Geologia de guadalajara

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GEOLOGÍA

DE

GUADALAJARA

GEOLOGÍA DE GUADALAJARAAmelia Calonge y Marta Rodríguez

Editores

EditoresAmelia Calonge y Marta Rodríguez

PortadaFotografía de Eduardo Acaso Deltell (Dpto. Geología. Universidad de Alcalá)Pie de figura: Desarrollo de las Cárcavas en el Mioceno de la fosa tectónica del Tajo.Alrededores de Casas de Uceda (Guadalajara)

PortadillasFotografías cedidas por la Asociación Paleontológica Alcarreña Nautilus

Depósito LegalM-32196 - 2008

ISBN978-84-8138-782-7

Para citar el libro completo: Calonge, A. y Rodríguez, M. (eds.).2008. Geología de Guadalajara, 368 p. Obras colectivas Ciencias 03 UAH.

Para citar por capítulos: García Quintana, A. 2008. Geología y paisaje de Guadajara.En: Geología de Guadalajara. Calonge, A. y Rodríguez, M. (eds.).Obras colectivas Ciencias 03, 15-71.

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ÍNDICE

Presentaciones . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9

I. INTRODUCCIÓN . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13

1. Geología y paisajes de Guadalajara. Á. García Quintana . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15

II. GUADALAJARA, ENCRUCIJADA DE HISTORIAS, ROCAS Y PAISAJES: UNA RICA GEODIVERSIDAD . . . . . 73

1. Los sedimentos paleozoicos del viejo continente de Gondwana . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 75J. C. Gutiérrez-Marco, P. Herranz, A. P. Pieren, P. Carls e I. Rábano

2. Pérmico y Triásico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 95A. Sopeña y Y. Sánchez-Moya

3. El mar subtropical del Jurásico en Guadalajara. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 109J. J. Gómez y M. L. Canales

4. Costas y mares del Cretácico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 123M. Segura, J. Gil, J. F. García-Hidalgo y B. Carenas

5. El Paleógeno de la provincia Guadalajara: «El comienzo de una nueva era. La formación de lasCordilleras y Cuencas continentales» . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 135F. López Olmedo, M. Montes, F. Nozal, A. Díaz de Neira, J. Luengo y R. Martín Banda

6. El Neógeno: de las crisis tectónicas a la tranquilidad de los lagos someros . . . . . . . . . . . . . . . . . . 151M.ª Alonso Zarza

III. ITINERARIOS GEOLÓGICOS EN LA PROVINCIA DE GUADALAJARA . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 165

1. Un paseo por el Jurásico de la provincia de Guadalajara entre Pelegrina y Fuentelsaz . . . . . . . . . . 167M. J. Comás-Rengifo, A. Goy, A. Rodrigo y S. Ureta

2. El contexto geológico de los primeros pobladores del Páramo: Sigüenza-Ambrona . . . . . . . . . . . . 185M. B. Ruiz Zapata, I. Martínez Mendizábal y M. J. Gil

3. Itinerario geo-didáctico por el Parque Natural del Alto Tajo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 195L. Carcavilla

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ARTÍCULO

4. Ecología y cultura de las comunidades preindustriales en la cuenca superior del Tajo. . . . . . . . . . . 209J. Arenas, Mª J. Gil, Mª B. Ruiz Zapata y T. Martín Arroyo

5. El Terciario del NE de la Cuenca de Madrid: discordancias, abanicos aluviales, lagos y paleosuelos. 223A. M.ª Alonso Zarza y J. L. Pérez Jiménez

6. El Mesozoico y Cenozoico al Sur del Sistema Central . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 233J. Gil, F. López Olmedo, M. Montes y F. Nozal

7. Itinerario Geoambiental por la Alcarria . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 255T. Bardají, J. M. Nicolau, C. Bartolomé, E. Roquero, P. G. Silva y J. L. Pérez Jiménez

8. Geología, hidrogeología y paisaje en el Parque Natural del barranco del Río Dulce . . . . . . . . . . . . 269J. F. García-Hidalgo, M. Martín-Loeches, J. A. González, M. Aguilar y Á. García Quintana

IV. GEOLOGÍA APLICADA Y SOCIEDAD . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 291

1. Hidrogeología de la provincia de Guadalajara . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 293M. Martín-Loeches y L. Rebollo

2. Los riesgos geológicos en Guadalajara: inundaciones y terremotos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 307A. Díez Herrero, J. Garrote Revilla, M. Á. Rodríguez Pascua y J. Giner Robles

