Canvis en la paleomorfologia i dinàmica fluvial del riu Ter des del darrer màxim glacial

JORDI MONTANER (*), RAMON JULIÀ (**),

M. ÀNGELS MARQUÈS (***),

JOAN SOLÀ (*), PERE PONS(*), JUANMA LÓPEZ (*)

CANVIS EN LA PALEOMORFOLOGIA 1

DINÀMICA FLUVIAL DEL RIU TER DES DEL

DARRER MÀXIM GLACIAL

(* *) Institut de Ciències de la Terra Jaume Almera. CSIC

(* * * ) Departament de Geodinàmica i Geofísica. Universitat de Barcelona.

ESTUDIS DEL BAIX EMPORDÀ Sant Feliu de Guíxols, 2010 Volum 29 - ISSN 1130-8524

RESUM : La recerca geomorfològica i litoestratigràfica sobre la sedimentació holocena a la plana al·luvial del Baix Ter proporciona evidències de canvis en la dinàmica fluvial relaci­ onats amb el clima i les activitats humanes. Aquests canvis es mostren en una successió de tres estadis de transformació morfològica del riu Ter. des del darrer màxim glacial fins la formació de la plana al ■ luvial recent. Es descriuen la paleomorfologia i la dinàmica fluvial del estadis representats i la seva relació amb els controls geològics locals. La vall fluvial del primer estadi, cronològicament atribuïble al darrer màxim glacial, suggereix una continu­ ïtat morfològica i hidrogràfica dels paleocanals relictes del Ter amb els cànons submarins de la Fonera i de l ’Escala, un davant del massís de Begur i l'altre davant d’Empúries. En els dos estadis posteriors, la successiva disminució del gradient fluvial és l’expressió de l’acumulació sedimentària fluviomarina del període transgressiu holocè, i del procés de progradació i terraplenament de la plana. El nucli d'aquesta proposta es concentra en la representació paleogeogràfica dels tres estadis.

PARAULES CLAU: Baix Ter. Holocè. paleocanal fluvial, progradació, nivell del mar

INTRODUCCIÓ

Els estudis sobre les respostes fluvials als canvis climàtics i an- tropogènics durant l’Holocè són molt nombrosos a Europa, i mos­ tren la incidència dels diferents mecanismes de control sobre la dinàmica fluvial (p.ex. STARKEL, 983; GREGORY ET AL., 1995; BROWN, 1997; BENITO ET AL., 1998; MADDY ET AL., 2001; LEW IN ET AL., 2005). També subratllen la particular fragmentació i man­ ca de cronoestratigrafia precisa dels registres fluvials holocens, i la consegüent complexitat per a determinar l’abast tant de determi­ nats esdeveniments naturals, per exemple l’episodi fred registrat fa 8.200 anys B P 1, com la resposta a les influències ambientals d’ori­ gen antròpic -la centuriació romana o les desforestacions (BROWN, 1 997; COLLINS ET AL., 2006; LEW IN ET AL., 2005; PASTRE ET AL., 2006) .

A la plana litoral del Baix Ter, les referències sobre canvis en la xarxa hídrica local i la seva correl • lació amb esdeveniments climà­

1 Símbol que indica que una data s’expressa en l'escala cronològica solar que té el seu origen en l’any 1 950 dC i que compta els anys en sentit retrògrad.

tics i històrics es remeten als estudis de MARQUÈS & JULIÀ (1983, 1 987 i 2005), en què es confronten les dades i les observacions relatives als canvis geomorfològics del darrer mil • lenni. També són de referència els treballs sobre paisatge antic basats en datacions radiocarbòniques i sondatges realitzats per l’Institut Arqueològic Alemany i resumits en les publicacions de BLECH ET AL. (1994, 1998, i 2005) i MARZOLI (1995, 2000 i 2005), i posteriorment in­ terpretades a RAMBAUD (2005). Els treballs de MONTANER ET AL. (1995, 1999, 2004) i SOLÀ ET AL. (1996) aborden la cronologia dels dipòsits quaternaris de rebliment de la plana, des del Pleistocè Superior fins el període subactual, aplicant conceptes d’estratigra- fia seqüencial i la correlació d’esdeveniments a partir de les cor­ bes eustàtiques existents per a diverses localitats de la Mediterrà­ nia (LABEYRE ET AL., 1 976; ALOISI ET AL., 1 978; L’HOMER, 1 981; RIBA, 1981; DUBAR, 1987; PIRAZZOLI, 1991). Són també destaca- bles els estudis de MARTÍNEZ GIL (1972), IGME (1987) i MAS ET AL. (1989, 1999) sobre la geologia i la geomorfologia de les unitats fluviodeltaiques de la plana del Baix Ter, així com els treballs especí­ fics sobre palinologia (PARRA, 1988) i la reconstrucció del paisatge litoral basant-se en investigacions arqueològiques (NIETO ET AL.,

1985, 1998, 2005).

