geologia estudien, a partir de l’anàlisi química, minerològica i textural, on i com es va generar el magma primari i quina va ésser la seva evolució fins a esdevenir una roca determinada.

Figura 13. Taula de classificació de roques volcàniques

Composició química de les roques ígnies El contingut i la proporció en què es troben els diferents elements químics en una roca ens donen informació sobre l’origen i l’evolució composicional del magma que l’ha format.

Figura 14. Anàlisi minerològic i químic d’un basalt, d’una traquita i d’una riolita

Les relacions entre els elements majoritaris (aquells que estan en una proporció superior al 0,1%) i els elements en traça (el seu contingut és inferior al 0,1% i s’expressa en parts per milió, ppm) ens informen sobre els canvis de composició química del magma i dels processos de diferenciació que han tingut lloc durant el seu ascens.

Els isòtops radiogènics i els elements del grup de les terres rares, que també apareixen en proporcions molt petites, són els que més informació donen sobre els mecanismes de gènesi dels magmes, a més de servir de complement en els estudis sobre diferenciació magmàtica.

Els tipus de roques ígnies i la seva textura

El magma pot arribar fins a la superfície i produir una erupció. El seu refredament, en aquest cas, és molt ràpid. La difusió d'elements dins el magma pot quedar totalment inhibida, cosa que dóna lloc a roques amb textura vítrea (obsidiana i pumites), és a dir, sense estructura cristal·lina. Generalment, però, la textura típica de les roques resultants és la microcristal·lina, formada per cristalls de gra molt fi. També podem trobar-ne amb textura porfírica, més característica de les roques subvolcàniques. Si el magma s'emplaça a nivells més superficials, però encara dins l'escorça terrestre, forma cossos intrusius com dics i sills. El procés de refredament és notablement ràpid i per això els nuclis cristal·lins nous poden créixer poc. Tanmateix, els cristalls formats en profunditat, en condicions més favorables al seu desenvolupament, tindran formes més regulars i dimensions més grans en relació amb la resta. El resultat és una textura anomenada porfírica, on cristalls grans i de formes regulars (fenocristalls) estan envoltats per una matriu cristal·lina generalment de gra molt més fi. Quan un magma solidifica en profunditat, la disminució lenta de la temperatura afavoreix la difusió dels elements químics i, per tant, l'aportació de nou material cap als nuclis cristal·lins que s’estan formant. Això donarà com a resultat una roca cristal·lina amb textura granular constituïda per cristalls grans de dimensions similars.

Figura 15. Emplaçament de diferents tipus de cossos ignis

1 l Els volcans

La velocitat de refredament del magma, condicionada per la profunditat a què solidifica, queda reflectida en la textura de la roca (figura 15). Així doncs, l’anàlisi textural ens revelarà quins han estat els estadis pels quals ha passat el magma durant la seva solidificació.

La textura d'una roca ígnia es defineix pel conjunt de característiques dels seus components minerològics: les mides absolutes i relatives, la forma i les relacions geomètriques entre si. Encara que alguns d'aquests aspectes poden observar-se al camp, l'anàlisi textural és una tasca que cal fer gairebé sempre amb l'ajut del microscopi petrogràfic.

1 l Els volcans

l1 l 4 l L’activitat eruptiva Una de les manifestacions més evidents de la dinàmica interna de la Terra és l’activitat eruptiva. Aquesta, en alguns casos violenta i en altres tranquil·la, constitueix l’episodi final del procés volcànic.

• • • L’activitat eruptiva és el conjunt de fenòmens relacionats amb la sortida de materials sòlids, líquids i/o gasosos a la superfície terrestre des d’un centre emissor. • • • En el curs de la formació d’una regió volcànica es poden diferenciar fins a cinc unitats d’activitat eruptiva, segons sigui la durada i/o l’estil dels fenòmens relacionats amb la sortida de materials a la superfície. La jerarquia establerta per a aquestes unitats és, de menor a major, la pulsació, la fase, l’erupció, l’època i el període eruptiu.

Unitats d’activitat eruptiva Pulsació eruptiva

Batec de l’emissió de materials volcànics que pot durar des de segons fins a alguns minuts. La deposició dels materials expulsats en aquest temps dóna lloc a una capa o nivell.

Fase eruptiva

Conjunt de pulsacions amb el mateix estil eruptiu que pot durar minuts, hores o pocs dies. El dipòsit o conjunt de dipòsits resultants tenen característiques granulomètriques, morfomètriques i de compactació semblants.

L’erupció

És la unitat d´activitat eruptiva base i pot durar dies, mesos, o fins i tot anys. Inclou una o diverses fases eruptives i queda representada per una seqüència de dipòsits. Entre dues erupcions diferents des del mateix centre emissor, ha d’haver transcorregut un lapse de temps prou llarg perquè es desenvolupin sòls o bé es donin processos d’erosió no volcànics.

Època eruptiva

Engloba diverses erupcions i pot tenir durades d’alguns centenars o milers d’anys. En aquest temps, pot tenir lloc la formació d’un o diversos edificis volcànics.

Període eruptiu

És la successió de diverses èpoques eruptives, separades per intervals de temps prou importants perquè es puguin produir fenòmens tectònics: plegaments, falles, etc. Pot durar de milers a milions d’anys i es formen regions o camps volcànics.

l1l 4 l 1l Per què es produeix una erupció? 1 l Els volcans

L’inici d’una erupció té lloc quan la pressió exercida pel magma, dins el conducte volcànic o en una cambra magmàtica, supera la pressió litostàtica. L’augment de la pressió magmàtica es produeix bàsicament per dues causes, que poden actuar de forma conjunta o aïllada: a. La injecció de nou magma, procedent de zones més profundes de la Terra. Aquest és l’origen de la immensa majoria de les erupcions volcàniques. b. La sobresaturació en gasos (volàtils) d’alguns magmes en pujar cap a la superfície. En magmes bàsics, pobres en volàtils, l’increment de pressió és generalment causat per la injecció continuada de nou magma, mentre que en magmes àcids es deu sovint a la combinació d’ambdues. Així doncs, en reservoris superficials de magmes àcids, sobresaturats de gasos, l’arribada de nou magma pot acabar desencadenant l’erupció.

Els volàtils en els magmes Els volàtils més comuns en la majoria de magmes són el vapor d’aigua (H2O), el diòxid de carboni (CO2) i el diòxid de sofre (SO2). La solubilitat d’aquests gasos depèn de la pressió i temperatura a què es troba el magma.

A mesura que el magma ascendeix cap a zones més superficials, la menor pressió litostàtica fa possible que els volàtils que conté dissolts se separin del líquid i formin una fase gasosa independent. Aquests volàtils es concentren en bombolles que augmenten en nombre i mida.

Figura 16. Expansió dels gasos en un conducte volcànic.

Figura 17. Expansió dels gasos a la cambra magmàtica.

En les cambres magmàtiques hi ha un procés de refredament i cristal·lització del magma. El líquid residual que en resulta s'enriqueix en volàlits pel fet que aquests sovint no poden incorporar-se fàcilment a les estructures cristal·lines. En aquest moment, es comencen a formar bombolles que fan augmentar la pressió del magma.

1 l Els volcans

l1 l 4l 2 l Tipus d’activitat eruptiva

Figura 18. Emissió de lava

Les característiques de l’activitat eruptiva depenen principalment del contingut en volàtils del magma i, per tant, de la seva composició inicial i l’evolució d’aquest durant l’ascens cap a la superfície. D’altra banda, el tipus d’activitat també estarà condicionada per la presència d’aigua a l’indret on finalment tingui lloc la sortida a l’exterior del magma. En funció de tots aquests factors, podem diferenciar dos tipus principals d’activitat eruptiva: l’efusiva i l’explosiva.

l 1l4 l 2l1l Activitat efusiva • • • L’activitat efusiva es caracteritza per l’emissió tranquil·la i contínua de lava, nom que rep el magma una vegada ha sortit a l’exterior. • • •

Un baix contingut en volàtils del magma dóna lloc a manifestacions de tipus efusiu (figura 18). La pressió que exerceixen les bombolles de gas a l’interior del conducte volcànic no és prou important per fragmentar el magma i expulsar-lo a l’aire. Aquest tipus d’activitat es pot generar principalment per: • Emissió de magmes bàsics i ultrabàsics, originalment pobres en gasos. • Desgasament de magmes àcids per la fugida gradual dels volàtils a través de fumeroles o erupcions de vapor. • Activitat eruptiva explosiva prèvia, en què es produeix la pèrdua de la major part dels gasos del magma dins el conducte volcànic.

l 1l 4l2l2l Activitat explosiva • • • L’activitat explosiva es caracteritza per la fragmentació i l’expulsió de forma violenta del magma i, ocasionalment, de les roques de l’encaixant. Els fragments resultants s’anomenen piroclastos. • • •

Les manifestacions volcàniques explosives estan associades a magmes amb un contingut de volàtils alt. En les explosions magmàtiques, els gasos es concentren en bombolles i s’expandeixen dins el tram final del conducte volcànic. Aquestes bombolles interaccionen les unes amb les altres i aïllen fragments de magma. L’escapament sobtat dels gasos, en el moment d’arribar a la superfície, provoca explosions més o menys violentes, que expulsen els fragments. En algunes ocasions, es produeixen explosions hidromagmàtiques provocades pel contacte d’aigua amb el magma. Així s’incrementa el grau d’explosivitat i també es produeix la fragmentació de les roques que envolten el conducte magmàtic. A partir dels volcans actius i de les grans erupcions esdevingudes en els darrers segles, s’han definit unes tipologies bàsiques d’activitat eruptiva explosiva magmàtica: estromboliana, vulcaniana i pliniana, segons el grau d’explosivitat. L’activitat explosiva hidromagmàtica pot tenir també diferents graus d’intensitat.

Activitat estromboliana

En l’activitat estromboliana es produeixen petites explosions separades per períodes de temps curts, que poden anar de menys d'un segon fins a poques hores. Cada una d’aquestes explosions o pulsos s’origina per l'aproximació a la superfície d'una o més bombolles de gas mentre el magma està en repòs (figura 16). El resultat és l’expulsió de fragments de magma que s’acumulen a l’entorn del centre emissor després de seguir trajectòries balístiques (figura 19).

Figura 19. Activitat eruptiva de tipus estrombolià

La pressió del gas que arriba a la superfície i el seu ascens a través del líquid depenen de les propietats físiques del magma. Generalment, aquesta activitat està relacionada amb magmes basàltics, poc viscosos, en els quals la circulació de les bombolles de gas cap a la superfície té lloc amb relativa facilitat. Activitat vulcaniana Aquest tipus d’activitat es va definir a Vulcano. Aquesta illa d’origen volcànic també és a l’arxipèlag de les Eòlies i el seu nom prové de Vulcà, déu romà del foc. L’activitat vulcaniana, caracteritzada per un grau d’explosivitat elevat, és de menor magnitud i violència que la pliniana (figura 20). Així doncs, el volum de material extruït no supera, normalment, el kilòmetre cúbic i les columnes eruptives tenen alçades inferiors a 20 km. Tanmateix, el tret diferencial en aquest tipus de manifestacions són les

1 l Els volcans

El volcà Stromboli, a les Illes Eòlies, al nord de Sicília, va donar nom a aquest tipus d’activitat que es caracteritza per una explosivitat baixa, fruit de l’escapament del gas barrejat en el magma.

1 l Els volcans

explosions de curta durada separades per intervals de temps més o menys llargs (minuts a hores). L’origen d’aquestes explosions és l’obstrucció del conducte volcànic per un tap de roca, que pot estar format per material magmàtic que s'ha refredat i consolidat, per una barreja d'aquest amb fragments derivats d'una explosió anterior o, simplement, per roca encaixant. L’explosió es produeix quan la pressió dels gasos a l'interior del conducte és superior a la del tap, ja sigui per l’augment de gas magmàtic o, més freqüentment, per la vaporització parcial d'un aqüífer. En conseqüència, una gran part del material projectat correspon a la fragmentació d’aquesta roca que obstrueix la boca de sortida. Els magmes de composicions andesítiques, a causa de la seva alta viscositat, sovint s’acumulen i solidifiquen a la boca d’emissió. Així, té lloc la formació de doms que actuaran de taps en el conducte volcànic i desencadenaran aquest tipus d’activitat.

Figura 20. Activitat eruptiva de tipus vulcanià

Activitat pliniana Aquest tipus d’activitat prové del nom de Plini el Jove, que l’any 79 d.C. va descriure amb detall l'activitat eruptiva d'aquest tipus en el Vesuvi. Es caracteritza per un alt grau d’explosivitat, amb manifestacions molt violentes on s’expulsen i es dispersen importants volums de fragments i volàtils (figura 21). A velocitats de centenars de metres per segon, els piroclastos i els gasos calents ascendeixen desenvolupen una columna, en forma de xampinyó, que pot arribar a alçades de més de 30 quilòmetres.

1 l Els volcans

La columna es manté estable mentre surt material amb prou força des del centre emissor. Alhora, part dels fragments cauen, en forma de pluja de piroclastos, al voltant del centre eruptiu. Quan disminueix el contingut de gasos del magma, o bé, augmenta el radi de la boca de sortida per l’erosió de les explosions, la velocitat de sortida de materials decreix i es produeix el col·lapse total o parcial de la columna eruptiva. Llavors, es formen fluxos de piroclastos que davallen a gran velocitat pels flancs del con volcànic. Normalment, aquest tipus d’activitat s’associa a magmes àcids, diferenciats en cambres magmàtiques, on durant un llarg període de temps han evolucionat i s’han enriquit en gasos.

Figura 21. Activitat eruptiva de tipus plinià

Activitat explosiva hidromagmàtica En el transcurs d’una erupció magmàtica, l’entrada d’aigua externa al sistema pot fer canviar totalment l’estil de l’activitat eruptiva. Tant és així, que una emissió de magma inicialment tranquil·la pot incrementar la seva violència de forma important i gairebé instantània. Aquest tipus d’activitat eruptiva pot donar-se tant en magmes bàsics com en magmes més evolucionats. El terme més concret de freatomagmatisme s’utilitza per designar el procés d’interacció del magma amb aigua subterrània. En aquest cas, la transferència d'energia del magma a l'aigua pot portar-se a terme per conducció (figura 25) o per contacte directe (figura 26).

• • • L’activitat hidromagmàtica és producte de la interacció del magma o d'un focus de calor magmàtic amb aigua meteòrica, ja sigui superficial (mars, rius o llacs) o subterrània (aqüífers). • • •

1 l Els volcans

Explosions magmàtiques Per poder comprendre el funcionament de les explosions magmàtiques, ens pot servir la comparació del procés volcànic amb el que succeeix quan obrim una ampolla de cava (figura 22):

a. El magma, abans de l’erupció, està sotmès a una pressió més gran que l’atmosfèrica i els gasos volcànics resten dissolts en el líquid.

b. En desobstruir-se el conducte volcànic, es produeix una descompressió quasi instantània del magma, els gasos s’expandeixen i formen bombolles.

c. Els gasos fragmenten el magma i l’expulsen a l’exterior en forma de gotes de lava. Aquestes poden assolir grans velocitats.

Figura 22. Representació d’una explosió magmàtica

a. El cava dins l’ampolla està sotmès a una pressió molt alta a causa de la força que exerceix el gas i que s'acumula al coll de l'ampolla. L’elevada pressió interna fa que encara que la fermentació continuï no es pugui separar més gas i que aquest quedi parcialment dissolt dins del líquid.

b. En obrir ràpidament l'ampolla, el gas acumulat al seu coll s'escapa. La pressió dins l’ampolla disminueix de manera important i permet que el gas dissolt dins del cava comenci a difondre’s, se separi del líquid i formi nombroses bombolles que creixen ràpidament.

c. Els gasos arrosseguen el líquid a gran velocitat cap al coll de l'ampolla, fragmenten el líquid i produeixen l’expulsió de gotes de cava. En escapar-se tot el gas, l’escuma regalima pel coll de l’ampolla ja que no té força suficient per sortir empesa a l’aire.

Explosions hidromagmàtiques

1 l Els volcans

Quan a la cuina de casa hi ha una paella d’oli calent al foc i, sense voler, hi cauen unes gotes d’aigua, es produeix un fenomen semblant al procés hidromagmàtic:

Figura 23. Simulació d'explosió hidrovolcànica

L’oli calent, comparable al magma d’una erupció, transfereix la seva calor a l’aigua, que es vaporitza instantàniament (figura 23). Aquest vapor s’expandeix i fragmenta l’oli que surt a gran velocitat de la paella, en forma d’esquitxos. En el cas del fenomen volcànic, les gotes d’oli expulsat corresponen als piroclastos.

Si es prova de tirar una galleda d’aigua sencera damunt la paella, es produeix una reacció molt diferent a l’anterior. En aquest cas, el percentatge més gran d’aigua refreda ràpidament l’oli i redueix l’explosivitat de la interacció, que pot arribar a ser nul·la. Aquest fet explica la baixa explosivitat de l’activitat eruptiva subaqüàtica que té lloc, per exemple, a les dorsals dels fons oceànics.

La relació entre el volum d’aigua i el de magma que es posen en contacte condicionarà de forma important el grau d’ex-

plosivitat de l’activitat hidromagmàtica (figura 24), tal com s’ha demostrat en experiments de laboratori.

Figura 24. Diferents tipus de dipòsits i d’edificis volcànics resultants de l’activitat eruptiva hidromagmàtica, segons la relació entre el contingut d’aigua que interacciona amb el magma i el grau d’explosivitat o eficiència de l’erupció. Wohletz i Sheridan (1983).

1 l Els volcans Figura 25. Activitat eruptiva freàtica

Figura 26. Activitat eruptiva freatomagmàtica

Una intrusió de material fos pot escalfar i vaporitzar un aqüífer per conducció tèrmica, sense entrar-hi directament en contacte. En aquest cas, tenen lloc violentes explosions que expulsen únicament fragments procedents de les roques que formen l'aqüífer, sense que en cap moment hi hagi sortida de magma a l’exterior.

En el transcurs d’una erupció, l’aigua subterrània pot entrar en contacte directe amb el magma i vaporitzar-se instantàniament. Això només serà possible quan la pressió dels gasos del magma, dins el conducte volcànic, sigui inferior a l’exercida per l’aigua de l’aqüífer. Llavors, es produeixen violentes explosions que expulsen fragments de magma i de les roques que envolten el conducte volcànic

Activitat surtseiana A Islàndia, l’activitat eruptiva és generalment de tipus efusiu i estrombolià, amb l’emissió de magmes bàsics. Tanmateix, l’any 1963, a la costa meridional islandesa, va néixer una nova illa volcànica, coneguda com a Surtsey, amb una activitat explosiva molt important. Les violentes explosions eren fruit de l’entrada d’aigua oceànica pel conducte volcànic i la seva vaporització instantània. Aquest estil eruptiu reconegut en la formació de molts altres volcans es coneix com a activitat surtseiana.