3. El registro paleontológico al Noroeste de Guadalajara . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 317A. Calonge y D. Castellanos

4. Reseña del Museo de Molina de Aragón . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 331M. Hombrados

5. Los Museos en Atienza . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 335A. González

6. Los yacimientos del Pleistoceno inferior y medio de la Sierra de Atapuerca . . . . . . . . . . . . . . . . . . 339I. Martínez, M. B. Ruiz Zapata, J. L. Arsuaga y G. Cuenca-Bescós

V. MAPA DE LA PROVINCIA DE GUADALAJARA . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 353

1. La cartografía geológica en la provincia de Guadalajara. Historia y situación actual . . . . . . . . . . . . 355F. López Olmedo y M. Segura

ÍNDICE

PRESENTACIÓN

Michel Heykoop Fung-A-You

VICERRECTOR DE POSTGRADO Y CAMPUS DE GUADALAJARA. UNIVERSIDAD DE ALCALÁ

ES para mí un honor escribir estas breves líneas a modo de presentación del libro Geología de Guadalajara, edita-do por los profesores Calonge y Rodríguez. El libro se encuadra dentro del marco de la enseñanza de Ciencias de

la Tierra y más concretamente de la Enseñanza de la Geología. En este sentido, la provincia de Guadalajara ofrece unterritorio incomparable para el objetivo que se han propuesto los autores por la enorme geodiversidad presente enla misma.

Al fijarme en el contenido del libro y, muy especialmente en el capítulo tercero dedicado a los itinerarios geológi-cos en la provincia de Guadalajara, no puedo evitar retrotraerme a mi época de estudiante de Ciencias Biológicascuando algunos de los autores del presente libro �entonces profesores míos� tanto me enseñaron en la asignaturade Geología. Recuerdo las numerosas excursiones realizadas en la provincia de Guadalajara en las que aprendí entreotras cosas a elaborar cortes geológicos, cuestiones relacionadas con la hidrogeología o a hacer interpretacionespaleontológicas. Conocimientos todos ellos que me fueron de gran utilidad en mi posterior carrera científica. Ahoralos autores han tenido el acierto de ofrecer al público en general todo este saber, acumulado a través de la investi-gación científica y la docencia, en forma de libro. Un libro, que en palabras de sus autores es «una guía de campo delos principales lugares de interés geológico de la provincia alcarreña», útil no sólo para los científicos sino para estu-diantes, profesores de secundaria y, en general, para todos aquellos ciudadanos con algún interés naturalístico. Abuen seguro este libro contribuirá a promover el conocimiento (insuficiente aún) de una provincia tan rica en patri-monio natural.

Nunca pensé cuando asisitía a mis clases de geología que, casi treinta años más tarde, me correspondería el enor-me privilegio de presentar una obra sobre dicha disciplina. Lo hago con sumo placer aprovechando la oportunidadpara felicitar a todas las personas que han contribuido a la gestación y nacimiento de este libro que ahora ve la luz.

M.ª Antonia Pérez León

PRESIDENTA DE LA DIPUTACIÓN DE GUADALAJARA

RESULTA siempre gratificante presentar los resultados. La provincia de Guadalajara cuenta con un rico patrimoniogeológico. Los contrastes de relieve, la variedad de litologías y edades, los múltiples fósiles, las aguas o las formas

son algunos elementos que destacan en este patrimonio. La geología de Guadalajara posee una riqueza excepcionalpara todo aquel que simpatiza con las Ciencias de la Tierra, para el naturalista o para el viajero que quiere adentrar-se en la belleza de los paisajes alcarreños.

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GEOLOGÍA DE GUADALAJARAAmelia Calonge y Marta Rodríguez (editores)Guadalajara 2008

La Diputación de Guadalajara es consciente del interés de este patrimonio geológico.

Los contenidos de este libro aportan una visión actualizada sobre la geología de la provincia de Guadalajara. Lavariedad de temas, grupos taxonómicos, regiones y edades tratados por los diferentes autores permite hacer unabuena idea de lo diverso de estos campos. Su divulgación a la sociedad y a los medios científicos especializados es elúnico camino de que estas aportaciones puedan ser útiles.