La lectura del paleopaisatge històric basada en dades i observa­ cions locals no contextualitzades en la correlació estratigràfica dels cossos sedimentaris, la seva geometrització espacial i la situació pa- leogeogràfica pot arribar a ser insuficient per a justificar determina­ des conclusions i nivells d’interpretació en relació amb el paleopai­ satge. En aquest sentit, la proposta que es presenta és una mostra dels resultats obtinguts de la interpretació de les dades existents, i d’altres de noves, procedents de l’estudi estratigràfic de més de 400 sondatges, amb el resultat d’uns 60 perfils de correlació estratigràfi­ ca i més de 40 cartografies específiques de situació, geometrització i caracterització de les unitats sedimentàries quaternàries, així com de la seva confrontació amb evidències històriques i dades radio­ carbòniques disponibles.

El nucli de la proposta es concentra en la representació gràfica dels resultats, que s’acompanya d’una descripció de la successió de tres estadis de transformació morfològica del riu Ter, des del darrer màxim glacial fins a la formació de la plana al·luvial recent. Es descriu succintament la paleomorfologia i la dinàmica fluvial dels tres estadis representats i la seva relació amb els controls geològics

JO R D I MONTANER, RAMON JULIÀ, M. ÀNGELS M ARQ UÈS, JOAN SOLÀ, P E R E PONS, JUANM A LÓ PEZ

CANVIS EN LA PA LEO M O RFO LO G IA...D ES D EL D ARRER MÀXIM GLACIAL

Figura 1. Durant el darrer màxim glacial, aproximadament fa uns 18.000 anys BP, el riu Ter es va encaixar perquè el nivell del mar estava molt més baix respecte de l’ac­ tual (-120 msnm). L’existència de dues valls, una al nord i l’altra a l’est, s’interpreta amb motiu d'una captura del riu Ter pel Daró.

locals i la posició relativa del nivell del mar, però sense entrar en la descripció del procés sedimentari que segueix i/o precedeix cadas­ cun dels estadis.

El tractament gràfic i la representació de la paleogeografia s’ha efectuat amb eines de georeferenciació i amb la generació de mo­ dels paleogeogràfics digitals, construïts a partir de la correlació es- tratigràfica, la datació radiocarbónica i el control de la coherència espai-temps que es reflecteix en els perfils d’equilibri longitudinals i transversals dels diversos paleocanals fluvials representats.

PALEOMORFOLOGIA I DINÀMICA DEL RIU TER

Tot i que el recorregut dels rius presenta una gradació de la seva morfologia com a conseqüència de canvis en la dinàmica fluvial,

canvis climàtics, condicions geològiques locals i influència antròpi- ca, de forma general (SCHUMM, I 977) les conques fluvials s’estruc­ turen en tres trams:

■ el tram de capçalera, amb gradient elevat, un canal mar­ cadament incidit i de tendència rectilínia, on predominen els processos erosius i de generació de sediment;

■ el tram mig o de transferència, caracteritzat per un gradient menor, un canal incidit -a voltes sobre sediments quaternaris previs- i meandriforme incipient on predominen els processos de transport de sediment, i, finalment,

■ el tram baix, on la divagació de la llera i els canvis d’orien­ tació del seu curs ens indiquen la maduració del perfil fluvial i la instauració d’un règim de baixa energia -meandriforme- i s’in­ verteix el paper dominant dels processos anteriors, imposant-se l’al ■ luvionament, l’avulsió i la sedimentació sobre l’erosió.

La posició del nivell de base natural del riu, regulada per l’evolu­ ció del nivell del mar i el règim climàtic, és la que condiciona que una determinada àrea geogràfica, per exemple, l’actual Baix Ter, es trobi durant determinats períodes temporals sota els dominis d’erosió, transport o deposició al·luvial i, per tant, expressant una dinàmica tipus o un determinat règim fluvial en la línia de la catalo­ gació efectuada per SCHUMM (1 977).