Figura 27. Erupció a l’Illa de Surtsey. Islàndia.

l1 l 4l 3 l Materials volcànics

l 1l4 l 3l1l Materials massius Són cossos compactes de roca de composició homogènia, resultat del refredament de fluxos de lava que s’originen a causa de l’activitat eruptiva efusiva. Aquests cossos de roca poden presentar formes diverses segons la viscositat inicial del magma. La variació de la temperatura durant el seu emplaçament, el volum de material emès i, finalment, les característiques del terreny on s’emplaça (pendent, irregularitats, humitat, entre altres) també influeixen sobre la forma final que adquireixen.

• • • Els materials volcànics són tots aquells productes sòlids, líquids i gasosos expulsats en una erupció. Es pot diferenciar entre els volàtils, gasos que se separen del magma, i els que es dipositen, els quals es poden classificar en massius i fragmentaris. • • •

Les laves més fluides, de composició bàsica, donen lloc a colades de lava (figura 28). Són fluxos continus de material rocós fos que s’escolen per les zones més deprimides i poden arribar a recórrer grans distàncies. Les laves derivades de magmes àcids són molt viscoses, normalment s'acumulen sobre la mateixa boca de sortida i construeixen doms. En aquells casos extrems en què la lava surt pràcticament solidificada, el resultat és la formació de pitons o agulles. Les colades de lava Les característiques que ens permeten diferenciar les colades de lava són la seva litologia, morfologia i estructura interna. Aquests paràmetres variaran segons la composició del líquid magmàtic, la velocitat de refredament del flux i les característiques del medi on s’emplaça. Segons l’aspecte de la seva superfície, les colades de lava es poden classificar en dos grans grups: llises i rugoses. L’estructura interna pot presentar-se de forma massiva i compacta o fracturada, per un diaclasat que s’anomena disjunció. Estructura interna de les colades: hàbits de retracció Les laves experimenten una forta contracció en refredar-se, ja que el volum que ocupen una vegada solidificades és menor al que ocupaven en estat líquid. Aquest fet produeix el desenvolupament, a l’interior del cos de roca massiu, de diversos sistemes de fractures que formen els hàbits de retracció, també anomenats disjuncions. Els principals tipus de disjunció són: columnar o lenticul·lar (figura 29).

Figura 28. Colada de lava solidificada del complex volcànic del Teide

1 l Els volcans

L’estudi de les roques volcàniques aporta informació de quins van ser els mecanismes de transport i deposició que les van originar i, per tant, del tipus d’activitat eruptiva del volcà. En aquest estudi cal tenir en compte les relacions geomètriques i texturals de les acumulacions de materials, així com la seva composició.

1 l Els volcans

La disjunció lenticul·lar o en lloses es produeix quan el corrent de lava és encara en moviment, per exemple per realimentació del flux des del centre emissor, i les bombolles de gas es disposen en plans paral·lels a la direcció d’avanç. Aquests plans, a mesura que es refreda la lava, faciliten la formació d’una fracturació horitzontal que és més notòria al centre de la colada de lava.

Figura 29. Disjunció columnar i lenticul·lar

La disjunció columnar té lloc quan el corrent de lava és en repòs. La diferència de temperatura entre el centre, encara molt calent, i el sostre i la base de la colada, ja refredats, permet que es generin cel·les de convecció en el seu interior. Aquestes cel·les es disposen perpendicularment a la base de la lava i desenvolupen una fracturació vertical, que individualitza prismes columnars hexagonals o pentagonals. Tot i que també es parla de disjunció esfeoïdal, aquesta estructura interna que sovint presenten les zones més externes de les colades de lava no es pot considerar un hàbit de retracció (figura 30). Aquesta escamació en forma de boles de les laves és producte de la meteorització de la roca volcànica, com a conseqüència de la infiltració lenta d’humitat a través de les esquerdes de retracció ja existents. Un altre tipus d’alteració freqüent és el pigallat blanc, producte de la meteorització d’alguns minerals de la roca.

Figura 30. Disjunció esferoïdal

Morfologia de les colades

1 l Els volcans

Figura 31. Colada de lava llisa (pahoehoe)

Figura 32. Colada de lava rugosa (aa o malpaís)

Les laves més fluides acostumen a presentar la superfície llisa o lleugerament ondulada (figura 31). En alguns casos, com a conseqüència de petites turbulències a l’interior de la colada, la superfície pot presentar arrugues o plecs perpendiculars a la direcció del flux, que donen lloc a les laves cordades.

Les laves més viscoses tenen la superfície rugosa i irregular, formada per petits blocs (figura 32). La part més externa de la colada es refreda i forma una crosta, que a causa del continu avanç del flux es va trencant i dóna lloc als blocs. Quan aquests fragments són de grans dimensions, la colada s’anomena en blocs.

Una mateixa colada pot presentar trams amb diverses morfologies a la seva superfície. Així, és freqüent observar com un corrent de lava té un tram inicial de superfície llisa, seguit d'un tram amb morfologia de lava cordada, que cada cop es fa més irregular fins a esdevenir una colada de lava rugosa.

Els corrents de lava submarins es comporten de manera diferent a com ho fan els subaeris. En entrar en contacte amb l’aigua, el refredament de la lava és sobtat i es forma una pel·lícula de vidre, més o menys plàstica, que individualitza bossades de material fos. Aquestes bosses cauen i roden en el sentit del pendent, es deformen pel pes d’unes sobre les altres i formen les laves en coixí (pillow laves).

Els tossols Quan el flux de lava s’emplaça sobre un llac o una superfície humida, l’aigua es vaporitza i una gran quantitat de gas s’incorpora al flux. Aquest gas, en forma de bombolles, ascendeix per l’interior de la colada fins a la part més externa, sovint semiconsolidada pel seu refredament més ràpid. L’acumulació de bombolles en aquesta zona produeix una pressió que pot deformar i acabar trencant la superfície de la colada. En resulten petits turons que poden arribar a ser d’algunes desenes de metres, que s’anomenen blisters o tossols (figura 33). Figura 33. Tossol

l 1l4 l 3l2l Materials fragmentaris

1 l Els volcans

Són acumulacions de clastos generats, principalment, per l’activitat eruptiva de tipus explosiu. Les bombolles de gas individualitzen porcions de magma, que són expulsades de forma més o menys violenta cap a l’exterior. En alguns casos, les explosions volcàniques poden trencar part de les parets del conducte o de la xemeneia i, llavors, els fragments que en resulten surten barrejats amb els clastos de magma. Finalment, la deposició de tots aquests materials dóna lloc als dipòsits fragmentaris, també anomenats piroclàstics. Sovint, l’activitat eruptiva explosiva és tan violenta que fa difícil la seva observació directa. En conseqüència, l’estudi dels dipòsits piroclàstics emesos és molt important per entendre el funcionament d’aquest tipus d’activitat.

Els piroclastos La paraula piroclast ve del grec clasto i piros, és a dir, pedra de foc. Cadascun dels fragments, gran o petit, d’una naturalesa o d’una altra, que forma part d’un dipòsit piroclàstic, té unes característiques pròpies que cal tenir en compte.

Classificació segons la mida dels fragments Les cendres tenen diàmetres més petits de 2 mm; els lapil·lis, localment anomenats gredes o tosquiges, tenen grandàries d’entre 2 mm i 64 mm i, finalment, els fragments de dimensions superiors a 64 mm són els blocs.

Les explosions volcàniques donen lloc a una àmplia varietat de mides de fragments. Dins d’aquesta diversitat granulomètrica, es diferencien tres grups principals de piroclastos: les cendres, el lapil·li i els blocs (figura 34). Blocs

Lapil·lis

Cendres

64 mm

2 mm

Figura 34. Classificació de piroclastos segons la mida

Naturalesa dels fragments Entre els materials fragmentaris, es poden distingir dos tipus de clastos segons la seva naturalesa: juvenils i lítics. Alguns dipòsits piroclàstics estan formats exclusivament per un tipus de fragments, mentre que d’altres estan constituïts per una barreja d’ambdós.

Fragments lítics: corresponen a fragments de les roques que formaven el conducte volcànic i que han estat arrencades per les explosions durant l’erupció. Els clastos lítics poden ser accessoris, quan deriven del trencament de roques volcàniques emeses en anteriors erupcions, o accidentals, quan són fragments de roques sedimentàries, metamòrfiques o ígnies del substrat prevolcànic.

Fragments juvenils: també anomenats essencials, provenen directament del trencament del magma que arriba a la superfície.

Altres terminologies emprades

Figura 35. Bomba volcànica

Escòries: són piroclastos juvenils, de mida de lapil·li o superior, amb morfologies irregulars, molt vesiculats i de composició basàltica o basalticoandesítica. En els dipòsits propers al centre emissor es poden presentar semisoldats, perquè en emplaçar-se no estan del tot solidificats (figura 36).

Figura 36. Escòria

Pumicites: fragments juvenils, generalment de mida de lapil·li, de composició àcida i de colors clars. Es caracteritzen per la seva notable vesiculació i per tenir densitats que no superen l’1g/cm3 (figura 37), per tant, suren a l’aigua.

Figura 37. Pumicita

l 1l4 l 3l 3l Tipus de dipòsits piroclàstics Els materials fragmentaris formen acumulacions molt diverses segons siguin els seus mecanismes de formació, transport i deposició. Tanmateix, atenent la seva gènesi, es poden diferenciar tres tipus bàsics de dipòsits piroclàstics: de caiguda, d’onada piroclàstica i de colada piroclàstica. Dipòsits piroclàstics de caiguda Es formen quan els fragments expulsats en l’erupció cauen lliurement, ja sigui verticalment, després de formar part d’una columna eruptiva, o bé descrivint una trajectòria balística des del cràter del volcà (figura 38). Els dipòsits de caiguda poden presentar una gradació de mida dels clastos i mostrar un bandejat paral·lel i lateralment continu. El gruix del dipòsit i la mida dels fragments disminueixen progressivament com més lluny són del centre emissor.

1 l Els volcans

Bombes volcàniques: alguns fragments de magma, de mida de lapil·li o bloc, quan són expulsats encara no estan del tot refredats i durant la seva trajectòria prenen morfologies arrodonides o fusiformes. Sovint presenten esquerdes superficials del tipus “crosta de pa”. Aquestes es produeixen per l’expansió de les bombolles de gas a la part interior de la bomba, en estat semifluid a causa de la temperatura, mentre la part més externa ja està refredada i es fractura fràgilment (figura 35).

1 l Els volcans Figura 38. Projecció balística de piroclastos i emplaçament d’un dipòsit de caiguda

Tipus de dipòsits de caiguda a. Dipòsits de caiguda estrombolians: la baixa energia de l’erupció i la densitat elevada dels fragments fan que els materials expulsats no assoleixin grans alçades i caiguin directament seguint trajectòries balístiques. Aquest mecanisme és característic de l’activitat estromboliana, on els fragments s’acumulen al voltant del centre eruptiu i formen l’edifici volcànic. b. Dipòsits piroclàstics plinians: quan la densitat dels fragments és baixa, aquests pugen fins a alçades importants formant les característiques columnes eruptives plinianes. Finalment, els materials cauen en forma de pluja de piroclastos. Els vents dominants poden desplaçar lateralment el núvol de materials que formen la columna i condicionar l’emplaçament dels piroclastos. Aquests dipòsits cobreixen uniformement la topografia, ja que s’acumulen tant a les depressions com a les zones altes (figura 39).

Figura 39. Dipòsit de caiguda plinià

c. Dipòsits de caiguda hidrovolcànics: en les violentes explosions provocades per l’evaporació instantània de l’aigua, una part dels fragments expulsats també segueix trajectòries balístiques. En aquest cas, a diferència de l’estrombolià, el component horitzontal és molt més important que el vertical. Les acumulacions resultants, amb una presència important de fragments lítics, també s’anomenen bretxes piroclàstiques (figura 40).

Figura 40. Bretxa piroclàstica

Dipòsits d’onada piroclàstica

a. al col·lapse de la part externa de les columnes eruptives, molt més diluïda i freda que la central; b. a les explosions anulars rasants que es produeixen directament des de la boca d'emissió i es desplacen radialment. Aquests fluxos són altament energètics i poden remuntar els pendents topogràfics. En conseqüència, els dipòsits produïts per les onades piroclàstiques cobreixen la topografia. Tot i això, l’acumulació més important de material es dóna al fons de les valls (figura 41). Els dipòsits es caracteritzen per presentar estructures sedimentàries unidireccionals i per tenir una bona classificació granulomètrica. Sovint presenten una base erosiva sobre els materials del substrat.

Figura 41. Emissió i emplaçament d’una onada piroclàstica

Dipòsits de colada piroclàstica Es dipositen a partir de fluxos gasosos laminars i rics en piroclastos que tenen una elevada temperatura i es desplacen a gran velocitat, s’encaixen en les zones deprimides, controlats per la gravetat. Generalment s’originen pel col·lapse, total o parcial, d'una columna eruptiva vertical i durant el seu emplaçament van acompanyades d’un gran núvol de cendres (figura 42). L’acumulació dels materials transportats per aquests fluxos reomple els barrancs i les depressions. Normalment no tenen una estratificació clara ni una organització interna definida, i és freqüent que es presentin compactats a causa d’una cimentació secundària. Són característics d’erupcions explosives associades a magmes diferenciats, tot i que també es poden donar en vulcanisme de tipus bàsic. Les grans colades piroclàstiques, riques en pumicites, prenen el nom particular d’ignimbrites.

1 l Els volcans

Tenen el seu origen en fluxos gasosos turbulents que transporten lateralment i arran de terra petites proporcions de piroclastos a velocitats supersòniques. La formació d’onades piroclàstiques està associada, principalment:

1 l Els volcans

Els dipòsits de colada i onada piroclàstica són les manifestacions extremes d’un ampli espectre d’emplaçaments i deposicions de fluxos. Així doncs, és freqüent trobar entre aquest dos tipus de dipòsits un ventall de termes intermedis.

Figura 42. Dipòsit de colada piroclàstica

Els lahars

Figura 43. Emplaçament d’un lahar

La paraula lahar, d'origen indonesi, serveix per designar un flux aquós que transporta una gran massa de materials volcànics. Quan grans quantitats de neu cobreixen els volcans o els seus cràters estan ocupats per llacs, una erupció, per petita que sigui, pot provocar riades molt importants de fang i roques volcàniques. Aquests fluxos, que viatgen a grans velocitats, provoquen un augment sobtat del cabal del riu i arrosseguen al seu pas tot el que troben en els fons de les valls: vegetació, infraestructures, vehicles i fins i tot poblacions senceres. Els dipòsits dels lahars són masses caòtiques de roques volcàniques i d’altres materials incorporats durant el seu emplaçament. En les seqüències de materials es poden presentar interestratificats amb dipòsits volcànics -laves o piroclastos- i amb materials sedimentaris (figura 43).

l1 l 4l 4l La morfologia dels volcans 1 l Els volcans

L'acumulació dels materials volcànics expulsats a prop del centre emissor dóna lloc a la formació d'un o diversos edificis volcànics que, generalment, tenen forma cònica i poden ser de dimensions molt variables. La morfologia de les construccions volcàniques està estretament relacionada amb el tipus d’activitat eruptiva i els episodis que s’han esdevingut al llarg de la història del volcà. Tenint en compte aquest fet, es poden classificar els volcans en monogenètics o poligenètics. Volcans monogenètics Són aquells que es formen en el decurs d'una única erupció, en la qual poden existir diferents fases i pulsacions. L’edifici que es construeix s’anomena simple i els principals tipus són: cons de piroclastos, cons de tuf, anells de tuf i maars. La successió de diferents fases eruptives pot donar com a resultat la superposició de diversos d’aquests edificis en un mateix volcà. Cons de piroclastos o d’escòria Resulten de l’activitat estromboliana i estan formats principalment per escòries. Els cràters poden ser circulars o esvorellats. La forma de ferradura pot ser deguda a la inclinació del conducte volcànic, a l'existència de vents dominants que acumulen els piroclastos en una direcció preferencial, o bé a la sortida de laves que arrosseguen part del material piroclàstic ja dipositat. Els flancs tenen inclinacions d’entre 30 i 40° . Cons de tuf Es formen a partir d’activitat hidrovolcànica, on l’aigua que interacciona amb el magma entra al conducte volcànic pel centre emissor. Els materials que el formen són majoritàriament dipòsits piroclàstics compactats del tipus onada i colada piroclàstica. El cràter és de dimensions reduïdes i el con presenta flancs amb pendents d’entre 20 i 25° . Anells de tuf S’edifiquen com a conseqüència de l’activitat freatomagmàtica. Estan formats per dipòsits piroclàstics de tipus bretxa, onada i colada piroclàstica. Tenen un cràter de dimensions grans i un con de poca alçada amb flancs que presenten pendents al voltant de 10° .

Figura 44. Con de pirocastos o d’escòria

Figura 45. Con de tuf

Figura 46. Anell de tuf

Maars S’edifiquen en fases d’activitat freatomagmàtica i presenten unes característiques molt semblants als anells de tuf. En aquest cas, el cràter es troba excavat per sota el nivell topogràfic preeruptiu i el con, format per dipòsits d’onada i colada piroclàstica, té una alçada molt baixa. Figura 47. Maar

Volcans poligenètics

1 l Els volcans

Són aquells que es formen a partir de diverses erupcions que tenen lloc durant un període de temps llarg, de milers fins a milions d'anys. Sovint estan associats a cambres magmàtiques intermèdies o superficials que experimenten successius episodis de buidatge i reompliment, i on els magmes primaris poden evolucionar. Els edificis característics resultants són els estratovolcans i els volcans escut. Estratovolcans També anomenats volcans compostos, estan relacionats amb erupcions de magmes àcids i intermedis on s’alterna l’activitat explosiva i l’efusiva. En conseqüència, estan formats per diverses superposicions de dipòsits fragmentaris i colades de lava. L’edifici, de grans dimensions, pot tenir flancs amb pendents que superen els 40° . Figura 48. Estratovolcà

Figura 49. Volcà en escut

Volcans escut Formats per erupcions basàltiques on l’activitat efusiva és la dominant. L’edifici, amb una morfologia còncava, com el seu nom indica semblant a la d’un escut, està constituït per la superposició de nombroses colades de lava. El con és de poca alçada i els pendents dels seus flancs no superen els 10° . La base, en alguns casos, pot superar el centenar de quilòmetres de diàmetre. Tant els volcans monogètics com els poligenètics poden tenir associats edificis més petits al seu voltant relacionats clarament amb l'activitat de l'edifici principal que s’anomenen cons adventicis.