Nos gustaría que la edición de este libro sobre Geología de Guadalajara sirva de punto de partida para animar ala sociedad, a través de los niños y jóvenes de nuestro sistema educativo, a preocuparse por todo aquello que la geo-logía nos puede enseñar acerca de nuestro pasado o a predecir sobre el futuro. Cuestiones como el cambio climáti-co, la extinción de algunas especies o nuestros propios orígenes no pueden ser abordadas sin la perspectiva que nosproporciona la Geología. Esperamos que en el contenido de este volumen que ve ahora la luz aporte una informa-ción de utilidad a sus lectores y sobre todo que sea una herramienta en el ámbito docente.

M.ª Ángeles García Moreno

DELEGADA DE EDUCACIÓN DE GUADALAJARA

LA Consejería de Educación y Ciencia y su Delegación Provincial en Guadalajara entienden que es un honor que la AEPECT, Asociación Española para la Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, haya elegido la candidatura presen-

tada por la Universidad de Alcalá para organizar la celebración del XV Simposio de la Enseñanza de la Geología enGuadalajara.

Y estamos convencidos de que ha realizado una acertada elección, puesto que esta provincia presenta un intere-sante y amplio abanico de áreas con un gran valor geológico a lo largo de toda su geografía. Se podrían mencionarlocalidades como Brihuega (tobas calcáreas), Riba de Santiuste, Tamajón, Retiendas, Santamera, Valdelcubo, Pueblade Valles, Imón, Sayatón, Pareja, Sacedón, � y un largo etcétera.

Por tanto estamos seguros de aportar al Simposio un importante elenco de fenómenos geológicos objeto de estu-dio y de conocimiento que contribuirán de forma incuestionable a la formación del profesorado y por tanto a la delalumnado.

La formación continua del profesorado es una de las metas del quehacer diario en nuestro sistema educativo,puesto que en la sociedad del conocimiento es impensable que el profesorado no realice una formación permanen-te de calidad. Este acontecimiento contribuirá a ello, así como al intercambio de experiencias y al conocimiento delpatrimonio geológico de nuestra provincia.

Por último, y teniendo en cuenta que uno de los objetivos del Simposio es el trabajo de campo, la búsqueda y pro-fundización en nuevas estrategias metodológicas y nuevas formas, cada vez más atractivas, de acercamiento al patri-monio natural, tenemos la confianza de que una vez dada a conocer a los alumnos, vayamos haciendo de ellos unosdecididos defensores de un patrimonio enormemente apreciable, que en la actualidad no tiene toda la protecciónque sería deseable y consigamos ir generando entre nuestros niños y jóvenes una cultura de la defensa del patrimo-nio natural.

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PRESENTACIÓN

Amelia Calonge y Marta Rodríguez

EDITORES

LA Asamblea General de la Asociación Española para la Enseñanza de las Ciencias de la Tierra (AEPECT), celebra-da en Aveiro (Portugal) el 28 de julio de 2006, eligió la candidatura presentada por la Universidad de Alcalá

para organizar el XV Simposio sobre Enseñanza de la Geología en Guadalajara. Este libro sobre la «Geología deGuadalajara» es parte de las actividades que el Comité Organizador del Congreso ha decidido llevar a cabo, con elobjetivo de ofrecer a los participantes una visión general sobre la Geología de la provincia alcarreña y una guía decampo con algunos de sus itinerarios y puntos de interés más significativos.

Con este volumen continuamos la tarea emprendida hace seis años en Gerona donde coincidiendo con la cele-bración de la XII edición de nuestro Simposio se editó por primera vez un volumen, de lo que hoy ya es una serie detomos, dedicados a dar a conocer provincia por provincia la Geología de España. El éxito que tuvo el primer volumendedicado a la Geología de la provincia de Gerona, animó a los organizadores del XIII Simposio, celebrado hace cuatroaños, a editar un segundo volumen no menos exitoso, sobre la Geología de la provincia de Alicante. Los organizado-res de la actual sesión del Simposio sobre Enseñanza de la Geología, que valoramos muy positivamente esta iniciati-va, hemos querido añadir un nuevo volumen a la que puede ser una interesante y prolija serie.

Como muchas de las obras editadas o inspiradas por la AEPECT, este libro, sobre la Geología de la provincia deGuadalajara, se ha escrito pensando que debe de ser, además de un libro científicamente riguroso y actualizado,donde se muestre el grado actual de conocimientos sobre la geología de esta provincia, un libro divulgativo ase-quible sobre todo a enseñantes de Ciencias Naturales.