Paral·lelament, l’estudi dels sediments en àrees d’acumulació de la conca fluvial, com és el cas d’una plana al·luvial, permet in­ terpretar la gènesi del rebliment i la seva correspondència amb una determinada dinàmica fluvial relicta.

La combinació de tots dos aspectes: l’un, l’anàlisi i correlació dels testimonis sedimentaris i la seva interpretació a partir de cri­ teris sedimentològics i d’estratigrafïa seqüencial, i l’altre, l’aplicació de coneixements bàsics de dinàmica fluvial, constitueixen la meto­ dologia mínima necessària per a reconstruir el comportament del riu dins una determinada seqüència temporal.

En el cas del riu Ter, l’aplicació de la metodologia ara descri­ ta permet diferenciar la successió de tres estadis morfodinàmics principals dins una seqüència temporal compresa entre Pleistocè Superior i els temps recents. La seqüència representa l’envelliment morfològic del riu: des d’un estadi inicial de rejoveniment del perfil fluvial, motivat per un nivell del mar baix, en què s’instaurarà una

JO R D I MONTANER, RAMON JU LIÀ, M. ÀNGELS M ARQUÈS, JOAN SOLÀ, P E R E PONS, JUAN M A LÓ PEZ

CANVIS EN LA PALEO M O RFO LO G IA...D ES DEL D ARRER M ÀXIM GLACIAL

Figura 2. La paleomorfologia fluvial corresponent a l’inici del darrer màxim glacial -uns 18.000 anys BP- suggereix la correlació hidrogràfica dels paleocanals del Ter i el Daró amb els canons de l’Escala, al nord, i la Fonera, al sud. Al començament d’aquest estadi, la línia de costa devia quedar situada a uns 1 5 km de l’actual litoral, molt a prop del sector apical del canó de la Fonera -base batimètrica extreta dels treballs de GOT (1973) 1 ICM (2005)-.

dinàmica predominant d’incisió fluvial, fins a una darrera fase de maduresa determinada pel retrocés de la línia de costa i el conse­ güent terraplenament definitiu de la plana.

DINÀMICA DEL RIU EN EL DARRER MÀXIM GLACIAL

Durant el darrer màxim glacial, aproximadament uns 18.000 anys BP, el riu Ter es va encaixar perquè el nivell del mar -molt més baix (-1 20 msnm) que l’actual- i el clima -àrid i marcadament epi­

sòdic- així ho propiciaven. La forta capacitat erosiva del riu Ter va significar, en la situació de l’actual plana, una vall d’incisió (Figura

1) sobre un substrat poligènic preexistent format per gresos i mar- gues d’edat eocena, argiles ocres amb nivell de graves semiconsoli- dades d’edat neògena, i calcàries cretàciques.

El curs del Ter era relativament rectilini i encaixat, amb una di­ nàmica amb predomini de l’erosió i el transport, en el qual la ma­ jor o menor amplada de la vall fluvial inserida s’interpreta que era

motivada pel control geològic del substrat, restant àrees de cubeta a Canet de Verges i a Albons-l’Escala, i passos fluvials o estrets entre Gualta i Torroella, Albons i Bellcaire, nord de mas Pinell i nord de Serra de Daró. En aquest estadi, la prolongació de la traça fluvial des de la seva posició continental cap al mar suggereix una conne­ xió morfològica i hidrogràfica amb el canó submarí de la Fonera, per la banda sud de la badia de Pals, i amb el canó submarí de l’Es­ cala, des del corredor d’Albons (Figura 2).

Segons la informació amb què s’ha treballat, la posició de la línia de costa en el moment del màxim glacial i abans del començament de la recuperació del nivell del mar (des de -120 msnm) s’hauria situat a un 15 km de la costa actual, a prop del sector apical del canó de la Fonera.

L’existència d’una vall en direcció nord (cap a l’Escala) i una altra en direcció est (cap a la platja de Pals) i la previsible erosió remun­ tant del riu a la recerca del seu perfil d’equilibri permeten interpre­ tar un escenari inicial amb el riu Ter orientat al nord i amb el riu Daró que, descrivint una notable corba cap a l’est, es dirigia cap al mar a la platja de Pals (Figura 1). El manteniment d’aquest règim erosiu en una àrea com la situada a l’entorn de Canet de Verges, en què la divisòria entre les conques del Ter i Daró hauria estat molt propera al curs, s’interpreta com el que hauria conduït a la captura del riu Ter pel Daró. A partir d’aquest moment, el riu Ter en règim d’encaixament, hauria passat a dirigir-se cap a l’est.