Calderes de col·lapse En els volcans que tenen cambra magmàtica, al llarg d’una erupció es pot produir la sortida ràpida de gran quantitat de magma (etapa a). Llavors, el buidatge parcial o gairebé total del reservori de magma pot causar l’enfonsament de l’estructura que hi ha al damunt. Aquest col·lapse reactiva el dinamisme volcànic de

forma important, i genera fases d’intensa explosivitat (etapa b). El resultat final és una depressió, generalment de dimensions quilomètriques, que anomenem caldera de col·lapse (etapa c). Les parets internes que limiten aquesta depressió són verticals i estan formades principalment pels dipòsits ignimbrítics expulsats durant l’etapa b.

Figura 50. Formació d’una caldera de col·lapse

2 El vulcanisme a Catalunya

l2l 1l Distribució i evolució del vulcanisme Les manifestacions eruptives que van tenir lloc a la Garrotxa i, en general, a Catalunya durant el neògen i el quaternari, no són un fet esporàdic. L'origen d'aquest conjunt de morfologies i roques volcàniques, que constitueixen el Camp Volcànic Català, s'emmarca en un context geodinàmic més ampli que afecta a gran part de l’Europa occidental.

2 l El vulcanisme a Catalunya

En el Mediterrani occidental s'han reconegut dos períodes eruptius a partir de la composició i datació de les roques volcàniques, i ambdós estan representats al nordest de la península Ibèrica. La història geològica d'aquesta zona és complexa pel fet que s'hi encavalquen estructures compressives i distensives.

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

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

El primer període va tenir lloc durant el miocè (de 24 a 18 Ma) i es caracteritza per unes condicions tectòniques compressives (figura 51). El magmatisme associat va ser de tipus calcoalcalí, majoritàriament representat per manifestacions volcàniques subaèries a Mallorca i, sobretot, submarines entre les illes Balears i la península Ibèrica. El seu origen s'explica per la presència d'un pla de subducció inclinat cap a la península Ibèrica, alineat NE-SO, des de les illes Balears fins a l'oest de les illes de Còrsega i de Sardenya.

A partir del miocè superior, la situació esdevé distensiva i evoluciona fins a l'actualitat (figura 52). Aquest segon cicle es correspon amb el desenvolupament d’un rift d'intraplaca que afecta l’Europa occidental, amb què s’associen les manifestacions magmàtiques de tipus alcalí dels camps volcànics de València, de les Columbretes i de Catalunya. Val a dir que també es formen alguns volcans submarins i tenen lloc fenòmens volcànics més aïllats com els de Tarragona.

El rift europeu blocs aixecats com a conseqüència del moviment de grans falles normals d'orientació predominant NE-SO. Els magmes van aprofitar aquestes discontinuïtats en la litosfera per ascendir fins a la superfície. Així, trobem associades al rift nombroses manifestacions volcàniques tant a l'Europa oriental com a l'occidental. Les més importants es concentren a Eiffel a Alemanya, a l'Alvèrnia a França i a Catalunya.

En el miocè superior, a finals del període terciari, s'inicia un procés extensiu en el sector occidental de la placa euroasiàtica que encara avui es considera actiu. Com a conseqüència dels esforços distensius dins de la placa, es va desenvolupar, des de les costes del mar del Nord fins al sector més meridional de la península Ibèrica, una estructura de tipus rift de més de 2.000 km de llargada (figura 53). En aquest rift es reconeixen un seguit de fosses i

2 l El vulcanisme a Catalunya

Figura 53. Rift intracontinental de l'Europa occidental

2 l El vulcanisme a Catalunya

En el rift europeu, es poden individualitzar un seguit de segments estructurals, entre els quals hi ha el solc de València i el format per les fosses del golf de Lleó, del Tet, del Tec i de la Cerdanya. Aquests dos segments, en el sector nord-est de la península Ibèrica, estan desplaçats per un conjunt de falles normals amb una disposició perpendicular a les principals del rift (figures 53 i 54). Aquestes fractures, de ponent a llevant, són la d’Amer, la de Llorà, la de Cartellà, la de Camós-Celrà, la de Juià, la de Riurà i la de Vilopriu que separen diferents blocs aixecats (les Gavarres, les Guilleries i la serralada Trans-versal) i enfonsats (les depressions de l'Empordà i de la Selva i la fossa d'Olot). La major part dels volcans del nord-est de Catalunya es localitzen al damunt, o a prop, d'aquestes fractures.

Figura 54. Tall geològic d’una part de la fossa tectònica amb les falles

l2l2l El camp volcànic català El conjunt de roques eruptives neogenoquaternàries del nord-est de Catalunya es distribueixen en tres zones volcàniques: de l'Empordà, de la Selva i de la Garrotxa. La distribució geogràfica de les manifestacions eruptives i les dades de geocronologia disponibles permeten deduir que l'activitat magmàtica es va iniciar en el sector de l'Empordà, posteriorment 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’acció dels processos erosius, explica que hagin desaparegut els edificis volcànics i que només s’hi puguin reconèixer els materials massius més resistents. Només hi resten fragments de colades de lava o xemeneies desmantellades. 2 l El vulcanisme a Catalunya

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

Zona volcànica de l’Empordà Formada per una cinquantena d'afloraments de basalts i alguns de traquites distribuïts a les comarques de l'Alt i el Baix Empordà. Els més importants es troben als voltants de la Bisbal d'Empordà, Rupià i Arenys d'Empordà. La majoria d'aquests materials volcànics estan recoberts per dipòsits pliocens. Les datacions de què es disposa indiquen que tenen una edat superior als 6Ma, i les més antigues són de l’ordre de 14 milions d'anys. Cal destacar com a excepcionals els afloraments de traquites a Vilacolum i a Arenys d'Empordà (Alt Empordà). Aquestes roques volcàniques, de composició més evolucionada, són producte del refredament de magmes que han sofert un procés de diferenciació magmàtica.

2 l El vulcanisme a Catalunya

Zona volcànica de la Selva Constituïda també per un conjunt d'uns cinquanta afloraments basàltics, localitzats majoritàriament a l'entorn de Maçanet de la Selva i Riudarenes. Les xemeneies desmantellades de Sant Corneli i d'Hostalric són les més interessants i presenten una disjunció columnar 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 la Selva, mostra un bon estat de conservació, fet que fa suposar una edat més moderna de la seva erupció.

Zona volcànica de la Garrotxa En aquesta zona es troben els volcans més moderns i amb un millor estat de conservació. Se n'han identificat trenta-vuit dins l'àmbit del Parc Natural de la Zona Volcànica de la Garrotxa, dos a la Vall d'Hostoles i cinc a la Vall del Llémena (figura 56). Es poden observar un gran nombre d'afloraments de dipòsits piroclàstics, tant estrombolians com hidromagmàtics (especialment interessants a la Vall del Llémena), i de colades de lava. Tot i les proves de manifestacions volcàniques anteriors al quaternari, les dades geocronològiques de què es disposa estableixen l'edat d'aquest vulcanisme entre 350.000 anys i 10.000 anys. Segons les datacions existents, es pot calcular un episodi eruptiu d'aproximadament cada 15.000 anys.

2 l El vulcanisme a Catalunya

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

Volcà de la Canya Volcà d’Aiguanegra Volcà de Repàs Volcà de Repassot Volcà del Cairat Volcà de Claperols Volcà del Puig de l’Ós Volcà del Puig de l’Estany Volcà del Puig de Bellaire Volcà de Gengí

11 12 13 14 15 16 17 18 19 20

Volcà del Bac de les Tries Volcà de les Bisaroques Volcà de la Garrinada Volcà del Montsacopa Volcà de Montolivet Volcà de Can Barraca Volcà del Puig Astrol Volcà de Pujalós Volcà del Puig de la Garsa Volcà del Croscat

21 22 23 24 25 26 27 28 29 30

Figura 56. Localització dels volcans a la Garrotxa

Volcà de Cabrioler Volcà del Puig Jordà Volcà del Puig de la Costa Volcà del Puig de Martinyà Volcà del Puig de Mar Volcà de Santa Margarida Volcà de Comadega Volcà del Puig Subià Volcà de Rocanegra Volcà de Simon

31 32 33 34 35 36 37 38 39 40

Volcà del Pla sa Ribera Volcà de Sant Jordi Volcà del Racó Volcà de Fontpobra Volcà de la Tuta de Colltort Volcà de Can Tià Volcà de Sant Marc Volcà del Puig Roig Volcà del Traiter Volcà de les Medes

2 l El vulcanisme a Catalunya

1 2 3 4 5 6 7

Volcà de la Crosa de Sant Dalmai Volcà del Puig d’Adri El Rocàs Volcà del Clot de l’Omera Volcà del Puig de la Banya del Boc Volcà de Granollers de Rocacorba Puig Montner

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

l2l3l Les roques i els magmes La composició de les roques que formen la zona volcànica de la Garrotxa, i en general el Camp Volcànic Català, és relativament monòtona. Exceptuant els afloraments traquítics de l’Alt Empordà, tots els materials són basalts i basanites que tenen un contingut baix en sílice i elevat en sodi i potassi. Així doncs, en conjunt, hom pot classificarles com a alcalines. Són el resultat del refredament de magmes bàsics que han tingut un ascens ràpid i que són característics de les àrees volcàniques d'intraplaca.

2 l El vulcanisme a Catalunya

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

l2l 3 l1 l Els minerals La mineralogia dels basalts és uniforme i simple. En la majoria dels casos, només hi ha petits fenocristalls d'olivina, de piroxè i de plagiòclasi dins d'una matriu microcristal·lina o parcialment vítria només observable al microscopi. Aquesta matriu és sovint rica en òxids de ferro, principalment magnetita. En petites quantitats també hi ha altres minerals com poden ser la leucita o l'analcima.

2 l El vulcanisme a Catalunya

Les diferències mineralògiques entre els basalts i les basanites són ben poques, mai recognoscibles a ull nu. Són marcades per la presència de petits cristalls de feldspatoides com la leucita i, generalment, per una lleugera disminució en el percentatge d’òxid de sílice (figura 13). Les traquites, a diferència de les roques basàltiques, tenen un percentatge més elevat d’òxid de sílice, superior al 60%, i estan constituïdes per grans cristalls de plagiòclasi i alguns de piroxè i biotita. A la matriu es reconeixen, en el microscopi, nombrosos cristalls petits i allargats de sanidina, així com de titani i d’òxids de ferro.

Els minerals observables

Figura 60. Olivina

Figura 61. Piroxens

Figura 62. Plagiòclasi

Mineral de lluïssor vítria i de color verd clar. Apareix tant en forma de fenocristalls com formant part de la matriu. Els cristalls grans acostumen a ser idiomorfs, amb totes les vores regulars, de manera que es corresponen amb cares cristal·logràfiques.

Minerals de colors foscos amb tonalitats verdoses. Es troben com a fenocristalls, però també dins de la matriu. La majoria són augites titaníferes i sovint es presenten en formes idiomòrfiques o subidiomòrfiques.

Mineral de color blanc. Aquest tipus de feldspat es mostra generalment subordinat a la matriu i només de forma excepcional es troba com a fenocristall.

l2l 3 l2 l Les dades geoquímiques Gènesi i ascens dels magmes La geoquímica de les roques basàltiques del Camp Volcànic Català mostra una homogeneïtat notable en els elements majors, com els òxids de sílice, d’alumini, de ferro o de calci, entre d’altres. Únicament el percentatge d’òxid de titani presenta algunes variacions significatives, que s'atribueixen a les temperatures variables del magma en el moment de formació de les roques. En el cas dels elements traça com són el níquel, el cobalt, el crom o l’estronci i en el de les terres rares lleugeres, com el lantani, el ceri o el neodimi, sí s'observen variacions importants d'unes roques a les altres. Aquesta variabilitat en les composicions químiques concorda majoritàriament amb les zones geogràfiques -l’Empordà, la Selva i la Garrotxa- i indiquen diferències en l'àrea font dels magmes.

La presència d'aquestes dues zones d'origen, astenosfera i part inferior de la litosfera, es pot relacionar amb l’evolució del rift europeu. En els primers estadis extensius, l’aprimament de la litosfera provoca la seva descompressió i fusió parcial. L’escorça encara és gruixuda i alguns magmes queden atrapats en petites cambres magmàtiques on es diferencien i produeixen les traquites de l’Empordà. A mesura que progressa el rift i l’aprimament de la litosfera s’accentua, l’astenosfera ascendeix i afavoreix l’ascens de materials fosos menys evolucionats. En alguns casos, la manca gairebé total de contaminació dels basalts per roques de l'escorça i la poca diferenciació que presenten indiquen que l'ascens, en forma de bossades de magma des del punt d'origen fins a assolir la superfície, va ser molt ràpid.

2 l El vulcanisme a Catalunya

Les variacions observades en les anàlisis geoquímiques de les roques basàltiques permeten establir algunes consideracions sobre la gènesi i l’ascens dels magmes que van donar lloc 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 manifestacions volcàniques de l’Empordà provenen d’una àrea font de caràcter més litosfèric.

Els enclavaments Cal destacar la presència de xenòlits ultrabàsics (figura 64) derivats del mantell o de restes de la diferenciació magmàtica dels basalts en l'escorça inferior en els volcans de Rocanegra, del Puig de la Banya de Boc o del Puig d'Adri. Aquests xenòlits són més densos que el líquid de composició basàltica. Tot i això, a causa del ràpid ascens del magma, són arrossegats immersos en el seu interior fins a la superfície. Els càlculs realitzats, d’acord amb la flotabilitat d'aquests fragments en el fluid magmàtic, permeten estimar que la velocitat d'ascens dels magmes va haver de ser de l'ordre de 0,2 m/s en aquest cas per mantenir els enclavaments en suspensió.

En algunes colades de lava i dipòsits piroclastics es troben fragments de roques que van ser englobats pel magma durant el seu ascens. Aquests fragments, anomenats enclavaments o xenòlits, són principalment de roques plutòniques tot i que també se'n troben de metamòrfics i de sedimentaris (figura 63). Són blocs generalment centimètrics de materials que formaven la litosfera o, en alguns casos, el mantell. El magma els va arrencar de les parets del conducte volcànic, els va englobar i els va transportar fins a la superfície.

2 l El vulcanisme a Catalunya

En alguns casos també es parla d'enclavaments per descriure els fragments lítics que es troben en els dipòsits piroclàstics. De tota manera, l'origen explosiu d'aquests fa aconsellable no anomenar-los amb aquest terme.

Figura 63. Enclavament de roca plutònica: granitoïd

Figura 64. Enclavament ultrabàsic: dunita

l2l4l Les erupcions de la Zona Volcànica de la Garrotxa Cadascun dels volcans de la Zona Volcànica de la Garrotxa es va formar a partir d'una única erupció. Així doncs, es pot parlar de volcans monogenètics formats per la sortida d'una bossada de magma, que en esgotarse marca l'extinció de l'activitat en aquell punt. Tanmateix, es poden reconèixer diferents fases d’activitat al llarg de l'erupció, marcades pel canvi d'estil de la sortida del magma a l'exterior. Entre cadascuna d'aquestes fases, no hi ha lapses de temps que permetin estadis erosius o desenvolupament de sòls.

2 l El vulcanisme a Catalunya

l2l 4 l 1l Els volcans i les seves fases d'activitat eruptiva L’activitat eruptiva que va donar lloc als volcans d’aquesta zona combinà les fases hidromagmàtiques amb les purament magmàtiques. Aquest fet fa que els productes volcànics siguin molt diversos, malgrat la monotonia de les composicions dels magmes. Les fases d'activitat eruptiva que han estat identificades, d’acord amb aquests dipòsits de materials eruptius, són de tipus efusiu, estrombolià i freatomagmàtic.

2 l El vulcanisme a Catalunya

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

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

En altres casos, l’erupció comença amb activitat de tipus freatomagmàtic, que passa a ser estromboliana i, finalment, esdevé efusiva. És el cas dels volcans del Traiter, de la Garrinada i del Puig d’Adri (figura 66). Més rarament trobem alguns volcans que es van formar a partir d’una única fase eruptiva, bé sigui estromboliana, com el volcà de Puig Astrol (figura 67), o freatomagmàtica, com el volcà del Clot de l’Omera.

2 l El vulcanisme a Catalunya

Figura 66. Volcà del Puig d’Adri

Figura 67. Volcà del Puig Astrol

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

Exemple d’una erupció Tot i la varietat de possibles combinacions d’estils eruptius que poden succeir-se al llarg d’una erupció, el cas més freqüent a la zona volcànica de la Garrotxa quan intervé l’activitat freatomagmàtica, és el següent:

2 l El vulcanisme a Catalunya

S’inicia l'erupció amb una fase explosiva freatomagmàtica. El magma ric en gasos juvenils veu incrementat el contingut en volàtils per la vaporització de l'aigua present en el subsòl. En aquest primer estadi, es poden intercalar fases purament estrombolianes quan la interacció aiguamagma s'interromp momentàniament (figura 68a).

Figura 68a. Fase eruptiva freatomagmàtica

La mateixa sortida de nou magma impermeabilitza el conducte volcànic i, per tant, extingeix el freatomagmatisme. Tot i això, el magma de la bossada encara està prou gasificat per generar activitat explosiva de tipus estrombolià (figura 68b).

Figura 68b. Fase eruptiva estromboliana

Finalment, quan s'esgota la major part del gas juvenil, té lloc l'activitat efusiva que tanca la seqüència eruptiva. En aquest darrer estadi, l'erupció és tranquil·la i està caracteritzada per la sortida de colades de lava (figura 68c).

Figura 68c. Fase eruptiva efusiva

l2l 4 l2 l L’activitat eruptiva i els edificis volcànics Al llarg d'una erupció, l'alternança en els tipus d'activitat dóna lloc sovint a la formació i a la superposició de diferents edificis volcànics. En el Parc Natural trobem el volcà del Puig de Martinyà, entre d’altres, on dos cons d'escòries cobreixen gran part d'una construcció freatomagmàtica prèvia. Tot i això, els millors exemples d'aquesta interferència entre edificis volcànics construïts en una mateixa erupció, els trobem en el cas dels volcans de la Crosa de Sant Dalmai (figura 69) i del Puig d'Adri. En ambdós casos, són edificis formats per l'activitat estromboliana que se superposen a edificis freatomagmàtiques precedents.