Tomando como referencia los libros anteriormente publicados sobre la Geología de las provincias de Gerona yAlicante, hemos estructurado este volumen en cinco partes, subdivididas en capítulos; en la primera se introduceel tema de forma genérica y en la segunda se pretende dar una visión actualizada de la geología regional de la pro-vincia; en la tercera se describen algunos de los itinerarios geológicos más significativos realizables en la provincia;la cuarta, junto a algunos significativos temas de geología aplicada, se reseñan los Museos cuya actividad está vin-culada con la geología, y por último, incluimos un capítulo corto pero no por ello menos importante ya que estádedicado a presentar un actualizado mapa geológico sobre la provincia de Guadalajara.

La primera parte se ha planteado a modo de introducción y ha sido escrita por el Profesor D. Álvaro García Quin-tana; es una encomiable obra de síntesis y divulgación actualizada al máximo y escrita con lenguaje divulgativo, enla que nos muestra como es el marco geológico de esta provincia y cual es el nivel de conocimiento que sobre éltenemos.

La segunda parte está organizada en seis capítulos que ha sido escrita por algunos de los mas significadosinvestigadores que han realizado su tarea sobre la geología regional de esta provincia. Se ha dedicado un capítu-lo al Paleozoico pre-hercínico, otro a las rocas fundamentalmente terrígenas del Permo-Trias, otros dos a las rocasprincipalmente carbonatadas del Jurásico y el Cretácico, y los dos últimos al estudio del Cenozoico de esta pro-vincia. A todos ellos nuestras más sinceras gracias por el tiempo, esfuerzo y dedicación con la que han escritoestos capítulos.

Agradecer a todos estos autores su capacidad de síntesis sin olvidarse de incluir los conocimientos más recien-tes. Todos ellos han respetado un lenguaje asequible y un enfoque riguroso con el objeto de facilitar a cualquierlector una aproximación al conocimiento de la historia geológica alcarreña.

La tercera parte incluye diversas actividades de campo propuestas para llevar a cabo durante la celebración delXV Simposio sobre Enseñanza de la Geología. El Comité Organizador del Simposio seleccionó los itinerarios pro-puestos en base a la accesibilidad, diversidad temática, proximidad, etc. Los distintos itinerarios son conducidos porespecialistas de diversas universidades y prestigiosas instituciones. Se presentan con un enfoque descriptivo ade-

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GEOLOGÍA DE GUADALAJARA

cuado tanto para los docentes como para los amantes de la naturaleza, para poder ser realizados como excursio-nes de un día. Recorren diversos aspectos sobre la estructura, estratigrafía, sedimentología, paleontología y geo-morfología del Sistema Central, Sistema Ibérico y Cuenca del Tajo, desde el Jurásico hasta la actualidad. Y ofrecenuna comprensiva visión de la evolución geológica de la región así como del cambiante paisaje y de sus antiguospobladores y del uso que hicieron del mismo. Algunos de los itinerarios transcurren y muestran áreas de especialinterés geodidáctico como el Parque Natural del Alto Tajo o el Parque Natural del Río Dulce.

La cuarta parte abarca un amplio abanico de posibilidades que incluyen algunos aspectos de Geología aplicadatales como la hidrogeología de Guadalajara o cuáles son los principales riesgos naturales que pueden acaecer en laregión (inundaciones y terremotos); también se muestran aspectos más lúdico-científicos como los Museos de laprovincia que incluyen aspectos geológicos, así como otros posibles itinerarios que complementan la visión geoló-gica general de la región presentada en el Simposio (Parte III). Para concluir se incluye el caso particular de los yaci-mientos de Atapuerca (Burgos) que, aun no perteneciendo a la provincia alcarreña, se visitarán durante el Simpo-sio debido a su importancia y relevancia en la enseñanza de la Geología.

Para terminar se incluye en este volumen como primicia un mapa de síntesis de la geología de la provincia deGuadalajara. No existía un mapa geológico provincial detallado desde el realizado en 1881 por Castel. Se tratabade una necesidad para facilitar la actividad tanto de futuros invetigadores como de docentes cuya labor se lleva acabo en esta provincia.

Por último, quisiéramos expresar nuestro más sincero agradecimiento a todas aquellas personas que han hechoposible la realización de este libro, y especialmente a nuestro compañero Manuel Segura, quien nos ha ayudadoen las tareas de edición.