El règim fluvial dels següents 10.000 anys evolucionà de la mà de la recuperació del nivell del mar i del pas progressiu a un règim climà­ tic menys àrid, més càlid i més humit, amb el consegüent rebliment per un progressiu -però relativament ràpid- anegament i nivellament sedimentari de la vall fluvial encaixada durant el màxim glacial pre­ cedent. No és fins a la fase posterior que una part d’aquest reblert es veuria novament remobilitzat per un nou estadi de nivell baix del mar, datat relativament després de l’inici de l’Holocè.

JO R D I MONTANER, RAMON JU LIÀ, M. ÀNGELS M ARQUÈS, JOAN SOLÀ, P E R E PONS, JUAN M A LÓ PEZ

CANVIS EN LA PALEO M O RFO LO G IA...D ES DEL D ARRER M ÀXIM GLACIAL

DINÀMICA DEL RIU AL COMENÇAMENT DE L'HOLOCÈ

A partir dels 18.000 anys BP, el nivell del mar va pujar progres­ sivament fins la cota actual però no d’una forma uniforme. L’incre­ ment de temperatura que desmantella les masses glacials i provoca aquest ascens de nivell queda interromput per períodes de retorn a condicions fredes, que tingueren una gran incidència en la dinà­ mica fluvial. Un d’aquests períodes va ocórrer a l’entorn dels 8.200 anys BP, i marca l’inici d’una etapa molt important en la prograda­ ció deltaica (STANLEY & WARNE, 1994 ). Així mateix, és en aquest moment en què, a Europa, les societats mesolítiques de caçadors recol • lectors evolucionen cap a les societats neolítiques d’agricul­ tors amb ceràmica (TURNEY & BROWN, 2007) i produeixen una profunda transformació de la gestió del territori.

En la plana del Ter, la imposició d’un subestadi climàtic de més aridesa va alentir la progressiva pujada del nivell del mar, pseu- doestabilitzant-se temporalment a una cota aproximada d’uns 30 m respecte de l’actual. En aquesta situació, un nou rejoveniment de la xarxa hídrica hauria implicat l’encaixament del Ter i Daró als sediments al·luvials i fluviomarins poc competents (Figura 3), prèviament dipositats durant la fase transgressiva precedent, però afectant una amplada de vall major.

En aquell moment, el riu amb un perfil d’equilibri novament rejovenit i un substrat poc competent són els principals motius pel quals haurien quedat registrats amb més claredat els diferents eixos fluvials no coetanis del Ter, i del Daró, abans de tornar a quedar progressivament reblerts en fases successives.

Durant el període de domini erosiu del començament de l’Holo- cè, el riu Ter hauria tingut una direcció dominant oest-est, tal com ens indica l’estratigrafia de l’estadi corresponent i activitat fluvial més gran que s’observa en aquesta direcció i en relació amb la confluència del Daró (Figura 3). A partir de la fase de domini sedi- mentari que seguiria a continuació i de nou rebliment de la plana en règim de pujada del nivell del mar -amb funcionament anosto- mosat inicialment i meandriforme posterior-, el riu hauria circulat indistintament i alternativa en direcció est i nord, generant progres­ sivament l’al • luvionament sedimentari del conjunt.

La formació dels diversos paleocanals representats en la Figura 3 és el resultat d’una dinàmica fluvial intermitent, no coetània, de rebliment d’uns i posterior activació dels altres. En la zona de

l’Es-JO R D I MONTANER, RAMON JU LIÀ, M. ÀNGELS M ARQUÈS, l’Es-JOAN SOLÀ, P E R E PONS, JUANM A LÓ PEZ

Figura 3. En l’estadi dels 8.200 anys BP, la dinàmica del riu Ter persisteix en l’activa­ ció intermitent de les dues orientacions, nord cap a l’Escala i est cap a la platja de la Gola i l’Estartit, heretades d’ençà l’estadi anterior en què es produí la captura del Ter pel Daró.

tartit, aquest procés intermitent va obligar el riu a l’obertura d’un nou canal, l’orientació del qual segueix aproximadament la traça del que més endavant serà el Ter Vell. En el sector del corredor d’Albons s’obren també noves vies fluvials cap al nord, que passen per Empúries i que coalitzaven, aigües avall, amb el riu Fluvià del mateix període.