Figura 70. Volcans de Rocanegra i Puig Subià

En altres ocasions, edificis volcànics que es generen en el decurs de l'erupció són parcialment o totalment destruïts per fases posteriors. Les fases efusives terminals de volcans com el del Croscat, de Montolivet, d'Aiguanegra o tants d'altres presenten cons d'escòries parcialment esvorellats per les seves emissions de colades de lava (figura 70). La sortida del magma, bé sigui pel cràter o per la base del con, arrenca i arrossega els piroclastos d'un sector de l'edifici. La forma final, vista en planta, s'assembla a una ferradura. En l'activitat estromboliana, el tram final del conducte volcànic es pot ramificar i provocar la sortida del magma a través de diverses boques eruptives. Aquestes formen els cons adventicis (1), com els que envolten el volcà del Croscat (figura 71).

1 1

Figura 71. Volcà del Croscat

2 l El vulcanisme a Catalunya

Figura 69. Volcà de la Crosa de Sant Dalmai

l2l 5l Els materials volcànics

2 l El vulcanisme a Catalunya

A la Zona Volcànica de la Garrotxa, les roques que resulten de l'activitat efusiva són poc variades com a conseqüència de la uniformitat dels magmes que les generen. Les colades de lava tenen colors grisos i negres, i presenten els diaclasats típics de la disjunció columnar, lenticul·lar i esferoïdal. Les seves superfícies són generalment planes. Les poques que són rugoses, de tipus malpaís, són difícilment observables com a conseqüència de l’atapeïda cobertora vegetal i el retreballament antròpic. L'activitat volcànica explosiva donà lloc a una diversitat molt notable de dipòsits piroclàstics (figures 72 i 73). La violència de les explosions i el seu origen, bé sigui magmàtic o hidromagmàtic, controlen la granolumetria de les roques piroclàstiques i el tipus de components que les formen.

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

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

Figura 74. Seqüència de materials volcànics a la Pomereda

En els afloraments de la zona, es pot observar la superposició de diversos tipus de dipòsits 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 identificar-los.

Activitat explosiva magmàtica Dipòsits de caiguda estrombolians

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

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

Fragments juvenils, en general molt vesiculats, de mida predominantment bloc (bombes), amb un percentatge variable de lapil·li. Es troben només a distàncies molt properes al centre eruptiu i estan soldats tèrmicament.

Fragments juvenils angulosos molt vesiculats predominantment de mida de lapil·li. Sovint presenten nivells d’acumulacions de bombes, es disposen radialment des del centre eruptiu amb una extensió poc important i formen el con volcànic.

Fragments juvenils angulosos i vesiculats de mida cendra. Es disposen en forma radial a l’entorn del centre d’emissió majoritàriament en les zones distals del con.

Activitat explosiva hidromagmàtica

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.

Fragments juvenils i lítics de mides diverses amb un contingut notable de blocs. Es mostren repartits a l’entorn del cràter.

Fragments juvenils i lítics de mida cendra o lapil·li fi. Els fragments poden tenir diversos graus d’arrodoniment i els piroclastos juvenils mostren un grau de vesiculació baix. Tenen una dispersió important i solen presentar un elevat grau de compactació.

Fragments juvenils i lítics de mides lapil·li i blocs englobats en una matriu de cendres. Estan compactats i rebleixen depressions preexistents.

2 l El vulcanisme a Catalunya

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

3 La Zona Volcànica de la Garrotxa Fitxes d’afloraments

3 1

Interpretació de les fitxes

Localització dels afloraments

Les fitxes dels afloraments s'han ordenat segons criteris geogràfics (figura 81), per ajudar al seu seguiment sobre el terreny.

Els afloraments escollits poden englobar-se, segons la seva localització, en dos grans grups: els situats a l’àmbit del Parc Natural de la Zona Volcànica de la Garrotxa i els ubicats a la Vall del Llémena, on a més s’inclou el volcà de la Crosa de Sant Dalmai.

L’observació pot ésser de dos tipus: paisatge i aflorament. En els afloraments es poden interpretar diferents tipus d’activitat eruptiva: efusiva, estromboliana i explosiva hidromagmàtica.

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

A més, cada fitxa té una localització de l'aflorament, una descripció del volcà amb el que està relacionat, una descripció dels materials que hi apareixen i una interpretació de la seqüència o la morfologia que s'hi observa.

Figura 81. Localització dels afloraments

Els afloraments

1 Les colades de lava

de Castellfollit de la Roca

2 Les bretxes piroclàs-

tiques del Volcà del Cairat

3 Els materials massius

4 La morfologia del con

de Sant Joan les Fonts

volcànic del Volcà del Montsacopa

5 El con d’escòries del

6 La seqüència erupti-

7 Els dipòsits piroclàs-

Volcà del Croscat

va del Turó de la Pomareda

tics del Volcà de Santa Margarida

9 La colada piroclàstica

10 Situació i morfologia

11 El Maar del Volcà del

de la vall d’Arcs

tiques del Volcà del Puig de l’Adri

Clot de l’Omera

14 La morfologia del

15 Les onades i bretxes

Volcà de la Crosa de Sant Dalmai

piroclàstiques del Volcà de la Crosa de Sant Dalmai

del Volcà de Can Tià

12 La colada piroclàstica

del Volcà del Puig de l’Adri

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

13 Les onades piroclàs-

dels cons volcànics des del Puig Rodó

8 La seqüència eruptiva

Les colades de lava de Castellfollit de la Roca Punt d’interès l Observació panoràmica Tipus d’activitat l Efusiva Durada de l’accés a peu l 10 minuts

de la cinglera basàltica

Localització i accés Oix, hi ha una bona panoràmica del cingle basàltic. En aquest punt, on es deixa el vehicle, comença l’itinerari núm. 13 del Parc que mena a la llera del riu Fluvià (figura 82). Si se segueix uns 500 metres, després de creuar una passera de fusta, s’arriba al peu de l’espadat i se’n pot fer una observació de detall.

El poble de Castellfollit de la Roca està situat a uns 7 quilòmetres de la ciutat d’Olot, entre la riera del Turonell al sud i el riu Fluvià al nord. Per arribar a Castellfollit, des de Girona, s’agafa la carretera N-260, que passa per Banyoles i Besalú. En el quilómetre 45, al costat de la cruïlla amb la carretera d’anar a

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

Castellfollit de la Roca La columnata basàltica és el resultat de la superposició de dues colades de lava i la posterior erosió del riu Fluvià i la riera del Turonell. L’aflorament, que presenta una alçada màxima de 50 metres i una llargada d’1 quilòmetre, permet l’observació de l’estructura interna de les colades. Des de fa milers d’anys l'espadat experimenta un continu retrocés com a conseqüència, principalment, de l'acció erosiva del Fluvià. A aquesta erosió, s'hi afegeix el procés de gelifracció (geldesgel), que es mostra molt més efectiu com a conseqüència de l’existent disjunció en els materials massius. Aquestes esquerdes constitueixen zones de debilitat on es concentra aquest procés de meteorització, el qual provoca per últim la caiguda gravitacional dels blocs. Finalment, aquests són arrossegats per les avingudes periòdiques del riu Fluvià, la

Figura 82. Mapa geològic esquemàtic de Castellfollit de la Roca

qual cosa evita que s’acumulin a la base del cingle i l’estabilitzin.

Colades de lava Descripció La base del cingle està constituïda per capes de gresos i margues de l’eocè i per sobre hi ha unes graves formades per abundants còdols de calcàries, gresos i, excepcionalment, algun de basalt. Per damunt d’aquests materials, s’assenten uns 40 metres de gruix de basalt de color gris o negre. Tot i això, a uns 9 metres de l’inici dels materials volcànics massius, s’observa un nivell, d’entre 0,2 i 1,5 metres, d’argiles i piroclastos que es reconeix amb facilitat perquè hi creix abundant vegetació herbàcia (3). Aquest nivell divideix l’escarpament en dues unitats:

getació de ribera, té un gruix de 5,5 metres i està format per prismes d’uns 50 centímetres de diàmetre. El segon nivell mostra hàbit lenticular i el seu gruix és de 3,5 metres. El darrer nivell està format novament per prismes columnars, però en aquest cas la potència no arriba a ser d'un metre i el diàmetre de les columnes és de 30 centímetres (1). b. La unitat superior té quatre nivells. Els tres primers, amb un gruix d'uns 5 a 9 metres cadascun, presenten una marcada disjunció columnar. En la part superior es troba un nivell, amb un gruix de 9 metres, amb una desenvolupada disjunció esferoidal com a conseqüència de la seva alteració (2).

a. La unitat inferior presenta tres nivells ben diferenciats. El primer, amb hàbit de retracció columnar, sovint tapat per la ve-

3 1

Figura 83. Cinglera de Castellfollit de la Roca

la lava dona lloc a diversos nivells en el seu interior. El lapse de temps entre les dues colades és marcat pel desenvolupament d'un sòl i l'acumulació d'alguns materials sedimentaris que van formar un dipòsit que les separa clarament. L'obstrucció dels cursos del Fluvià i del Turonell va ser superada quan les seves aigües van començar una acció erosiva en el límit entre els materials basàltics i les roques sedimentàries.

Damunt del substrat eocènic es van dipositar al·luvions dels rius Fluvià i Turonell i dues colades de lava fluida. Fa uns 217.000 anys, les laves emeses pels volcans de Batet van fluir seguint l'antiga vall del riu Fluvià fins més enllà d'on avui es troba Sant Jaume de Llierca. El segon flux de lava es va escolar, fa 192.000 anys, seguint la que era la vall del Turonell des dels volcans de Begudà fins a la zona de Castellfollit de la Roca. En ambdues colades el refredament diferencial de

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

Interpretació

Les bretxes piroclàstiques del Volcà del Cairat Punt d’interès l Aflorament de la pedrera Tipus d’activitat l Freatomagmàtica Durada de l’accés a peu l 5 minuts

de Can Barranc

Localització i accés Roca a Sant Joan les Fonts. Un quilòmetre abans d’arribar a Sant Joan, hi ha una pista que dóna accés a l’antiga extracció. El vehicle es pot deixar al polígon industrial que hi ha a la banda dreta de la carretera i caminar uns 100 metres per la pista fins a arribar als afloraments dels materials volcànics que s’observen en els talussos d’aquesta (figura 84).

El centre eruptiu del volcà del Cairat és a la carena de la serra de Molera, un brancal de la serra d’Aiguanegra. Els materials piroclàstics expulsats per aquest volcà van ser explotats, durant els anys 80, a la pedrera de Can Barranc, fet que permet observar-los en aquest sector en diferents afloraments. Per arribar a la pedrera cal seguir la carretera GI-522, que va de Castellfollit de la

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

El Volcà del Cairat Des de Begudà o Batet s’observa el cràter del Cairat, el qual presenta una estructura de tipus maar. Amb un cràter d’uns 120 metres de diàmetre, encastat en el substrat sedimentari eocènic, es considera l’únic volcà dins del Parc constituït per un sol edifici d’origen freatomagmàtic. Els seus materials piroclàstics s’estenen principalment cap al nord, però també se’n troben al sud del centre eruptiu. L’única fase d’activitat eruptiva detectada va ser de caire freatomagmàtic amb diverses etapes d’intensitat que van dipositar un conjunt de materials piroclàstics poc comuns a la zona volcànica de la Garrotxa.

Figura 84. Mapa geològic esquemàtic del volcà del Cairat

Les bretxes piroclàstiques Descripció presenten un certa inclinació cap al nord i estan afectades per algunes falles de moviment normal. L’anàlisi en detall del dipòsit volcànic permet distingir uns fragments juvenils negres, amb poca vesiculació, barrejats amb una diversitat composicional de lítics. D’aquests, els més abundants són les argiles i els conglomerats de color roig que corresponen a la formació de Bellmunt, les margues blavoses de la formació de Banyoles i els gresos, llims i margues de la de Bracons, que corresponen a la seqüència sedimentària d’edat eocena.

La seqüència de materials volcànics a observar reposa sobre llims i argiles de color marró, els quals afloren al costat de la pista, just on hi ha una petita font. Per damunt d’aquestes capes, hi ha el dipòsit volcànic fragmentari que destaca per la seva diversitat granolumètrica, amb clastos de mides que van des de mil·limètriques fins a mètriques. El gruix d’aquesta acumulació de piroclastos és d’uns 10 metres, en aquesta zona, i no s’hi veu una estratificació clara, tot i que l’alternança en les variacions de la mida dels fragments diferencia un conjunt de nivells de gruix irregular. Aquestes capes

Interpretació abans de la seva deposició final. En realitat, hi va haver una remobilització instantània i contínua dels piroclastos que s'acumulaven a la part alta. Durant el seu emplaçament en el flanc nord, aquesta allau de materials fragmentaris es va canalitzar per una torrentera que va provocar una erosió important i va arrossegar part dels sediments que hi havia en el fons d’aquest torrent.

L’activitat freatomagmàtica del volcà del Cairat va projectar sobretot bretxes piroclàstiques amb algunes pulsacions més energètiques que van generar onades piroclàstiques. La situació del centre eruptiu en una carena, amb forts pendents a banda i banda, va condicionar l’acumulació dels materials volcànics. Així doncs, els piroclastos expulsats es van esllavissar pendent avall fins a una zona més estable,

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

Figura 85. Pedrera de Can Barranc

Els materials massius de Sant Joan les Fonts Punt d’interès l Afloraments del Boscarró, Tipus d’activitat l Efusiva Durada de l’accés a peu l 30 minuts

Molí Fondo i Fontfreda

Localització i accés Per arribar a Sant Joan les Fonts, des d’Olot, s’enfila la carretera comarcal GI522 en direcció a la Canya. Si es ve de Girona, per la N-260, s’agafa aquesta comarcal just després del poble de Castellfollit de la Roca en un trencant a mà dreta. Als afloraments s'arriba, a peu, seguint l’itinerari núm. 16 del Parc Natural. Aquest té l’inici a la plaça major del poble, on cal deixar el vehicle (figura 86).

Es proposa l'observació de tres afloraments situats al terme municipal de Sant Joan les Fonts. El del Boscarró és a la llera dreta de la riera de Bianya i correspon a una antiga pedrera de basalt que va deixar d'explotarse a principis d’aquest segle. En aquesta mateixa riera es localitza l’antiga pedrera dels cingles de Fontfreda. Finalment, a la riba esquerra del Fluvià en el Molí Fondo, l'erosió de l'aigua ha deixat al descobert una seqüència de colades de lava.

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

Sant Joan les Fonts La riera de Bianya desemboca al riu Fluvià a l'alçada de Sant Joan les Fonts. L'acció erosiva d'aquests cursos d'aigua ha posat al descobert la superposició de tres colades de lava que es van escolar per les antigues lleres d'aquests rius. També, l'aprofitament dels materials massius basàltics a principis del segle XX va comportar l'obertura de pedreres que permeten observar les relacions entre les diferents colades i la seva estructura interna, i finalment, reconstruir-ne la història de l’emplaçament.

Figura 86. Mapa geològic esquemàtic de Sant Joan les Fonts

Superposició de colades de lava Descripció El Boscarró En aquest aflorament es poden observar diferents hàbits de retracció en l'última de les tres colades emplaçades a la vall del Fluvià. S'hi distingeixen cinc nivells: l'inferior presenta una disjunció columnar clara amb prismes hexagonals o pentagonals de 20 a 40 centímetres de diàmetre i entre 2 i 3 metres d’alçada. Els segon i quart nivells presenten hàbit en lloses. Entre aquests dos, s'observa el tercer tram, on el material massiu té poques esquerdes de refredament. L'últim dels cinc nivells, just per sota del sòl, està molt més alterat per la proximitat amb la superfície i presenta una marcada estructura esferoidal. A l'altra banda del front d'explotació de la pedrera, es veu com la riera de Bianya s'encaixa en el contacte entre els materials volcànics i els materials sedimentaris rogencs de l'eocè.

Figura 87. Aflorament del Molí Fondo

per còdols de gresos i basalt, englobats per una matriu llimosa (2). Finalment, a la part superior aflora la tercera colada descrita al Boscarró (3). Cingles de Fontfreda Els nivells que s’hi reconeixen corresponen a la tercera colada de lava, la mateixa que s’observa al Boscarró. El nivell inferior presenta disjunció columnar clara amb prismes de més de tres metres d’alçada i per sobre hi ha un tram d’hàbit lenticular. El pas d’un a l’altre, al contrari que en el Boscarró, mostra una certa transició.

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

Molí Fondo A la llera del riu Fluvià es troba la primera colada i al seu damunt s'hi va construir la resclosa. A la dreta d’aquesta, s’observa una certa disjunció columnar en el basalt, el qual és de color gris-blavós. Si es camina per la vora del riu, en el sentit del corrent, es trepitgen unes lloses, que constitueixen el nivell basal de la segona colada de lava (1). En alguns punts hi ha petites protuberàncies on es veu la seva base escoriàcia i rugosa. A l'escarpat de la llera s’observa la resta de la colada que presenta hàbit columnar. Just al damunt d’aquesta hi ha una capa de sediments formada

Interpretació La primera colada de lava, emesa pels volcans de Batet, va seguir l'antiga llera del riu Fluvià omplint-ne part de la seva conca.

Figura 88

L'acció erosiva del riu va formar un nou curs fluvial que va erosionar aquesta colada de lava tot deixant sediments a sobre.

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

Figura 89

Milers d'anys després, la llera del riu va ser ocupada de nou per una segona colada de lava, la procedència de la qual no s'ha pogut determinar encara.

Figura 90

Al llarg del temps, el riu novament va sedimentar materials (llims, sorres i còdols) al damunt de la segona colada de lava fins formar una terrassa fluvial.

Figura 91

Fa uns 133.000 anys, damunt dels sediments del riu es va emplaçar una tercera colada de lava. Aquesta procedia del volcà de la Garrinada i es va aturar poc més enllà d'on avui es troba el poble de Sant Joan les Fonts.

Figura 92

Figura 93

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

Esquema actual del Molí Fondo.

La morfologia del con volcànic del Volcà del Montsacopa Punt d’interès l Observació del cràter Tipus d’activitat l Estromboliana Durada de l’accés a peu l 10 minuts

del volcà

Localització i accés L’itinerari núm. 17 del Parc Natural de la Zona Volcànica de la Garrotxa té el seu inici al Museu dels Volcans i, després de creuar tota la ciutat, mena a la part alta del volcà (figura 94). Per fer via, es pot deixar el vehicle a l’aparcament del cementiri d’Olot, just a la base del con volcànic on hi ha una gredera, i la pujada fins al cràter.

El Montsacopa és un dels quatre volcans que hi ha en el nucli urbà d’Olot. Està situat al centre mateix d’aquesta ciutat entre els volcans de la Garrinada, al nord-est, i el de Montolivet, al sud-oest. Al seu cim, en el segle XIX, s'hi van construir l’ermita de Sant Francesc i dues torres de guaita.