En primer lugar a la Universidad de Alcalá y en concreto al Vicerrector D. Michel Heykoop por la confianza depo-sitada en nosotros para la elaboración de este libro. También un agradecimiento muy especial para D. Carmelo Díaz,por el apoyo proporcionado en todo momento.

Una mención especial para nuestra querida Escuela Universitaria de Magisterio que nos ha facilitado la logísti-ca para la organización del XV Simposio sobre Enseñanza de la Geología.

A la AEPECT (Asociación Española para la Enseñanza de las Ciencias de la Tierra) por el apoyo que en todomomento nos ha mostrado.

A la Diputación de Guadalajara, a su área de cultura y en particular a Dª Mª Jesús Lázaro por su apoyo incon-dicional.

A la Delegación Provincial de Educación en Guadalajara, especialmente a María Ángeles García Moreno, y engeneral a la Viceconsejería de Educación y Ciencia de la Junta de Comunidades de Castilla la Mancha por todo suapoyo y colaboración.

Al Excmo. Ayuntamiento de Guadalajara por las facilidades prestadas.

A la Caja de Guadalajara que ha contribuido a que la Geología de Guadalajara pueda difundirse.

Y finalmente a todos los autores que han participado en la redacción de los diferentes capítulos de este librosin cuya aportación no hubiese sido posible su publicación.

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PRESENTACIÓN

I. Introducción.Geología y paisaje de

Guadalajara

GEOLOGÍA Y PAISAJES DE GUADALAJARA

Á. García Quintana

Departamento de Estratigrafía, Facultad de CC Geológicas. Universidad Complutense de Madrid

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Este texto solo pretende ayudar a reconocer las hue-llas que han dejado unos 500 millones de años (en ade-lante Ma) de evolución geológica del territorio que hoycomprende la Provincia de Guadalajara (en adelante,Guadalajara). Para lograr este objetivo se debe asumir,en primer lugar, que en geología el tiempo es casi infi-nito, como le sucede a la distancia en astronomía. Todoes posible porque hay tiempo para todo. Desde hace yacasi un siglo, las dataciones radiométricas no dejanmargen para la duda. Los procesos geológicos discurrenante nuestros ojos de un modo imperceptible, unos porsu lentitud y otros porque son el resultado de una suce-sión de «catástrofes», algunas de ellas con una recu-rrencia en el tiempo muy grande para las magnitudesdel «tiempo humano», con frecuencia mayor que laduración de la vida humana, e incluso mayor que lamemoria histórica colectiva.

También se debe reconocer que la Tierra es un pla-neta activo. Las erupciones volcánicas, terremotos, des-lizamientos, hundimientos, inundaciones, tsunamis,etc. que recogen casi a diario los medios de comunica-ción son las pruebas más inmediatas de ello. Pero ade-más, varias generaciones anteriores han visto avanzar alos hielos árticos hasta ocupar la mayor parte de Euro-pa, han visto crecer y extenderse a los campos de dunaspor África hasta crear grandes desiertos, han visto des-aparecer y aparecer islas, etc. Y desde hace ya unos

años, con el apoyo de los satélites artificiales, no solo seindican todos los desvíos para llegar con coche aSigüenza o Cifuentes, sino que también se puede sabercuanto se ensancha cada año el Océano Atlántico,cuanto sube el Himalaya, etc. La Tierra no es solo unplaneta vivo, es un planeta inquieto.

Si se dispone de mucho tiempo y se tiene una ince-sante actividad geológica, es previsible que las cosashayan cambiado mucho y, en magnitud, lo que quizásmás ha cambiado es la distribución del espacio. Hayque asumir e interiorizar lo cambiante que es el espacioen geología. El espacio se deforma, traslada, crea y des-truye y aunque esto es muy conocido por la gran difu-sión de la Tectónica de Placas, debe de ser asumido aescala humana y aplicado cotidianamente. Se debeestar mentalmente abierto a que algunos de los granosde las rocas de la Sierra de Alto Rey puedan proceder dela erosión de granitos que actualmente están en África,o que algunos de los cantos de los conglomerados dela Hoz del río Gallo hayan podido venir desde lo quehoy es América del Norte. Y ni los granos ni los cantoshabrían tenido que viajar tanto como pudiera parecer,porque África y Norteamérica han estado en otros tiem-pos muy cerca de lo que hoy es Guadalajara.