A la fïnalització d’aquest estadi, el cicle eustàtic transgressiu cul­ mina amb un nivell del mar estabilitzat -o en un règim de baixada inapreciable- a una cota propera a l’actual, moment a partir del qual s’imposarà una dinàmica fluvial i un règim sedimentari de pro­ gradació de la plana al • luvial.

DINÀMICA DEL RIU DURANT LA PROGRADACIÓ DE LA PLANA

Cap als 3.000 anys BP, la vall del Ter ja havia iniciat un procés de progradació (Figura 4) com a conseqüència de l’estabilització

CANVIS EN LA PALEO M O RFO LO G IA...D ES D EL D ARRER M ÀXIM GLACIAL

Figura 4. Dinàmica del riu Ter durant diverses fases de progradació al ■ luvial damunt la plana fangosa fluviomarina, heretada de l’estadi transgressiu anterior. Fase 1 a 4: anterior al I Mil ■ lenni aC fins a inici de l’òptim climàtic medieval (MWP, Medieval Warm

Period). Inici de la progradació i màxim encaixament del sistema fluvial progradant.

Fase 5: M PW fins s. XV. Culminació de la progradació i terraplenament definitius de la plana al·luvial. Fase 6: s. XIX. Abreviatures: EU: estany d’Ullastret; EP: estanys i zona palustre de Pals; ES: Estany de Bellcaire.

del nivell del mar assolida cap als 5.000 anys BP, i de l’increment de l’activitat antròpica durant l’edat del bronze. Va ser un procés relativament ràpid, governat pel domini de la dinàmica fluvial del Ter i del Daró sobre l’acció litoral, i propiciat també per la protec­ ció que sobre el desenvolupament de l’activitat fluvial oferien els relleus del Montgrí.

Poc temps després, possiblement ja en els inicis de l’edat antiga, els paleocanals del Ter s’havien estès arreu de la plana holocena (Fi­ gura 4, fases 1 a 4), serpentejant sobre la plana fangosa fluviomarina heretada de l’estadi transgressiu anterior. Les fases I a 4 representen la implementació del sistema fluvial i el retrocés de la plana fluvio­ marina, en un procés en què coexistiren les aportacions fluvials i el tancament d’àrees de sedimentació palustre, com Bellcaire (EB), Pals (EP) i Ullastret (EU).

La posició del nivell del mar dins aquest estadi s’engloba en una dinàmica d’oscil·lacions de poca amplitud, qüestió que difi­ culta l’atribució d’una cota relativa per a cadascuna de les fases de l’estadi. Tanmateix, les dades estratigràfiques indiquen que la línia de costa difícilment s’hauria pogut situar aigües amunt dels estrets de Gualta-Torroella, pel costat est, o d’Albons-Bellcaire per la banda nord.

La dinàmica fluvial durant la fase 4 (Figura 4) manifesta la trans­ formació a un règim de tipus meandriforme, dominat encara per la dinàmica incisiva del riu sobre un substrat poc compacte subjacent, i el transport de materials dins el mar. Aquesta fase 4 indicaria el mo­ ment de màxima expansió fluvial del estadi de progadació, i en l’àm­ bit històric coincidiria amb escenaris de màxima navegabilitat fluvial.

Tanmateix, ja des de l’edat antiga aquesta dinàmica de progra- dació fluvial quedà condicionada per la influència de l’activitat an­ tròpica. Les principals transformacions humanes començaren a partir dels ibers i es van implantar sobretot amb els romans; tam­ bé van ocórrer en l’època medieval, amb generacions dedicades al drenatge dels aiguamolls, la canalització del riu i l’eliminació de la coberta vegetal, provocant una forta erosió i l’aportació de milers de tones de sediments. Aquests canvis al riu Ter i a la seva conca van causar estralls en l’estabilitat dels aiguamolls, condicionant el seu aterrament i l’ús del riu com a via de comunicació.

El màxim d’acumulació de sediments dins l’estadi progradant s’atribueix a l’òptim climàtic medieval (MARQUÈS & JULIÀ, 2005), en què coincideixen un nivell del mar alt i una important

desforesta-JO R D I MONTANER, RAMON JULIÀ, M. ÀNGELS M ARQUÈS, desforesta-JOAN SOLÀ, P E R E PONS, JUANM A LÓ PEZ

CANVIS EN LA PALEO M O RFO LO G IA...D ES DEL D A R R ER M ÀXIM GLACIAL

ció. Durant l’òptim climàtic medieval (MWP), que va des del 800 al 1300 dC, les aportacions fluvials s’intensifiquen i la plana, juntament amb l’entramat fluvial desenvolupat al començament d’aquest esta­ di, acaben terraplenant-se definitivament (Figura 4, fase 5).