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

Vista panoràmica des del Montsacopa El volcà està format per un únic edifici, de tipus con d'escòries, amb una morfologia regular. Si es voreja el seu cràter, hi ha una bona panoràmica sobre els volcans de la Garrinada, de Montolivet i de les Bisaroques. Al nord-est es veuen els tres cràters de la Garrinada. A la base del volcà es distingeix el primer, que forma part d'un anell de tuf originat a partir d'una fase freatomagmàtica. Aquest està gairebé tapat pel con d'escòries que es va construir en les fases estrombolianes posteriors i que també van donar origen als altres dos cràters que es perceben a la part alta, un al vessant sud i l’altre al nord. Cap al sud-oest, hi ha el volcà de Mon0tolivet. Aquest està format per un con d'escòries, que es recolza als estreps de la serra de la Pinya, i té un cràter esbocat cap al nord-est. El Bisaroques, que es pot veure cap al sudest, es localitza el vessant nord de la serra de Batet i també presenta un cràter en forma de ferradura. Durant la seva erupció, devien tenir lloc fases freatomagmàtiques pels dipòsits que trobem, però va ser una fase estromboliana la que va formar el con d'escòries. Aquest con va ser parcialment destruït en els estadis finals del seu funcionament, per la sortida d'una petita colada

Figura 94. Mapa geològic esquemàtic dels quatre volcans d’Olot

de lava que es va emplaçar cap al nord, on avui hi ha la llera del Fluvià. Els volcans del Montsacopa, de Montolivet i de la Garrinada estan alineats damunt de la mateixa fractura, la qual va ser aprofitada pel magma per ascendir fins a la superfície.

Morfologia del con d’escòries Descripció que hi ha al costat del cementiri podem observar els diferents nivells que es van formar durant l'erupció. La majoria estan constituïts per fragments de mida bloc i lapil·li, amb alguna bomba intercalada. Són piroclastos juvenils que presenten una vesiculació important. Tanmateix, al sostre de la seqüència de materials, alguns components, tot i ser de magma solidificat, presenten una vesiculació incipient i majoritàriament són de tamany cendres.

El Montsacopa presenta un cràter circular, d'uns 120 m de diàmetre i 12 m de profunditat, i un con de flancs inclinats amb una alçada relativa de 94 m. El fons del cràter és pla i, actualment, l'ocupen camps de conreu. En els flancs sud i sud-oest del con hi ha antigues extraccions de piroclastos. Aquestes grederes ja eren explotades al segle XVI i el material volcànic es va utilitzar principalment per a la construcció. A la

Figura 95. Volcà del Montsacopa

seqüència indica l'existència d'alguna pulsació freatomagmàtica. Les explosions que hi van tenir lloc van arrencar i esmicolar part de la colada i els fragments van passar a formar part dels dipòsits d'onada piroclàstica com a lítics. El desenvolupament del mecanisme estrombolià va construir finalment el con d'escòries. La inexistència d'una fase efusiva final, amb l'emissió d'una colada de lava, va fer possible que es conservés la morfologia circular del cràter.

Durant l'erupció del Montsacopa, es van produir com a mínim dues fases d'activitat eruptiva: una d'efusiva i una d'explosiva. El Montsacopa va emetre un corrent de lava que va fluir fins al peu de la serra de Sant Valentí. Una bona secció, amb hàbit lenticul·lar, es pot observar en els marges del camp de futbol de l'Olot malgrat que l’itinerari proposat no hi dóna accés. La segona fase va ser principalment estromboliana, encara que la presència de fragments poc vesiculats en els nivells superiors de la

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

Interpretació

El con d’escòries del Volcà del Croscat Punt d’interès l Aflorament de la pedrera Tipus d’activitat l Estromboliana Durada de l’accés a peu l 20 minuts

del volcà

Localització i accés S’arriba a Can Passavent al peu de les graderes des d’Olot, per la comarcal GI524 en direcció a Santa Pau. En el km 7 d’aquesta carretera, a la dreta, hi ha l’aparcament de l’àrea de Santa Margarida, on es deixa el vehicle. Aquí s’inicia l’itinerari núm. 15 que condueix a aquesta casa, avui condicionada com a centre d'informació del Parc Natural (figura 96).

El volcà del Croscat es localitza a mig camí d’Olot a Santa Pau, en una zona relativament plana envoltada per la serra del Corb-Finestres al sud, la de Sant Julià del Mont al nord-est i l’altiplà basàltic de Batet al nord. Les grederes, situades al flanc nord del volcà, constitueixen un aflorament excepcional que permet l'observació de l'estructura interna d'un con d'escòries.

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

El volcà del Croscat Es tracta del volcà més alt de la península amb 160 metres d’alçada relativa i amb una base de 950 metres de diàmetre. Està constituït per un únic edifici de tipus con d'escòries i té una morfologia cònica, desfigurada pel seu cràter en forma de ferradura esbocat cap a l'oest. Durant l'erupció es van succeir tres fases eruptives, les dues primeres de caire estrombolià i la darrera efusiva. La segona estromboliana va construir el con i va emetre piroclastos, que van recobrir els volcans veïns de Santa Margarida i del Puig de Martinyà. La fase efusiva va generar un flux de lava de composició basanítica que es va escolar uns 6 quilòmetres cap a l'oest, va esbocar l'edifici i va formar el cràter en ferradura. La fageda d’en Jordà ha crescut

Figura 96. Mapa geològic esquemàtic del volcà del Croscat

sobre aquesta colada de superfície rugosa que presenta nombrosos tossols. La datació dels materials emesos a la Pomereda els

atribueix una edat de 11.500±1.500 anys; és per tant, la manifestació més recent del camp volcànic català.

Estructura del con d’escòries Descripció ritàriament, de mida lapil·li (figura 97). La inclinació d'aquests nivells augmenta des del nucli cap a la part externa del con. A la base de la seqüència es concentren intercalacions de capes on les bombes són més abundants. El color dominant dels materials és el gris fosc o el negre, però al sector més proper al centre de l'edifici volcànic tenen coloracions rogenques i ocres (1). Seguint el recorregut per la gredera, a la zona més baixa, hi ha un nivell d’escòries soldades de color roig (2).

La gredera del volcà del Croscat, en funcionament des dels anys 50 fins als inicis dels 90, constitueix un aflorament de materials piroclàstics d'uns 150 metres d'alçada i uns 500 metres d'amplada. A la banda dreta s'observa un esglaonament, producte del procés d'extracció, que proporciona una millor estabilització dels materials. Al costat oposat i a la part central les esllavissades són més freqüents. És fàcil reconèixer els diferents nivells centimètrics d'escòries, formats per fragments juvenils irregulars molt vesiculats i, majo-

Figura 97. Gredera del volcà del Croscat

menor intensitat en la sortida de gasos va provocar l’expulsió de bombes. Finalment, va tenir lloc l’emissió de la colada de lava que es va escolar cap a ponent. Les diferents coloracions dels piroclastos es deuen principalment a la seva alteració tèrmica. En els darrers estadis de l'erupció, com a conseqüència de l'emissió de gasos calents, es va donar un procés d'oxidació entorn de la xemeneia, que és la més calenta. Llavors el color gris-negre original dels piroclastos es va convertir en rogenc o ocre.

La primera fase de l'erupció del Croscat va ser una activitat explosiva de caire estrombolià, que va acumular molt a prop del centre emissor el dipòsit d'escòries soldades. Aquestes es reconeixen a la base de la seqüència de materials observats. Seguidament, l'activitat estromboliana es va tornar més explosiva i va construir el con d'escòries. Al començament, els piroclastos s'acumulaven formant capes gairebé horitzontals; però el gradual creixement del con va fer que anessin adquirint una pendent més gran. Esporàdicament, la

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

Interpretació

La seqüència eruptiva del Turó de la Pomereda Punt d’interès l Aflorament Tipus d’activitat l Estromboliana i efusiva Durada de l’accés a peu l 30 minuts

Localització i accés Per accedir-hi, se segueix l’itinerari núm. 1 del Parc Natural en direcció a la fageda d’en Jordà, el qual voreja tot el con volcànic del Croscat pel nord. A l’alçada de can Pelat, l'itinerari es bifurca i cal continuar pel camí de la dreta que porta a la carretera de la Canova. A uns vint metres, a l’esquerra, hi ha la gredera (figura 96).

El costat de Can Genís, en el pla de Massandell, hi ha una antiga extracció de roques volcàniques on s'explotaven els materials emesos pel turó de la Pomereda. A les parets de la gredera, es veu una seqüència de dipòsits piroclàstics i una colada de lava que els recobreix.

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

Figura 98. Aflorament de la Pomereda

Turó de la Pomereda Margarida, del Croscat i del Puig Astrol, la qual es correspon amb una falla suposada de direcció nord-oest/sud-est. A la colada de lava que va fluir del volcà se li atribueix una edat de 11.500 d’anys. Així doncs, amb les datacions existents fins al moment, es considera la manifestació més moderna del camp volcànic català.

Al peu del volcà del Croscat, el turó de la Pomereda representa una zona lleugerament elevada i és un dels cinc petits cons adventicis del volcà. La forma d’aquest petit con volcànic, abans de l’extracció dels materials que formaven la seva part central, era tumulària. Damunt del mapa es pot observar l’alineació de la Pomereda amb el volcà de Santa

Materials fragmentaris i massius Descripció Al damunt d'aquests materials fragmentaris hi ha un dipòsit d'escòries de color gris fosc (1), amb un gruix de tres metres. La mida dels clastos és majoritàriament de lapil·li (2), tot i que hi ha un augment dels materials fins cap a la part superior. En els darrers 30 centímetres els fragments de lapil·li estan soldats. Finalment hi ha un dipòsit massiu (3), amb una lleugera forma de canal, d'uns dos metres de gruix a la part central. La base d'aquesta petita colada és escoriàcia i la seva estructura interna sovint presenta disjunció columnar amb prismes poc definits.

En el sector sud-est de la gredera s'observa el millor aflorament d'aglomerat volcànic del camp volcànic català (figura 98). Consisteix en una acumulació de fragments juvenils, molt vesiculats, de mida predominantment bloc (bombes) i amb un percentatge variable de lapil·li. Aquestes escòries estan soldades i tenen una continuïtat cap al sector nord-oest. El conjunt és de color gris fosc o negre, però en alguns trams els fragments mostren coloracions rogenques.

2 3

La fase següent va ser típicament estromboliana i va acumular el dipòsit d'escòries de mida lapil·li i cendres. La poca gruixària d'aquests materials que, en aquest aflorament es troba molt a prop de la boca eruptiva, indica que aquesta segona fase va tenir una durada curta. Finalment, una fase efusiva va emetre una petita colada de lava que es va emplaçar en part damunt del piroclastos. La transferència de calor d'aquesta als nivells de lapil·li inferiors va provocar el soldament dels piroclastos.

L’erupció de la Pomereda, així com també la del Croscat, es va iniciar amb una fase estromboliana de baixa explosivitat. En el transcurs d'aquesta, s'expulsaren i dipositaren, a poca distància del centre eruptiu, blocs escoriacis que en estar en estat semifós van soldar-se entre si al caure. L'erupció de la Pomereda, així com la del volcà veí del Croscat, s'inicia amb aquest tipus de fase i els dipòsits que van formar constitueixen l'aglomerat volcànic.

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

Interpretació

Els dipòsits piroclàstics del Volcà de Santa Margarida Punt d’interès l Aflorament de la pista de Mas el Cros Tipus d’activitat l Freatomagmàtica i estromboliana Durada de l’accés a peu l 15 minuts

Localització i accés direcció a Santa Pau, es troba una pista a mà dreta que mena al cràter del volcà de Santa Margarida. Tot i això, per observar els materials volcànics d’aquest aflorament s’ha de continuar per la pista que porta al Mas el Cros, fins a arribar al sector est del volcà. En el talús dret de la carretera es poden anar fent observacions dels piroclastos, però és després de recòrrer uns 400 metres més quan es troba la millor seqüència de dipòsits volcànics (figura 99).

Al peu dels contraforts de la serra de Lleixeres hi ha el volcà de Santa Margarida, un dels més coneguts de la Garrotxa. Molt a prop seu passa la carretera GI-524 que va d’Olot a Santa Pau. Just a la base del volcà, en el quilòmetre 8, hi ha un aparcament on es pot deixar el vehicle i accedir caminant a l’aflorament que es proposa visitar. Des d’aquest aparcament, s’enfila l’itinerari 4 del Parc; després d’uns 200 metres en

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

El volcà de Santa Margarida Es tracta d’un edifici volcànic de tipus freatomagmàtic que es recolza en els gresos eocènics. Destaca la morfologia circular del cràter, amb uns 350 metres de diàmetre i uns 70 metres de fondària. Tanmateix, el con no està format totalment per materials volcànics, sinó que en el seu vorell intern meridional afloren les roques prevolcàniques a causa de l'encastament del cràter per sota del substrat. Al mig del cràter es troba una ermita, d’origen romànic, molt modificada posteriorment. Durant l’erupció del volcà de Santa Margarida, es va produir inicialment una fase estromboliana de poca entitat, i ràpidament es va desenvolupar una activitat freatomagmàtica. Aquesta va tenir una violència variable, ocasionalment de poca ex-

Figura 99. Mapa geològic esquemàtic del volcà de Santa Margarida

plosivitat. La vegetació de la zona fa difícil descobrir una petita colada piroclàsti-

ca que es localitza en el sector sud-est del volcà.

Dipòsits de caiguda i onada piroclàstica Descripció A l’aflorament de la pista del Mas Cros es reconeixen tres tipus de materials volcànics, els quals se succeeixen de la dreta cap a l’esquerra a causa de la inclinació de les capes (figura 100). Damunt d’un sòl llimós que constitueix el substrat prevolcànic, hi ha un nivell de cendres compactades. Tot seguit s’hi observen fragments juvenils, de color negre, i lítics, de colors marró-rogenc, amb un grau d’arrodoniment important (1). Tot seguit hi ha una

capa formada per fragments lítics i juvenils de mida lapil·li. Els fragments juvenils, que predominen, són de color negre, tenen morfologies lleugerament arrodonides i presenten un vesiculació poc desenvolupada, i els lítics són predominantment de gresos rogencs (2). Al sostre de la seqüència hi ha un dipòsit que mostra un aspecte molt semblant al nivell anterior, però sense lítics. Es tracta d’un dipòsit d'escòries de granolumetria fina i sense estratificació (3).

3 2

Figura 100. Aflorament de la pista de Mas el Cros

Interpretació

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

aquesta etapa va ser molt menys important. Es va formar un dipòsit de caiguda, gairebé estrombolià, si bé la presència d’alguns fragments lítics indica una activitat freatomagmàtica lleu. La dispersió d’aquests materials és radial des del centre eruptiu. Finalment, les escòries de la part superior corresponen a un dipòsit de caiguda estrombolià que no procedeix d’aquest centre eruptiu sinó del volcà del Croscat localitzat a un quilòmetre. L’absència de paleosòl que separi aquests materials dels anteriors permet deduir que les erupcions d’aquests dos volcans van ser simultànies.

D’acord amb la cartografia dels materials volcànics d’aquest sector, s’ha comprovat que no tots els dipòsits que es troben en aquests afloraments provenen del volcà de Santa Margarida. Els nivells basals corresponen a onades piroclàstiques expulsades durant la fase freatomagmàtica del volcà. Aquestes tenen una dispersió predominant cap a l’est i es van formar com a conseqüència de la interacció del magma amb l’aigua de l’aqüífer de la formació de Bellmunt (eocè). La capa intermèdia també va ser originada pel Santa Margarida, però la violència de l’erupció en

La seqüència eruptiva del Volcà de Can Tià Punt d’interès l Aflorament de Can Tipus d’activitat l Freatomagmàtica Durada de l’accés a peu l 60 minuts

Tià i estromboliana

Localització i accés Xel, just en el quilòmetre 5 de la carretera GI-524 que va d’Olot a Santa Pau. Des d’allí s’ha de caminar aproximadament una hora seguint l'itinerari número 5 del Parc Natural que hi duu directament (figura 101). Durant la pujada es poden anar observant els sediments eocènics constituïts per gresos, inicialment rogencs i marrons al tram més superior, de les formacions de Bellmunt i Folgueroles, respectivament.

El mas de Can Tià dóna nom al volcà que es troba prop de la carena de la serra del Corb-Lleixeres. El seu centre eruptiu és a la capçalera de la vall de Sant Iscle de Colltort, on afloren molts dels materials piroclàstics que va expulsar. És, però, a una petita gredera, al costat mateix de Can Tià, on se centraran les observacions. Per accedir a aquest lloc, cal deixar el vehicle a l’aparcament que hi ha davant de Can

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

El volcà de Can Tià Aquest volcà, situat al costat dels centres eruptius de Fontpobra i de la Tuta, presenta un edifici volcànic del tipus maar amb un cràter d’explosió circular d’uns 270 metres de diàmetre. La seva morfologia està representada per una clotada, d’uns 20 metres, amb el fons pla; actualment, és ocupada per pastures. El seu con és de poca alçada i presenta el seu màxim desenvolupament cap al sud. Durant l’erupció del Can Tià no hi va haver fases efusives, i, per tant, tots els materials emesos són de tipus piroclàstic. Els més abundants són els d’origen freatomagmàtic; però, també n’hi ha que són producte d’activitat eruptiva estromboliana. La màxima acumulació de dipòsits piroclàstics és a la riera de Sant Iscle, on hi ha un tuf volcànic, possiblement originat per una colada piroclàstica.

Figura 101. Mapa geològic esquemàtic del volcà de Can Tià

La seqüència eruptiva Descripció s’observen capes. El constitueixen fragments de mida lapil·li i bloc amb una vesiculació molt notable. Esporàdicament, hi ha alguns clastos lítics que poden arribar a ser de dimensions decimètriques (1). Al seu damunt, hi ha un conjunt de capes on alternen les bretxes i les cendres. En aquestes, els fragments juvenils tenen un vesiculació incipient i estan lleugerament arrodonits. Els fragments lítics més abundants en els primeres nivells són els de color marró, els quals es corresponen amb els gresos eocènics de la formació de Folgueroles. En les bretxes i cendres del tram superior, els lítics dominants també són gresos però, en aquest cas, de color rogenc i provenen de la formació de Bellmunt de la mateixa època geològica (2). Finalment, hi ha un dipòsit de tuf volcànic molt compacte que es pot seguir cap avall més d’un quilòmetre (3).