A partir d’aquest estadi l’orientació nord del riu Ter deixa defini­ tivament de ser funcional; el vent remobilitza els materials aportats pel riu i forma grans acumulacions de sorra a les parts internes dels meandres, formant les dunes de Foixà, mas Cebrià, mas Duran i Gualta (Fase 5, Figura 4). La dinàmica de rebliment es prolonga fins entrat el s. XV, moment en què el riu ja ha consolidat una orientació est, molt semblant a l’actual, i en què es començaran a construir els principals canals de reg agrícola de la zona.

Diversos esdeveniments i fets històrics coincideixen en aquesta darrera fase de progradació al • luvial i rebliment de la plana: el cobri­ ment del poblat de Cidellà i l’església de Sant Romans -la decadència i abandonament del qual es considera dels segles XIII-XIV (BADIA, 1985)-, el terraplenament del port de Torroella, l’al • luvionament que va enterrar la Col • legiata d’Ullà (MARQUÈS & JULIÀ, 2005).

Després de l’Òptim Climàtic Medieval (MWP) continua un subci- cle climàtic fred, la Petita Edat del Gel (LIA), que segueix condicio­ nant la dinàmica fluvial. L’establiment d’aquest subcicle, amb unes condicions de nivell del mar lleugerament més baixes, representa­ ria per al riu un altre encaixament seguit d’una nova fase d’acumu­ lació de sediments que cronològicament s’estendria ja entrats el s. XIX, i que podria haver comportat la sedimentació de sorres i gra­ ves en forma de barres fluvials, com la de l’illa de Canet, o d’acreció de meandres, com l’illa d’Avall.

Ja a finals del s. XIX, el riu presentava una configuració com l’actual (Figura 4, fase 6), ja que en la primera meitat del segle ja s’havien rectificat algunes corbes a l’altura de Canet de Verges i s’havia traslladat l’antiga desembocadura del Ter Vell fins a l’actual Gola del Ter.

BIBLIOGRAFIA

ALOISI, J.C., MONACO, J., THOMMERET, J., THOMMERET, Y. (1975), “ Evolution pa- léogéographique du plateaux continental languedocien dans le cadre du Golfe du Lion” , Rev. Géog. Phys. Et de Géol. Dynam., vol.XVII, fasc.l, pàg. 13-22.

BADIA I HOMS, J. (1985). L’arquitectura medieval de VEmpordà (2a edició), Girona, Dipu­ tació Provincial de Girona, pàg. 633.

BENITO, G., BAKER, V.R., GREGORY, K.J. (Ed.), (1998), Palaeohydrology and Environmen-

tal Change. Wiley, Chichester.

BLECH, M., HOFFMAN, G., MARZOLI, D., (1994), “ Primera campanya en la costa del Ampurdàn” , dins CABRERA, R, OLMOS, R., SANTMARTÍ, E. (Ed.), Iberos y Griegos,

lecturas desde la diversidad (Simposium Ampurias, 1991), Huelva Arqueològica, 13

(2), 75-85.

BLECH, M., MARZOLI, D., BURJACHS, F., BUXÓ, R., CASAS, A., GIRALT, S., RAMBAUD, F. (1998), Interdisziplinàre Prospektionen im Ampurdàn, Vorbericht der Kampagnen

Sept. 1996, Madrider Mitteilungen, 39, Mainz, 99-120.

BLECH, M., MARZOLI, D. (2005), “ Cambios en el paisaje costero del Empordà. Las investigaciones interdisciplinarias llevadas a cabo por el Instituto Arqueológico Alemàn”, Madrid, dins Paleocologia i Geomorfologia del territori de l’Empordà: Estat

actual de la recerca i perspectives, Empúries, 54, Museu dArqueologia de Catalunya.

45-58.

BROWN, A.G., (1997), Alluvial geoarchaeology. Floodplain archaeology and environmental

change. Cambridge manuals in Archaeology, Cambridge University Press, Cambridge.

COLLINS, R, WORSLEY, P, KEITH-LUCAS, D.M., FENWICK, I.M., (2006), “ Floodplain environmental change during the Younger Dryas and Holocene in Northwest Euro- pe: Insights from the lower Kennet Valley, south central England”, Palaeogeography,

Palaeoclimatology, Palaeoecology, 233, 113-133.

DUBAR, M. (1987), “ Donnés nouvelles sur la transgressions holocene dans la region de Nice” , Bull. Soc. Géol, France, 8(3), pàg. 195-198.

GOT, H. 1973, Étude des correlations téctonique-sedimentation aux cours de l ’histoire qua-

ternaire du precontinent pyreneo-catalan, Th. Doctoral. Univ. Scienc. Tec. Languedoc,

Centre Univ. Perpignan, pàg. 294.

GREGORY, K.J., STARKEL, L., BARKER, V.R. (Ed.), (1995), Global continental palaeo­

hydrology, J. Wiley & Sons, Chichester.

ICM (2005), Mapa batimètric i toponímic del mar catalano-balear, Institut de Ciències del Mar, CMIMA (CSIC), Barcelona.

IGME (1987), Estudio hidrogeológico de los acuí/eros del Ampurdàn (Girona): Subsistemas

71.1 "Baix Fluvià-Muga"y 71.2 “Bajo Ter", Instituto Geológico y Minero de Espaiia,

Madrid.

LABEYRE, J., LALLOU C., MONACO, A., THOMMERET, J. (1 976), Chronologie des niveaux

eustatiques sur la cote de Rousillon de -33.000 ans BP à nos jours, C.R. Acad. Sci. D

282, pàg. 349-352.

L’HOMER, A., BAZ1LE, F„ THOMMERET, J., THOMMERET, Y. (1981), Principales étapes de sè-

dimentation du delta du Rhone de 7.000 ans BP à nos jours, Oceanis, 7 (4), pàg. 389-408.

LEWIN, J., MACKLIN, M.G., JOHNSTONE, E., (2005), “ Interpreting alluvial archives: se- dimentological factors in the British Holocene fluvial records” , Quaternary Science

Reviews, 24, 1873-1889.

JO R D I MONTANER, RAMON JULIÀ, M. ÀNGELS M ARQUÈS, JOAN SOLÀ, P E R E PONS, JUANM A LÓ PEZ

CANVIS EN LA PA LEO M O RFO LO G IA...D ES DEL D ARRER M ÀXIM GLACIAL

MADDY, D., MACKLIN, M.G., WOODWARD, J.C. (Ed.). (2001), River basin sediment

systems: archives of environmental change, Balkema, Lisse.

MARQUÈS M.A., JULIÀ, R. (1983), Características geomorfológicas y evolución del medio

litoral de la zona de Empúries (Girona). Actas de la VI Reunión de Cuaternario, 1 55-

165.

MARQUÈS M.A, JULIÀ, R. (1987), Donnés sur l ’evolution du iittoral dans le Nord-Est de

l’Espagne. Déplacements des lignes de rivage en Mediterranée. CNRS, París, 15-23.

MARQUÈS M.A., JULIÀ, R. (2005), "Evolución de la zona litoral del Empordà durante el último milenio” , dins Geomorfologia litoral i Quaternari, Ed. SANJAUME, E., MATEU, J.F., 259-272.

MARTÍNEZ GIL, F.J. (1972), Estudio hidrogeológico del Bajo Ampurdàn, Mem. del IGME, tomo 84, 2 vol., Madrid.

MARZOLI, D. (1995.), Küstenforschungen im Ampurdàn, Madrider Mitteilungen, 36, Mainz, 233-240.

MARZOLI, D. (2000), “ Prospecciones interdisciplinares en el Empordà” , dins Els pro­

ductes alimentaris d’origen vegetal a l ’Edat del Ferro a lEuropa Occidental: de la pro­ ducció al consum, Sèrie monogràfica 1 8, Museu d’Arqueologia de Catalunya, Girona,

51-54.

MAS, J., PALLÍ, LL., BACH, J. (1989), Geologia de la plana del Baix Empordà, Estudis del Baix Empordà, vol. 8, pàg. 5-43.

MAS, J., BACH, J., LINARES, R., MONTANER, J., TRILLA. J. I PALLÍ, L. (1999), “Aportación a la cronologia del Cuaternario de la depresión del Baix Empordà (Girona)” , dins PALLÍ, L. I ROQUÉ, C. (ed.), Avances en el estudio del Cuaternario espanol, Universitat de Girona, Girona, 107-112.

MONTANER, J., SOLÀ, J., MAS, J., PALLÍ, LL. (1995), Aportació al coneixement de l ’evo­

lució geològica recent de la plana del Ter (Baix Empordà), Institut d’Estudis del Baix

Empordà, vol. 14, pàg. 43-53.