A la seqüència de dipòsit de la gredera de Can Tià (figura 102), d’uns 10 metres de potència, s’hi reconeixen bàsicament dos conjunts de materials fragmentaris. A la base, amb un gruix de 6 metres, hi ha un dipòsit d’escòries de color negre on no

3 2 1

Figura 102. Aflorament de Can Tià

Interpretació

Figura 103. Seqüència eruptiva del volcà de Can Tià

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

L’erupció del volcà de Can Tià va començar amb una fase d’activitat estromboliana (figura 103a). Aquesta primera fase va formar un edifici de tipus con d’escòries com a conseqüència de la deposició dels piroclastos de caiguda escoriacis. Quan la pressió en el conducte volcànic va disminuir, fou possible la interacció del magma amb l’aqüífer de la formació de Folgueroles donant lloc a una activitat de tipus freatomagmàtic (figura 103b). En aquesta segona fase l’erupció es torna més violenta i expulsa bretxes i onades piroclàstiques. Les explosions en el centre eruptiu van destruir el con d’escòries i s’inicià la construcció del maar. L’aprofundiment de la zona d’interacció aigua-magma va fer possible la participació en l’activitat freatomagmàtica de l’aqüífer de la formació de Bellmunt (figura 103c). En aquesta fase de l’erupció es va formar una colada piroclàstica, a part de diferents fluxos de tipus onada i bretxa.

La colada piroclàstica de la Vall dels Arcs Punt d’interès l Aflorament de Mas Tipus d’activitat l Freatomagmàtica Durada de l’accés a peu l 60 minuts

el Carrer

Localització i accés Per accedir-hi, després de deixar el vehicle a Santa Pau, se segueix l’itinerari 7 del Parc Natural en direcció a la vall dels Arcs. Quan s’arriba al mas Carrer, cal continuar uns 10 metres i, a mà dreta, hi ha un corriol que mena fins a la riera on es proposa fer les observacions (figura 104).

Al vessant nord de la serra de Finestres, hi ha la riera dels Arcs, que dóna nom a la vall per la qual discorre. Al fons d’aquesta, es localitzen un seguit d’afloraments discontinus de materials volcànics. Un dels indrets on es poden observar és a la llera de la riera, a l’alçada del mas Carrer.

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

El volcà de Sant Jordi El centre eruptiu d’aquest volcà no s’ha reconegut i només es troben els dipòsits piroclàstics que va expulsar. Possiblement, el punt d’emissió d’aquests materials es troba damunt la fractura de direcció nordsud que controla la morfologia de la vall dels Arcs. Tanmateix, és evident que el cràter és per sobre de la cota 475, límit superior dels dipòsits piroclàstics. Els nombrosos sediments al·luvials i de peu de mont, procedents del vessant nord de la serra de Finestres, que s'han acumulat a la part alta de la riera fan pensar que l'aparell volcànic està totalment cobert. El volcà de Sant Jordi va tenir diferents fases d'activitat. La darrera generava un dipòsit que presenta com a mínim uns 1.700 metres de llargada i té una amplada màxima aflorant de 350 metres. La seva gruixària més important es troba a la part alta amb uns 7,5 metres. A la zona d'aiguabarreig entre el riu Ser i la riera dels Arcs, aquest dipòsit, desapareix en quedar tapat per les colades de lava procedents d'altres volcans de la vall de Santa Pau. Figura 104. Mapa geològic esquemàtic de la vall dels Arcs

La colada piroclàstica Descripció L'erosió produïda per la riera del Arcs permet veure una seqüència completa dels materials expulsats pel volcà de Sant Jordi. En aquest part alta de la vall, els materials piroclàstics es recolzen sobre unes graves amb còdols de gresos i una matriu de sorra i llims. Es distingeixen tres dipòsits fragmentaris en els quals es poden identificar 12 nivells (figura 105). A la base, hi ha el primer dipòsit constituït per dues capes molt compactades, de 5 cm cada una, amb fragments de mida cendra juvenils i lítics (gresos de color rogenc de la formació de Bellmunt). En la superior, hi ha alguns clastos més grollers, de mida lapil·li (1). Per damunt, hi ha un dipòsit format per escòries amb algunes passades de cendres de components juvenils i els mateixos lítics rogencs (2). El darrer dipòsit està constituït per 4 capes i té un gruix total de 7,5 metres. Hi ha dues capes a la base, d'uns 5 cm de potència cadascuna, que estan formades per clastos de mida lapil·li i cendra amb components juvenils i lítics de roques sedimentàries rogenques. Els nivells que criden més l'atenció són els dos que coronen la seqüència, amb 2 i 4 metres de gruix, respectivament. Ambdós són tufs volcànics amb fragments juvenils i lítics de mida

Figura 105. Aflorament del Carrer

centimètrica i alguns decimètrica englobats per una matriu de cendres alterades de color vermellós (3). La base de la darrera capa és erosiva i té el sostre pla.

Quan acabava l'erupció, es va reactivar el freatomagmatisme i va generar una colada piroclàstica que es va encaixar en l'antiga riera del Arcs. Els dos nivells de tuf d'aquest dipòsit corresponen a dues pulsacions que hi va haver en el transcurs de la fase de formació del flux piroclàstic. L'emplaçament d'aquest flux a gran velocitat va fer que en la part capdavantera hi hagués una ingestió important d'aire fred. L'escalfament instantani d'aquest, per a la alta temperatura del flux, va provocar unes contínues explosions que van crear onades piroclàstiques, les quals es van emplaçar els nivells que formen la base del tercer dipòsit.

Les manifestacions freatomagmàtiques van ser les més importants en el transcurs de l'erupció del Sant Jordi, durant la qual es van succeir com a mínim tres fases d'activitat. En la primera, la interacció aigua-magma va desenvolupar onades piroclàstiques que van formar el dipòsit de la base. Seguidament, hi va haver una interrupció en el freatomagmatisme i es va produir una fase estromboliana, que va expulsar les escòries. Durant d'aquesta fase, però, petites quantitats d'aigua va entrar en el conducte i van provocar petits fluxos piroclàstics.

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

Interpretació

Situació i morfologia dels cons volcànics des del Puig Rodó Punt d’interès l Observació panoràmica des Tipus d’activitat l Estromboliana i efusiva Durada de l’accés a peu l 20 minuts

del mirador

Localització i accés a mà esquerra, es troba la pista que hi mena. Després d'uns cinc quilòmetres, s'arriba a l'aparcament de l'àrea recreativa, on cal deixar el vehicle. Des d'aquest punt se segueix un camí senyalitzat que va fins al mirador del Puig Redon. La pista no és practicable per als autobusos i resta tancada als vehicles els dies feiners, però es pot demanar l’autorització d’accés a l’Ajuntament de les Preses. També es pot pujar a Xenacs a peu pels itineraris núm. 10 i 11 del Parc Natural, que tenen el seu inici al poble de les Preses.

El Puig Redon, amb una alçada de 909 m, es localitza a l’extrem oest de la serra del Corb. Acull l’Àrea Recreativa de Xenacs i és un dels indrets amb millor vista del Parc Natural de la Zona Volcànica de la Garrotxa. Des d'aquesta zona es poden observar les grans unitats del relleu com el Pirineu axial, el Prepirineu i el Subpirineu, i tenir una panoràmica força completa de la fossa d'Olot i la vall d'en Bas (figura 106). Per accedir-hi, des d'Olot, s’enfila la carretera C152 i passat el poble de les Preses, a uns 300 m

Volcà del Racó

Volcà de Montolivet

3 6

8 1

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

Figura 106. Panoràmica des del Puig Redon, a Xenacs

La vall d’en Bas reblir el llac. Durant el segle XVIII, aquesta plana amb llacunes i aiguamolls es va acabar de drenar per poder-la aprofitar agrícolament. Des del Puig Redon, la colada del Croscat es pot resseguir en el paisatge per la massa boscosa que la cobreix, gran part de la qual correspon a la fageda d'en Jordà (2).

Pujant per la pista que mena a Xenacs hi ha una bona panoràmica sobre la vall d’en Bas (1). Aquesta plana agrícola té un origen lacustre. La colada de lava emesa pel volcà Croscat es va escolar fins a la llera del riu Fluvià. L'obstrucció del curs d'aquest riu va provocar una presa natural que va donar lloc a un llac de resclosa volcànica. Amb el temps, els sediments procedents de l'erosió dels vessants van

Les grans unitats de relleu dats eocèniques que va ser intensament plegades i afectades per falles durant l’orogènia alpina.

En un dia clar es contempla gran part de la comarca de la Garrotxa i s’albiren sectors del Ripollès a l’oest i del Pla de l’Estany i l’Alt Empordà a l’est. Mirant cap al nord, es diferencien:

c. Serralada Transversal: són els relleus més propers, la mateixa serra del Corb (5) en forma part, integrats exclusivament per roques d’edat eocènica. Es tracta d’una sèrie de blocs aixecats i enfonsats producte d’un sistema de falles normals. Les serres de Collsacabra, a l'est, i del Puigsacalm (6), a l'oest, en són els cims més alts que s’observen. D’altra banda, en primer terme cap al nord, tota aquesta zona deprimida correspon a la fossa d’Olot (7).

a. Pirineu axial (3): correspon als relleus que apareixen en últim terme. Estan formats per roques antigues del paleozoic que formen els pics més elevats, els quals bona part de l’any apareixen nevats. b. Prepirineu i Subpirineu (Alta Garrotxa) (4): representats per serralades amb alçades compreses entre 1.000 i 1.500 m que s’observen per davant del Pirineu axial. Constituïdes, bàsicament, per roques d’e-

Volcà del Montsacopa

Volcà de la Garrinada

Volcà de les Bisaroques

Volcans de Cabrioler

Volcà del Volcà del Volcà de Puig de la Puig Astrol Pujalòs Garça

9 8

Volcà del Volcà de Volcà del Volcà del Puig de la Santa Croscat Puig Jordà Costa Margarida

la Garrotxa. S’hi poden veure bé catorze volcans (8) dels quaranta que hi ha al Parc Natural. Un tret característic dels edificis volcànics és la seva morfologia cònica i la forma dels seus cràters, bé siguin circulars o en forma de ferradura. Estan recoberts per bosc i gairebé sempre destaquen entre els camps de conreu que s'estenen a la seves bases. Destaca l’altiplà de Batet (9) al nord-est, format per l’acumulació de successives colades de lava emeses pels volcans més antics de la zona, la majoria dels quals estan avui dia erosionats.

És el relleu deprimit limitat per l’Alta Garrotxa al nord, la serra del Corb al sud, la serra de Sant Julià del Mont a l’est i els relleus de Collsacabra i del Puigsacalm a l’oest. En el fons i les vores d’aquesta fossa, d’origen tectònic, s’hi localitzen la major part dels volcans de la Garrotxa. Les valls que s’observen són totes de fons pla a causa del rebliment per colades de lava emeses durant les erupcions o per sediments acumulats en els llacs de resclosa volcànica. Des del Puig Redon es pot observar quasi tot el sector nord de la zona volcànica de

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

La fossa d’Olot

El Maar del Volcà del Clot de l’Omera Punt d’interès l Observació panoràmica Tipus d’activitat l Freatomagmàtica Durada de l’accés a peu l 5 minuts

del cràter

Localització i accés una pista que va fins al mas de la Pallonera Cal deixar el vehicle al Pla de Sant Joan i baixar per aquesta pista fins a trobar un lloc lliure d’arbres, des d’on hi hagi una bona panoràmica del Clot de l’Omera. Si es continua baixant, abans d’arribar al mas, es troba un torrent que ofereix un bon aflorament dels materials volcànics.

El mas de la Pallonera està dins el Clot de l’Omera que, com el seu nom indica, és una depressió circular situada a la banda esquerra de la riera de Llémena, entre el poble de Llorà i el Pla de Sant Joan. L’accés des de Girona, es fa per la carretera GI-531 que travessa la vall de Llémena. Al quilòmetre 15 d’aquesta carretera, abans d’arribar al Pla de Sant Joan, hi ha

(figura 107).

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

El Volcà del Clot de l’Omera És un edifici volcànic de dimensions reduïdes, parcialment recobert per una colada de lava del volcà del Puig de la Banya del Boc (figura 107). Aquest darrer es troba recolzat al vessant sud de la serra de Boratuna, just damunt de la falla de Llorà que posa en contacte els materials sedimentaris terciaris amb els metamòrfics paleozoics. Durant la formació del Puig de la Banya del Boc es van succeir diferents fases eruptives. Inicialment l’activitat fou freatomagmàtica, després estromboliana i, finalment, efusiva. Durant l’etapa freatomagmàtica, es van expulsar els piroclastos que afloren, principalment, als marges del torrent de Bosquerós i de la riera de Llémena. Coetàniament a aquestes primeres fases freatomagmàtiques, es produeix l’erupció del volcà del Clot de l’Omera. Tot seguit, la fase estromboliana del Puig de la Banya del Boc va edificar un con d’escòries, format per lapil·li i bombes, amb un cràter de forma el·líptica. Finalment, l’activitat efusiva va emetre tres colades de lava. Dues d’aquestes colades es van encaixar en les antigues lleres dels torrents de Bosquerós, en direcció sud-oest, i de Can Pere Boé, en direcció est. Una tercera

Figura 107. Esquema geològic del Volcà del Puig de la Banya del Boc i del Volcà del Clot de l’Omera

colada es va emplaçar en sentit sud fins a la llera de la riera de Llémena. Damunt d’aquesta darrera colada, avui hi ha el Pla de Sant Joan. Al costat mateix del Pla es localitza el Clot de l’Omera, separat del centre eruptiu del Puig de la Banya del Boc pel turó metamòrfic dels rasos de Llorà.

El Maar Descripció dipòsits piroclàstics al voltant del cràter d’explosió, que augmenten de gruix i d’extensió des del vorell nord fins al sud. Darrera la Pallonera, en un petit torrent, es veu una seqüència de materials piroclàstics de fins a 10 metres de gruix, costituïda per una successió de dipòsits de bretxes i cendres. La composició d’aquests dipòsits és molt heterogènia, tant pel que fa a la granolumetria com pel que fa als tipus de fragments lítics que el formen. Aquests lítics, en general molt angulosos, són de roques metamòrfiques (esquistos i marbres, entre d’altres). Els fragments de basalt, que hi trobem barrejats, són en alguns dipòsits escassos i, generalment, poc vesiculats.

El tret més significatiu d’aquest volcà és el cràter d’explosió del seu únic edifici volcànic. Es troba adossat el vessant meridional del turó dels rasos de Llorà i en les parets internes afloren els materials metamòrfics per sota dels dipòsits piroclàstics expulsats. Així, el cràter, excavat més avall de la superfície topogràfica preeruptiva, presenta un fons pla i les seves dimensions són d’uns 500 metres de diàmetre i d’uns 20 metres de profunditat (figura 108). Actualment, una galeria de drenatge fa que la depressió no estigui plena d’aigua. El con de l’edifici volcànic, recobert en part per una colada de lava, es fa difícil d’observar. Tanmateix, hi ha una seqüència de Interpretació L’edifici volcànic del Clot de l’Omera és del tipus maar i es va formar a partir d’una única fase eruptiva freatomagmàtica. L’extensió predominant de les projeccions cap al sud va ser condicionada per la barrera que van suposar, per als fluxos piroclàstics, els marcats pendents del turó dels Rasos, situat al nord del volcà. Tot i això, aquesta asimetria també pot respondre a la inclinació de la fractura per on va ascendir el magma. La morfologia plana del fons d’aquest cràter és producte de l’esllavissament de blocs de materials piroclàstics que formaven els vorells del cràter cap al seu interior. Un d’aquest blocs no va acabar d’inestabilitzar-se, però el seu moviment queda palès en la cicatriu de la fractura circular que correspon al torrent de darrera del mas de la Pallonera. La marcada alternança de dipòsits de cendres i bretxes es va produir per les diferents pulsacions durant l’erupció del volcà. Alguns dels dipòsits tenen un alt percentatge de fragments lítics, fet que permet atribuir-los a pulsacions pràcticament freàtiques. El fet que la majoria dels lítics siguin metamòrfics fa suposar l’existència d’un aqüífer important en el substrat format per aquestes roques.

Puig de la Banya del Boc

Clot de l’Omera

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

Figura 108. Volcans del Clot de l’Omera i del Puig de la Banya del Boc

La colada piroclàstica del Volcà del Puig d’Adri Punt d’interès l Aflorament de la font Tipus d’activitat l Freatomagmàtica Durada de l’accés a peu l 5 minuts

de la Torre

Localització i accés GIV-5313 que va a Canet d’Adri. El carrer que hi ha a mà esquerra, a uns 300 metres després de sortir del nucli principal de Canet d’Adri, mena al mas de la Torre. Al costat d’aquest mas, on es pot deixar el vehicle, hi ha un corriol que porta fins a la font de la Torre, a la llera de la riera de Rocacorba.

La font de la Torre és al poble de Canet d’Adri (Gironès), en el punt on conflueix la riera de Rocacorba i el torrent del Rissec (figura 109). Per arribar-hi, des de Girona, s’enfila la carretera GI-531 en direcció a la vall de Llémena. Una vegada passat el poble de Sant Gregori, a uns 3 quilòmetres, es troba el trencant de la carretera

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

El volcà del Puig de l’Adri Està situat al peu de la serra de Rocacorba, entre els pobles de Canet d’Adri i Adri. Dels volcans de la vall de Llémena, és el més oriental i és tan sols a set quilòmetres de Girona. S’hi reconeixen tres edificis volcànics sobreposats (figura 109) que es van construir al llarg de les seves diferents fases eruptives. Un con d'escòries, amb una alçada de 408 metres sobre el nivell del mar, és el que destaca més i es veu fàcilment quan s’arriba al poble de Canet d’Adri just darrera de l’església. Els productes de l'activitat freatomagmàtica són molt nombrosos i variats. La seva dispersió va ser important, ja que s’han localitzat afloraments a distàncies de fins a 5 quilòmetres des del centre emissor. Una emissió de lava, en l'estadi final de l'erupció, va generar una colada que va arribar fins al

Figura 109. Esquema geològic del Volcà del Puig d’Adri

poble de Domeny, prop de Girona, amb un recorregut d’uns 11 quilòmetres.

La colada piroclàstica Descripció A la font de la Torre es reconeixen uns materials volcànics fragmentaris compactats (tuf volcànic). Es tracta d’un dipòsit on es distingeixen piroclastos juvenils i lítics, de mida mil·limètrica, envoltats per una matriu fina de color marró rogenc. Els fragments juvenils, de color negre, són de composició basàltica i poc vesiculats. Els lítics més abundants són els de gresos vermells, tot i que també se’n troben de margues blaves i alguns de calcàries de color gris clar. Tot i la unitat composicional del dipòsit, s'hi reconeixen diferents nivells i l'erosió, més eficient en els límits entre aquestes capes, ha donat lloc a un escalonament de l'aflorament. Aquest tuf aflora al llarg de la riera de Canet, fins a uns 3 km aigües avall de la font de la Torre, i arriba a tenir gruixàries de més de 20 metres. Al damunt d'aquest dipòsit fragmentari hi ha una colada de lava, que es pot observar clarament al marge esquerre del torrent de Rocacorba o en el corriol d'accés a aquesta zona.

Figura 110. Font de la Torre

L'acció erosiva, al llarg del temps, de la riera de Canet i dels torrents de Rocacorba i del Rissec ha donat lloc a unes gorges fondes de morfologies alveolars que són úniques al camp volcànic català.

Interpretació

Figura 111. Etapes en la formació de l’aflorament de la Font de la Torre

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

sions resultants van expulsar un flux dens en piroclastos canalitzat per l'antiga riera de Canet. Tanmateix, les successives pulsacions durant aquesta fase van generar un seguit de subfluxos que van originar els incipients nivells que s’observen dins del dipòsit. Posteriorment a la deposició d'aquest flux piroclàstic, una colada de lava va cobrir aquests materials. Però, el treball de les aigües de la riera i els torrents, que busquen novament el seu perfil d'equilibri, ha erosionat tots aquests productes volcànics i ha posat al descobert la seqüència de dipòsits (figura 111).

La presència d'abundants fragments lítics i els estudis paleomagnètics, que han determinat una temperatura d'emplaçament d'aquests materials superior a 550° C, evidencien que aquest dipòsit és producte d'una fase eruptiva freatomagmàtica del volcà del Puig d'Adri. D’altra banda, la forma allargada i la seva secció en canal fan pensar que es tracta d'un dipòsit de colada piroclàstica que va reblir una antiga vall. Així doncs, durant aquesta fase freatomagmàtica, una quantitat d'aigua important va interaccionar amb el magma i les explo-

Les onades piroclàstiques del Volcà del Puig d’Adri Punt d’interès l Aflorament de la sureda Tipus d’activitat l Freatomagmàtica Durada de l’accés a peu l 15 minuts

d’en Toscà

Localització i accés Dins el mateix poble, cal agafar una carretera que mena al veïnat de Collsacarrera. A uns 400 metres abans del veïnat hi ha, a mà dreta, l'inici de la pista que va a can Toscà. En aquest punt es pot deixar el vehicle, i després de caminar uns 25 metres per la pista, darrera el talús esquerre, hi afloren els materials que es proposa observar.

En el sector sud-est del volcà del Puig d’Adri hi ha un bosc conegut com la sureda d’en Toscà, on afloren bons exemples de dipòsits d'onades i bretxes piroclàstiques. Per accedir-hi, des de Girona, s’enfila la carretera GI-531 i a uns tres quilometres després del poble de Sant Gregori es troba el trencant de la carretera GIV-5313 que porta fins a Canet d’Adri (figura 112).

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

L’erupció del volcà del Puig de l’Adri El funcionament d'aquest volcà va tenir cinc fases d’activitat eruptiva. La primera va ser molt explosiva i de caire freatomagmàtic, amb acumulació d’una gran quantitat de bretxes i cendres. És en aquesta etapa de l'erupció quan es forma l'anell de tuf -edifici 1- (figura 112). La superposició de dos cons d'escòries -edificis 2 i 3producte de fases estrombolianes posteriors, recobreixen parcialment aquesta primera construcció. El diàmetre del cràter d’explosió de l'anell de tuf és de 850 metres i els materials que formen el con afloren al llarg de la carretera que va des de Canet d'Adri fins al veïnat de Collsacarrera. A l’aflorament de la sureda d’en Toscà és on es poden observar els millors exemples d’aquests dipòsits freatomagmàtics.

Figura 112. Mapa geològic esquemàtic del Puig d’Adri

Els dipòsits piroclàstics de la sureda d’en Toscà Descripció En un tram d'uns vint metres, es reconeixen un materials disposats en capes que presenten uns trets característics. La seva observació en detall permet agrupar aquests nivells en tres conjunts (figura 113). A la base de la seqüència, hi ha un dipòsit d'escòries format, gairebé exclusivament, per fragments juvenils negres molt vesiculats de mida lapil·li (1). A l’interior d'aquest dipòsit no hi ha nivells; però, a la part superior apareixen gradualment alguns fragments lítics centimètrics angulosos barrejats, on prevalen els de gresos vermells. Recobrint les escòries hi ha un seguit de nivells de cendres amb gruixos mil·limètrics i un grau de compactació important (2). Aquesta cimentació fa que aquest conjunt de capes tinguin un ressalt positiu dins l'aflorament. Les dimensions ínfimes dels fragments no permeten la seva identificació a ull nu. Amb l'ajuda d'una lupa, es pot comprovar que aquestes cendres contenen una gran proporció de fragments lítics de gresos vermells i alguns de margues. La marcada laminació de les cendres destaca i sovint és creuada de baix angle. Ocasionalment, entre els nivells de cen-

Figura 113. Onada piroclàstica de la sureda d’en Toscà

dres hi ha algunes passades de granolumetria més grollera. Finalment, al sostre es distingeixen un seguit de capes de bretxes piroclàstiques; la mida més gran dels piroclastos evidencia l'existència dels mateixos fragments lítics que en les cendres (3). El gruix d'aquests nivells és més important i els fragments que els formen estan molt més solts. Hi ha una certa laminació sovint marcada per la presència de passades de cendres.

Interpretació

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

Els nivells de cendres que es troben a continuació van ser formats durant les pulsacions de la fase freatomagmàtica i la seva laminació indica una elevada energia del flux que les va emplaçar. Aquests materials són dipòsits d’onades piroclàstiques i la seva compactació assenyala que en el moment de la seva deposició part del vapor d’aigua que contenia el flux es va condensar, motiu pel qual es van compactar. El conjunt de bretxes que corona la seqüència de materials correspon a un seguit de pulsacions de menys energia dins la fase freatomagmàtica.

Tot i que en aquest aflorament no són observables, per sota el dipòsit d'escòries hi ha més materials producte de l'activitat freatomagmàtica. Així doncs, aquestes escòries pròpies de fases estrombolianes corresponen a una interrupció de l'activitat freatomagmàtica a l'inici de l'erupció del volcà del Puig d'Adri. Els materials escoriacis, normalment, només es troben formant part d’un con d'escòries i, per tant, la seva localització en aquest aflorament lluny del centre eruptiu només es pot explicar per la remobilització de les escòries com a conseqüència d'explosions freatomagmàtiques posteriors.

La morfologia del Volcà de la Crosa de Sant Dalmai Punt d’interès l Vista panoràmica des Tipus d’activitat l Freatomagmàtica Durada de l’accés a peu l 5 minuts

de la gredera de Can Guilloteres

Localització i accés l’encreuament d’anar a Estanyol, aproximadament a 1 km a mà dreta, hi ha una esplanada d’on s’havien extret els materials volcànics. A la zona més allunyada de la carretera es pot pujar a un turonet d’uns 5 metres d’alçada, format per piroclastos, des d’on hi ha una bona vista del cràter de la Crosa de Sant Dalmai.

A la gredera de Can Guilloteres s'explotaven el piroclastos del volcà de la Crosa de Sant Dalmai que es localitza entre els pobles d’Aiguaviva, Estanyol i Sant Dalmai, a cavall de les comarques de la Selva i el Gironès. Per accedir-hi, des de Girona, cal enfilar la carretera de Santa Coloma (GI533) que passa per Aiguaviva. Després de

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

El volcà de la Crosa de Sant Dalmai Se situa en el límit entre la depressió de la Selva, reblerta per sediments pliocènics i quaternaris, i l’acabament meridional de la serralada Transversal, formada en aquesta zona per roques granítiques i metamòrfiques de contacte d'edat paleozoica. L’erupció de la Crosa va ser fonamentalment de caire freatomagmàtic; amb una darrera fase d’activitat estromboliana. No es coneix l'edat exacta d'aquest volcà, però, si bé es localitza a la Selva on les roques volcàniques tenen edats superiors als dos milions d'anys, és evident que pel seu bon estat de conservació fa pensar que l'erupció es va produir fa només alguns centenars de milers d'anys. La Crosa es considera un dels volcans més espectaculars de Catalunya per la seva morfologia i per les grans dimensions.

Figura 114. Volcà de la Crosa de Sant Dalmai

La poca alçada dels edificis volcànics i el fet que es trobi en una zona relativament plana fan difícil poderne observar la forma.

La morfologia dels edificis volcànics Descripció coberts per boscos de pi i d'alzina, envolta aquesta zona deprimida. A la part septentrional i recolzada a l'anell de turons, es distingeix una elevació que s'endinsa lleugerament cap a l'interior de la depressió (1). Amb l'ajuda de la fotografia aèria (figura 114), es comprova que té forma de ferradura.

La panoràmica des de dalt del turó en el sentit est permet observar una depressió de planta circular amb un diàmetre màxim de 1.250 metres. El fons d’aquesta clotada, d'uns 800 metres d'amplada, és pla i està per sota la rasant topogràfica original. Actualment, està ocupada per camps de conreu i arbredes. Una alineació de turons, Interpretació

En el moment que s'esgotava l'activitat freatomagmàtica, va tenir lloc una fase estromboliana que va construir un con d'escòries al damunt del vorell nord del maar (figura 115c). El cràter d'aquest edifici volcànic està esbocat cap al sud-est possiblement per la sortida d'una petita colada de lava en els estadis finals de l'erupció (figura 115d). Quan es va acabar l’activitat volcànica, la depressió constituïda pel cràter d'explosió es va omplir d'aigua i s’hi va formar un estany. Es va iniciar llavors un lent procés de rebliment per la deposició de sediments lacustres i col·luvials (figura 115d). Actualment, hi ha un sistema de drenatge antròpic d’aquest estany a partir de dues galeries que travessen el con volcànic.

Figura 115. Seqüència eruptiva del volcà de la Crosa de Sant Dalmai

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

Les morfologies descrites responen als edificis volcànics que constitueixen la Crosa de Sant Dalmai. Amb l’anàlisi dels dipòsits volcànics i dels sediments que es troben en aquest sector, s’interpreten un seguit d'etapes que donen lloc a l'actual relleu. La fase més important de l'erupció d'aquest volcà va ser la inicial de tipus freatomagmàtic, durant la qual es va construir un edifici volcànic de tipus maar, amb un gran cràter d'explosió. Inicialment, el cràter era de dimensions molt més reduïdes que les actuals (figura 115a). A mesura que les explosions degudes a la interacció de l'aigua amb el magma es van produir a més profunditat (figura 115b), el seu diàmetre va augmentar. L’esllavissament de materials piroclàstics, en les parets internes del cràter cap al centre d’aquest, van accentuar-ne l'engrandiment.

Les onades i bretxes piroclàstiques del Volcà de la Crosa de Sant Dalmai Punt d’interès l Aflorament de la gredera Tipus d’activitat l Freatomagmàtica Durada de l’accés a peu l 5 minuts

de Can Costa

Localització i accés pista a mà esquerra on es pot deixar el vehicle (figura 110). Des d’allí caldrà fer uns 200 metres, en sentit nord, pel camí que hi ha entremig d’un camp d’avellaners per arribar a l’antiga extracció de piroclastos de Can Costa. No és dificil trobar l’aflorament de materials volcànics doncs té uns 400 metres de longitud i 20 metres d’alçada.

La Crosa de Sant Dalmai es localitza entre els pobles d’Aiguaviva, Estanyol i Sant Dalmai, a cavall de les comarques de la Selva i el Gironès. Per accedir-hi, des de Girona, cal agafar la carretera de Santa Coloma (GI-533) que passa per Aiguaviva. Al quilòmetre 10 d’aquesta carretera, abans d’arribar al poble de Sant Dalmai, hi ha una

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

Els dipòsits freatomagmàtics de la Crosa El con del volcà de la Crosa està format per una seqüència de dipòsits piroclàstics, amb cabussaments molt laxos, que s’estenen radialment al voltant del cràter. L’alçada d’aquest con és de 203 metres sobre el nivell del mar al sector oest (turó de Sant Llop), amb un gruix superior als 50 metres de materials fragmentaris. A l’oest, l’alçada no sobrepassa els 200 metres i la gruixària del conjunt de dipòsits és d’uns 30 metres. Les explosions freatomagmàtiques van expulsar i distribuir asimètricament la barreja de fragments de magma i roques de l’encaixant. Cap a l’est, la dispersió va arribar fins més enllà d’on avui es troba Vilablareix, superant els 3,5 quilòmetres, mentre que cap a l’oest els materials volcànics van assolir només uns pocs centenars de metres. Aquesta assimetria en

Figura 116. Mapa geològic esquemàtic del volcà de la Crosa de Sant Dalmai

l’emplaçament dels fluxos de materials respon a la diferent competència (resistència dels materials per ser arrencats per les explosions) del subsòl. És justament al sector est on es troben els sediments pliocens, els quals són menys

competents que les roques metamòrfiques i granítiques. Tanmateix, possiblement la inclinació del conducte volcànic cap a l’est també va comportar una projecció preferencial dels productes volcànics en sentit est.

Les extraccions de Can Costa Descripció composició basàltica, i els lítics de diferents roques metamòrfiques i ígnies. Els lítics més abundants són els granítics, els esquistos i els pòrfirs. Els fragments juvenils mostren un escassa vesiculació, tret dels que formen les escòries (nivell 23), que són clarament més vesiculats. Els fragments lítics tenen morfologies anguloses i en alguns casos arriben a constituir el 60% del dipòsit.

S’observa una alternança de fins a 30 nivells de bretxes i de cendres (figura 117), el gruix dels quals varia des de pocs centímetres fins a més d’un metre. A la base, n’hi ha un de més d’un metre de gruix, on predominen els grans blocs decimètrics de fragments lítics (nivell 1). Per sobre d’aquest, s’observa un conjunt de capes amb fragments lítics i juvenils de mides centimètriques, i cendres (nivells del 2 al 22). Tot seguit, resalta un nivell d’escòries d’un metre de gruix amb fragments de mida lapil·li (nivells 23). Finalment, hi ha una altra alternança de capes de bretxes i de cendres amb característiques semblants a les anteriors (nivells del 24 al 30), a la base de la qual hi ha una bretxa amb fragments decimètrics. En els dipòsits de bretxes, la grandària dels fragments permet diferenciar clarament els clastos juvenils, de color negre i

Figura 117. Columna estratigràfica de la gredera de Can Costa

Interpretació Durant la fase freatomagmàtica de la Crosa de Sant Dalmai, es van succeir un seguit de pulsacions, cadascuna de les quals va formar un o dos nivells de la seqüència. La seqüència de dipòsits de bretxes i cendres intercalats es pot interpretar a partir de la disponibilitat d’aigua en la zona d’interacció amb el magma. En les pulsacions eruptives freatomagmàtiques es poden diferenciar tres estadis:

nivell 3).

Al final d’aquest estadi, la presència d’aigua a les roques de l’encaixant és gairebé nul·la.

Aquests tres estadis es van anar repetint successivament, en intervals de temps curts, fins a formar la seqüència de dipòsits piroclàstics que s’observa a l’aflorament. Cal suposar que l’ascens del magma va ser continu durant les diferents fases i, per tant, la recàrrega de l’aqüífer, amb el qual interaccionava el magma, va ser prou ràpida per mantenir l’activitat eruptiva freatomagmàtica. Hom suposa, que el dipòsit d’escòries (figura 117, nivell 23) va ser producte d’una fase eruptiva estromboliana, conseqüència de la recàrrega insuficient de l’aqüífer, en l’estadi 3, per mantenir l’activitat freatomagmàtica.

1. l’aqüífer va ser capaç d’aportar prou aigua perquè la interacció aigua-magma fos òptima. En aquest primer estadi, es va vaporitzar una important quantitat d’aigua i es va generar una onada piroclàstica, que va donar com a resultat el dipòsit de cendres (figura 117; per exemple, nivell 2). 2. l’aigua disponible després de l’estadi anterior era menor, i per tant la relació aigua-magma va ser més baixa; motiu pel qual, l’explosió que es va produir va ser menys efectiva i va generar un dipòsit de bretxa piroclàstica (figura 117; per exemple,

3 l La Zona Volcànica de la Garrotxa

3. en el tercer estadi, l’aqüífer es va recarregar i va realimentar la zona d’interacció amb el magma fins a arribar al punt en què hi va haver prou aigua per produir una nova onada piroclàstica.

Glossari l 1 l Els volcans Aqüífer Formació geològica porosa i permeable en la qual s’emmagatzema l’aigua subterrània i permet la seva circulació. Cristalls Substància sòlida de composició química definida, formada per àtoms o molècules disposats de manera regular i periòdica en un espai que en condicions favorables pot donar superfícies planes anomenades cares. Diaclassat Fractura d’una roca sense desplaçament relatiu de cap part, la superfície de la qual sol ser plana i molt discordant respecte a l’estratificació. Dics Intrusions laminars de roques ígnies discordants a la roca encaixant que han travessat aprofitant fractures i que generalment són vertical i tenen un gruix de desenes a centenars de metres. Dom Extrusió arrodonida i de flancs molt inclinats produïda per una erupció de magma molt viscós i pobre en gasos que ha sortit progressivament del conducte volcànic i ha format una massa en forma de cúpula. Encaixant Roca preexistent que envolta la intrusió d’una altra roca en forma de filó, dic, sill, plutó, etc. Geoquímica Ciència que estudia l’abundància i la distribució dels elements químics i dels isòtops a la Terra, i dels materials que la formen. Isòtops Qualsevol de les espècies d’un mateix element químic que en el nucli tenen idèntic nombre de protons però diferent nombre de neutrons. Petrologia Branca de la geologia que estudia les roques en l’aspecte descriptiu i en el seu origen, formació i evolució a través del temps. Plutons Massa de grans dimensions de roca ígnia intrusiva profunda, que es diferencia d’altres intrusions perquè té una forma més equidimensional.