MONTANER, J., SOLÀ, J. I MAS, J. (1999), El relleno pleistoceno i holoceno de la llanura

aluvial del río Daró (Baix Empordà), dins PALLÍ, L. I ROQUÉ, C. (ed.). Avances en el estudio del Cuaternario espanol. Universitat de Girona. Girona, 113-117.

MONTANER, J., SOLÀ, J. (2004), "Reconstrucció d'estadis paleogeogràfics recents a la plana del Baix Ter, dins Els Aiguamolls del Baix Ter, QUINTANA, X. MARÍ, M. (ed.). Papers del Montgrí, 23. Torroella de Montgrí, 8-26.

NIETO, J., NOLLA, J.M. (1985) El yacimiento arqueológico submarino de Riells-la Clota

y su relación com Ampúrias, Actas del VI Congreso Internacional de Arqueologia

Submarina, Madrid, 265-283.

NIETO, J., RAURICH, X. (1998), La infrastructura portuaria ampuritana, III Jornadas de Arqueologia Subacuàtica, València, 56-76.

NIETO, X., REVIL, A., MORHANGE, C., VIVAR, G., RIZZO, E., AGUELO, X. (2005), "La

fachada marítima de Ampurias: estudiós geofísicos y datos arqueológicos” dins Paleo- cologia i Geomorfologia del territori de l’Empordà: Estat actual de la recerca i perspec­ tives, Empúries, 54, Museu d'Arqueologia de Catalunya. 71-100.

PARRA, I. (1988), Analyse pollinique du basin de Sobrestany (Girona. Catalunya). Action

anthropique et changements climàtiques pendant l ’FIolocéne, Diplome Sc. Terre et de

la Vie, EPHE.

PASTRE, J.-F., ORTH, P, LEJEUN E, Y., BENSAADOUNE, S. (2006), “L’homme et l’érosion dans le bassin parisien (France). La réponse morphosédimentaire des fonds de

va-llées au cours de la seconde partie de l'Holocène” , dins ALLÉE, P, LESPEZ, L. (Ed.),

L’érosion entre Société, Climat et Paléoenvironnement, Actes de la Table Ronde en

l’honneur de R. Neboit-Guilhot, Coll. Nature et Société, vol. 3, Presses Universitaires Blaise Pascal, Clermont Ferrand, pàg. 237-247.

PIRAZZOLI, PA. (1991), World Atlas of Holocen Sea-level Changes. Elsevier Oceanograp- hy Series, vol. 58.

RAMBAUD (2005), “ Reconstrucción de la línea de costa en el territorio de Ampurias” , dins Paleocologia i Geomorfologia del territori de VEmpordà: Estat actual de la recerca

i perspectives, Empúries, 54, Museu d’Arqueologia de Catalunya, 59-70.

RIBA, O. (1981), Canvis de nivell i de salinitat a la Mediterrània Occidental durant el Neo-

gen i el Quaternari, Treb. Inst. Cat. Hist. Nat., Barcelona, vol. 9, pàg. 45-62.

SCHUMM, S.A. (1977), The Fluvial System. Wiley, NY, pàg 388.

SOLÀ, J., MONTANER, J., PICART. J., BERÀSTEGUI, X., LOSANTOS, M. (1996), Correla-

ción estratigràfica entre los depósitos aluviales de los ríos Terri y Ter. Interpretación de su edad y de su relación con los depósitos carnonatados del Pla de Mata (Baix

Empordà- Pla de l’Estany, Girona), Geogaceta, 20 (1), pàg. 92-95.

STANLEY DJ, WARNE AG (1994), Worldwide initiation of Holocene marine deltas by dece-

leration of sea-level rise, Science, 265: 228-231.

STARKEL, L. (1983), “The reflection of hydrologic changes in the fluvial environment of the temperate zone during the last 15000 years” , dins GREGORY, K.J. (Ed.), Back-

ground to the Palaeohydrology, a Perspective, Wiley, Chichester, pàg. 213-235.

TURNEY, C. S. M., BROWN, H. (2007), Catastrophic early Holocene sea level rise, human

migration and the Neolithic transition in Europe, Quaternary Science Reviws, 26,

2.036-2.041.

JO R D I MONTANER, RAMON JU LIÀ, M. ÀNGELS M ARQUÈS, JOAN SOLÀ, P E R E PO N S, JUANM A LÓ PEZ