Presió lisostàtica Pressió vertical en un punt de la crosta terrestre, igual a la pressió exercida per una columna de roca i pel sòl que hi ha al damunt d’aquest punt. Processos petrogenètics Processos que es donen durant la fomació d’una roca. Roques ígnies Roca que prové de la consolidació d’un magma a l’interior o exterior de la litosfera. Roques metamòrfiques Roca formada a partir d’una preexistent que sense cap estadi intermedi líquid s’ha transformat estructuralment i mineralògicament en una roca diferent a l’original. Les causes poden ser per condicions fisicoquímiques, temperatura, pressió, esforços tectònics, etc. Roques sedimentàries Roca exògena producte de l’acumulació de partícules fragmentàries (minerals, roques orgàniques), o del dipòsit de precipitacions químiques i bioquímiques. Silicat Minerals formats essencialment per grups tetraèdrics de SiO4. Sills Cos de roca ígnia injectat entre dues capes. Textura de la roca Relació entre els minerals constituents i la matèria vítria d’una roca endògena o sedimentària.

l 2 l El vulcanisme a Catalunya Alcalí Roca magmàtica on l’òxid de sodi (Na2O) més l’òxid de potassi (K2O) superen en percentatge l’òxid d’alumini (Al2O3). Calcoalcalí Dit del magma que amb un contingut de SiO2 entre 55-61% té més òxid de sodi i de potassi que òxid de calci. Feldspatoides Conjunt de minerals del grup dels silicats formats per SiO2 i Na, K, Ca i Li, els quals apareixen en lloc dels feldspats quan el magma és pobre en SiO2. Neogenoquaternària Temps comprès entre 23 milions d’anys i l’actualitat. Terres rares Denominació que hom dóna al grup dels lantànids (escandi i itri).

l 3 l Fitxes d’afloraments Eocè Segona època del terciari inferior, compresa entre 56,5 i 35,4 Ma. Formació Unitat litoestratigràfica establerta d’acord amb els seus caràcters litològics. Formació de Banyoles Unitat d’edat eocena formada per margues blavoses. Formació de Bellmunt Unitat d’edat eocena formada, sobretot, per argiles, llims, margues, gresos i conglomerats de color rogenc. Formació de Bracons Unitat d’edat eocena formada per margues, gresos i conglomerats. Formació de Folgueroles Unitat d’edat eocena formada per gresos.

Bibliografia Bibliografia especialitzada Araña, V.; Aparicio, A.; Martín Escorza C. [et al.], "El volcanismo neógeno-cuaternario de Cataluña: caracteres estructurales, petrológicos y geodinámicos", Acta Geológica Hispánica, [Universitat de Barcelona; Institut Jaume Almera], v. 18 (1983), núm. 1, pàg. 1-17. Cas, R.A.F.; Wright, J.V. Volcanic Successions: Modern and Ancient. London: Chapman & Hall, 1987. 521 pàg.

Mallarach, J.M., Carta geològica de la regió volcànica d'Olot: Litologia i geomorfologia=Geological map... [Mapa]. E.1:20.000. Olot: Ajuntament, 1982.

Pallí, Ll.; Roqué, C., "Els afloraments volcànics a les comarques gironines". Revista de Girona, Diputació de Girona, v. 174 (1996b), pàg. 65-68.

Mallarach, J.M., El vulcanisme prehistòric de Catalunya. Girona: Diputació de Girona, 1998. 322 pàg.

Planagumà i Guàrdia, Ll.; “El vulcanisme freatomagmàtic de la serra del Corb”, PNZVG, 1995.

Donville, B., "Géologie Néogène et âges des éruptions volcaniques de la Catalogne orientale", Tolosa de Llengua-doc [Université Paul Sabatier ], 1973. 3v. Nota: Tesi doctoral inèdita. Ferrés i López, D., “Caracterització de l’activitat estromboliana a la ZVG: Caracterització del volcà Croscat”, Parc Natural de la Zona Volcànica de la Garrotxa, 1995. Ferrés, D.; Planagumà, Ll.; Pujadas, A. [et al.], "Els nous volcans del Parc Natural de la Zona Volcànica de la Garrotxa", Revista de Girona, Diputació de Girona, v. 188 (1998), pàg. 32-41. Francis, P., Volcanoes: A planetary perspective. EEUU: Clarendon Press, 1995. 443 pàg. Guerin, G.; Benhamou, G.; Mallarach, J.M., "Un exemple de fusió parcial en medi continental: El vulcanisme quaternari de Catalunya", Vitrina: publicació del Museu Comarcal de la Garrotxa, Museu Comarcal de la Garrotxa, v. 1 (1985), pàg. 19-26.

Martí, J., "El vulcanisme neogenoquaternari dels Països Catalans," dins Història natural dels Països Catalans: Geologia. Barcelona: Fundació Enciclopèdia Catalana, 1992, v. II, pàg. 360-371. Martí, J. [et al.], "Projecte de geologia de la zona volcànica catalana: Informe final 1996", Barcelona, Institut de Ciències de la Terra "Jaume Almera" del Consell Superior d'Investigacions Científiques, 1996. Nota: Exemplar inèdit. Martí, J.; Mallarach, J.M., "Erupciones hidromagmáticas en el volcanismo cuaternario de Olot (Girona)", Estudios Geológicos, [s.n.], v. 43 (1987), pàg. 31-40. Martí, J. Mitjavila J., Roca E. [et al.], "Cenozoic magmatism of the Valencia trough (western Mediterrean): relationship between structural evolution and volcanism", Tectonophysics, [Elsevier Science Publishers], v. 203 (1992), pàg. 145-165. Martí, J.; Ortiz, R.; Claudin, F.; [et al.], “Mecanismos eruptivos del volcán de la Closa de Sant Dalmai (Girona)”, Anales de física, Sèrie B (Número especial); pàg. 143-153. Neumann, E. R.; Martí, J.; Mitjavila, J. [et al.], "Origin and implications of mafic xenolits associated with Cenozoic extension-related volcanism in the València Trough, NE Spain", Mineralogy and Petrology, [Springer-Verlag], v. 65 (1999), pàg. 113-139.

López-Ruiz, J. ; RodríguezBadiola, E., "La región volcánica Mio-pleistocena del NE de España", Estudios geológicos, [s.n.], v. 41 (1985), pàg. 105-126. Lewis, C. J.; Baldrige, W. S.; Asmeron, Y., “Neogene asthenosphere-derived volcanism and NE-directed extension in NE Spain: Constrains on the geodynamic evolution of the western Meditterranean”, Eos Trans. AGU, 79 (17), Spring Meet. Suppl, S 336-S 337, 1998. Mallarach, J.M.; Martí, J.; Claudin, F., "Primeres aportacions sobre el vulcanisme explosiu d'Olot", Revista de Girona, Diputació de Girona, v. 121 (1987), pàg. 69-74.

Martí, J.; Araña, V., La volcanología actual. Madrid: CSIC, 1993. 578 pàg. (Nuevas Tendencias; 21).

Pallí, Ll.; Roqué, C., El vulcanisme de les comarques gironines (II-Gironès). [Mapa]. Girona: Diputació de Girona; Universitat de Girona, 1995. Pallí, Ll.; Roqué, C., El vulcanisme de les comarques gironines (III-Alt i Baix Empordà). [Mapa]. Girona: Diputació de Girona; Universitat de Girona, 1996.

Pujadas, A.; Mallarach, J.M., "El vulcanisme de la Vall de Llémena", Revista de Girona, Diputació de Girona, v. 174 (1996), pàg. 77-81. Pujadas, A., El vulcanisme de la Vall de Llémena. Girona: Universitat de Girona, 1997. v. 5, 67 pàg. (Dialogant amb les Pedres). Pujadas, A.; Pallí, L.; “Fosa de Olot”. A Pallí L. & Roqué C. (ed.). Avances en el estudio del Cuaternario español, Girona, (1999), pàg. 346-356. Ros, X.; Palomar, J.; Gaete, R., “Estudi geotècnic del cingle de Castellfollit de la Roca”, PNZVG, 1996. Saula, E.; Picart, J.; Mató, E. [et al.], "Evolución geodinámica de la fosa del Empordà y las sierras transversales", Acta Geológica Hispánica, Universitat de Barcelona; Institut Jaume Almera, v. 29 (1996), pàg. 55-75. Sheridan, M. F.; Wohletz, K. H., "Hydro-volcanism: Basic considerations and review", Journal of Volcanology and Geothermal Research, [Elsevier Science Publishers B.V.], v. 17 (1983), pàg. 1-29. Tournon, J., "Les roches basaltiques de la province de Gerona (Espagne); basanites à leucite et basanites à analcime", Bull. Soc. Fr. Minéral. Cristallogr., [s.n], v. 92 (1969), pàg. 376-382. Ziegler P.A., "European Cenozoic rift system". Tectonophysics, [Elsevier Science Publishers], v. 208 (1992), pàg. 91-111.

Bibliografia bàsica recomanada

Altres publicacions del Parc Natural de la Zona Volcànica de la Garrotxa

Mallarach i Carrera, J. M.; Riera i Tussell, M., Els volcans olotins i el seu paisatge: iniciació a la seva coneixença segons nou itineraris pedagògics. Barcelona, Serpa, 1981.

Llibres La recerca científica al Parc Natural de la Zona Volcànica de la Garrotxa: 1982-1992. Olot, PNZVG, DMA, 1993. 145 p.

Pòsters El vulcanisme estrombolià de la Garrotxa. Olot, PNZVG, 1991. Els ambients fluvials. Olot, PNZVG, 1992.

Mallarach i Carrera, J. M., El vulcanisme prehistòric de Catalunya. Olot: Alzamora, 1998.

Fulletons Parc Natural de la Zona Volcànica de la Garrotxa [quadríptic]. Olot, PNZVG, 1997. Itineraris pedestres: fageda d’en Jordà; volcà de Santa Margarida; volcà del Croscat [tríptic]. Olot, PNZVG, 1996. Núm. 1.

Els mamífers. Olot, PNZVG, 1994. Els ocells. Olot, PNZVG, 1989.

Itineraris pedestres: Sender Joan Maragall (la fageda d’en Jordà) [tríptic]. Olot, PNZVG, 1995. Núm. 2. Itineraris pedestres: Olot; fageda d’en Jordà; Can Xel [quadríptic]. Olot, PNZVG, 1995. Núm. 3. Itineraris pedestres: Santa Pau; volcà de Santa Margarida; Can Xel [tríptic]. Olot, PNZVG, 1995. Núm. 4. Itineraris pedestres: cingleres de Castellfollit [quadríptic]. Olot, PNZVG, Ajuntament de Castellfollit, 1996. Núm. 13. Itineraris pedestres: grederes del volcà del Croscat [tríptic]. Olot, PNZVG, 1995. Núm. 15. Itineraris pedestres: ruta de les Tres Colades. El Boscarró, el Molí Fondo i Fontfreda [quadríptic]. Olot, PNZVG, Ajuntament de St. Joan les Fonts, 1997. Núm. 16. Itineraris pedestres: volcà del Montsacopa [tríptic]. Olot, PNZVG, IMPC, 1997. Núm. 17. Itineraris pedestres: Sant Feliu de Pallerols, itinerari urbà [quadríptic]. Sant Feliu de Pallerols, 1999. Núm. 18. Itineraris pedestres: valls de Sant Iscle i del Vallac: volcans i castells [quadríptic]. Sant Feliu de Pallerols, 1998. Núm. 19.

Materials curriculars El paisatge de la zona volcànica de la Garrotxa, PNZVG, 1996. Material curricular de síntesi. Ensenyament secundari obligatori, 2n. cicle: 14-16 anys. 35 hores. L’aigua a la comarca de la Garrotxa, on?, qui?, com?, PNZVG, 1997. Material curricular per utilitzar com a crèdit variable. Ensenyament secundari obligatori, 2n. cicle. 30 hores. A l’hivern i a l’estiu, a la Garrotxa tota cuca viu: la biodiversitat a la Garrotxa, PNZVG, 1997. Material curricular de suport per als crèdits comuns sobre la diversitat d’éssers vius. Ensenyament secundari obligatori, 1r. cicle. 30 hores. Investigant sobre el Parc Natural, PNZVG, 1997. Material curricular per a cicle superior de primària. 30 hores. El retorn de la nàiade, PNZVG, 1998. Material curricular per a cicle mitjà de primària. 15 hores.

Mallarach i Carrera, J. M., Els Volcans. Diputació de Girona. Caixa de Girona, 1989 (Quaderns de la Revista de Girona núm. 21). Parc Natural de la Zona Volcànica de la Garrotxa [Guia]. Olot, PNZVG, DMA, 1994. Pujadas, Albert, [et al.]. El vulcanisme de la vall de Llémena. Girona, Àrea de Geodinàmica de la Universitat de Girona, 1997. (Dialogant amb les Pedres, 5). Museu dels Volcans. [Guia]. Olot, Museu Comarcal de la Garrotxa, Caixa de Giro-na, 1993. Neovídeo. Els volcans de la Garrotxa [enregistrament en vídeo]. Olot, PNZVG, 1996. 1 videocasset (14 min), col. (VHS), so BS.

Opuscles Guia per a visites de grups escolars. Educació ambiental: 19992000. Olot, PNZVG, 1999. Oferta pedagògica del Parc Natural de la Zona Volcànica de la Garrotxa: curs 1999-2000. Olot, PNZVG, 1999. El Centre de Documentació [díptic]. Olot, PNZVG, 1998.

L’arquitectura del volcànic. Olot, PNZVG, 1995. El Parc Natural de la Zona Volcànica de la Garrotxa (panoràmic). Olot, PNZVG, 1997.

Mapa de serveis del Parc Natural de la Zona Volcànica de la Garrotxa

Parc Natural

Centre d'Informació del Parc Natural

Serveis

Reserva Natural

Aparcament

Àrea de pícnic

Zona urbana

Itinerari pedestre senyalitzat

Vista panoràmica

Museu

Entitat d’Educació Ambiental

100

Entitats col·laboradores del Parc Natural de la Zona Volcànica de la Garrotxa Les entitats d'educació ambiental que col·laboren amb el Parc Natural de la Zona Volcànica de la Garrotxa, i que consten a continuació, us ofereixen: • activitats amb un màxim de 25 alumnes per guia • guies del Parc Natural de la Zona Volcànica de la Garrotxa, certificat atorgat pel Parc Natural • dedicació específica a l’educació ambiental al Parc Natural • visita a indrets d’accés restringit (volcà del Croscat, indústries tradicionals, pedreres de basalt en actiu,… ) • allotjament per a estades de més d’un dia que us permetran un millor coneixement de la zona • tallers i altres activitats per complementar les visites i les sortides • materials pedagògics, validats pel Parc Natural, de suport per al treball previ, l’estada i el treball posterior • serveis coberts per assegurances de responsabilitat civil • equipaments que compleixen la normativa vigent • activitats pedagògiques recomanades pel Parc Natural • serveis i equipaments congruents i compromesos amb la conservació d’aquest espai natural protegit Aquestes entitats estan inscrites en el Cens General d’Entitats d’Educació Ambiental de Catalunya.

101

Servei de Guies del Parc Natural Activitats • activitats pedagògiques i itineraris guiats d'una jornada adaptats als diferents nivells educatius

Responsable Octavi Bonet Casal dels Volcans Av. de Santa Coloma, s/n 17800 Olot

Capacitat màxima: 120 persones/dia mínima: 15 persones/dia

Tel. 972 26 62 02 972 26 60 12 Fax 972 27 04 55 A/e: cvo@agtat.es Pàgina web: www.gencat.es/mediamb/ pnzvg/pnzvg.htm

Altres • propostes de treball previ i posterior a l'aula • crèdits de síntesi i crèdits variables sobre el Parc Natural

Horari d’atenció: 9-14 h i 16-18 h

Escola de Natura la Garrotxa Responsable Xavier Camps C. de Josep Soler, 2 17800 Olot Tel. 972 26 46 15 600 42 12 62 Fax 972 26 50 94 A/e: olotnatu@arrakis.es Pàgina web: www.arrakis.es/ ~olotnatu

Activitats • sortides guiades d’educació ambiental amb itineraris (vulcanisme, vegetació, riu, rastres… ), tallers i visites a museus • disposem d’activitats dins de l’oferta pedagògica del Parc Natural Capacitat a convenir Altres • activitats adaptades als diferents nivells educatius i a persones discapacitades • dossier preparatori, guió de treball per a l’estada i proposta de treball posterior • ens ajustem als vostres crèdits variables i de síntesi • activitats d’un o més dies

102

Notes

103

104

105

Recomanacions i normes per als visitants

El 98% del territori del Parc Natural és de propietat privada. Procureu no provocar sorolls molestos i que la vostra visita no destorbi la gent que hi viu o el visita.

Les zones d’aparcament estan senyalitzades. Procureu deixar l’autocar als aparcaments preparats amb aquesta finalitat. Als aparcaments, senyalitzats al mapa, hi trobareu àrees de repòs equipades amb WC, papereres i aigua potable per si us cal fer una pausa en la vostra activitat. Eviteu fer pícnic fora d’aquestes àrees. A les reserves naturals, hi és prohibit.

Dins l’àmbit del Parc Natural hi ha una xarxa d’itineraris pedestres senyalitzats. Si els seguiu, podreu visitar alguns dels indrets més significatius d’aquesta zona.

Els centres d’informació del Parc Natural disposen de fulletons informatius, plànols, llibres i altres recursos pedagògics per facilitar la visita al Parc. Adreceu-vos-hi, personalment o per telèfon, per obtenir-ne una informació més completa.

El servei de manteniment del Parc ha de fer un gran esforç per conservar nets els indrets més freqüentats. Procureu generar el mínim de residus, eviteu les llaunes, els brics, el paper d’alumini, etc. Recolliu sempre la brossa que genereu i emporteu-vos-la o dipositeu-la a les papereres situades als aparcaments.

Al Parc Natural hi ha diferents àrees preparades perquè feu pícnic, amb espais de lleure i lavabos. Procureu no fer malbé els equipaments. No es pot fer pícnic a les reserves naturals com la fageda d’en Jordà i els volcans de Santa Margarida i del Croscat.

La captura d’animals i la recollida de plantes, roques i minerals no són permeses en l’àmbit del Parc Natural.

106

Serveis del Parc Natural Centres d’informació

Serveis pedagògics

Casal dels Volcans Av. de Santa Coloma, s/n 17800 Olot Tel. 972 26 62 02 972 26 60 12 Fax 972 27 04 55 A/e: cvo@agtat.es

Casal dels Volcans Av. de Santa Coloma, s/n 17800 Olot Informació i reserves: dies laborables, de 9 a 14 h i de 16 a 18 h Tel. 972 26 62 02 972 26 60 12 A/e: cvo@agtat.es

Can Serra Fageda d’en Jordà Can Passavent Volcà del Croscat Centre de Documentació Horari: dies laborables de 9 a 14 h. Cal fer reserva prèvia. Tel. 972 25 46 66 Fax 972 26 55 67 wcdpnzvg@correu.gencat.es

Pàgines web Informació general: www.gencat.es/mediamb/parcs/garrotxa.htm wpnzvg@correu.gencat.es Consultes al catàleg del Centre de Documentació: http://www.gencat.es/mediamb/cdma/cdma.htm

Parc Natural de la Zona Volcànica de la Garrotxa

Generalitat de Catalunya Departament de Medi Ambient