Guadalajara puede parecer un lugar muy tranquilodonde también geológicamente «nunca pasa nada».Pero esa idea está muy alejada de la realidad geológica,pues 500 Ma dan para mucho. Y por ello en Guadala-jara ha pasado casi de todo. Formó parte en su día deuna gran cordillera, como hoy lo son los Andes o elHimalaya. Ha estado ocupada por el mar varias veces, y

1. GUADALAJARA, ENCRUCIJADA DEHISTORIAS, ROCAS Y PAISAJES

por distintos mares, todos ellos hoy desaparecidos.También ha tenido volcanes, subaéreos y submarinos,desiertos, arrecifes, saladares, grandes ríos como los deAmérica o Asia, etc. Aquí ha sucedido de todo. Y algoparecido pasa también con las formas del relieve, puescircos glaciares, llanuras intertropicales, terrazas fluvia-les, etc. informan de otras situaciones también muydiferentes en un pasado algo más cercano.

Si las rocas de Guadalajara son leídas como si fueranlas páginas de un libro, se obtiene una larga y apasio-nante historia. Además, todos estos procesos naturales,a los que hoy en día se les denomina geológicos, que ensu tiempo dieron lugar a un tipo de roca y no a otro,que han configurado un tipo de orografía y no a otra,que subieron hasta donde están actualmente las rocasde sierras como en el Ocejón, y que excavaron vallescomo el del río Henares, han condicionado posterior-mente sobre el territorio las actividades humanas. Laagricultura, la ganadería, las comunicaciones, la ubica-ción y tamaño de las poblaciones, la riqueza, la densi-dad de población, etc. y, en definitiva, muchas de lasfacetas de la historia social de Guadalajara han ido evo-lucionando en buena parte bajo los condicionantes dela composición y configuración geológica de su territo-rio.

No hay duda de que Guadalajara tiene una rica his-toria, pero no solo desde el paleolítico, sino desde hace5001000.000 de años. Por ello tiene una rica geodiver-sidad, que favorece una importante biodiversidad y quepropicia una gran riqueza cultural.

Esta riqueza cultural, paisajes, historia, economía,gastronomía, etc., diferencia en Guadalajara cuatrocomarcas principales: la Serranía, el Señorío de Molina,la Campiña y la Alcarria (fig. 1.1). Por otro lado, y comoconsecuencia de la evolución geológica de la Placa Ibé-rica, Guadalajara se asienta sobre tres grandes dominiosgeológico: el Sistema Central, la Cordillera Ibérica y laCuenca del Tajo. Como es lógico, hay una cierta relaciónentre los dominios geológicos y las comarcas, pues cadauna de ellas se ubica sobre una unidad geológica, ocuando lo hace sobre varias, sobre una de ellas lo haceen mayor grado y esta le otorga las bases de su singu-laridad. Cada unidad geológica tiene una composiciónrocosa, estructura tectónica y orografía diferentes, loque condiciona una composición paisajística distinta ypropicia un desarrollo socioeconómico distinto.

La Serranía es la parte norte, que geográficamentepertenece en su mayoría al Sistema Central. Es lacomarca con mayor altitud, relieve más agreste y climamás húmedo, incluso con matices atlánticos (Hayedo de

la Tejera Negra). El Sistema Central forma parte delMacizo Ibérico, cimientos rocosos de la Península Ibéri-ca, formado aquí por consistentes rocas metamórficasdel Paleozoico (antiguo Sistema Primario*) (fig. 1.2). Esun territorio de raíces históricas castellanas, con arrai-gadas actividades ganaderas, desarrolladas a favor desu clima y a la imposibilidad de labrar un territoriotan agreste, desnudo de suelos y con roquedos tanduros.

* En geología se utilizan simultáneamente dos tipos desubdivisiones para los materiales de la litosfera. La másantigua es la que diferencia los materiales por su edad(unidades cronoestratigráficas), que es su propiedad sub-jetiva más importante, pero sin duda subjetiva y por ellosujeta a indeterminaciones y modificaciones. La compleji-dad de su nomenclatura es fruto de un dilatado procesohistórico. Sus rangos son Eonotemas (los más grandes;Arcaico, Proterozoico y el actual Fanerozoico), Eratemas(Paleozoico, Mesozoico, Cenozoico, y otros siete nombrespara las rocas anteriores a -540 Ma), Sistemas (muy utili-zados; p. ej., Jurásico, Cretácico, Paleógeno y el actualNeógeno), Series (con nomenclatura muy irregular; p. ej.,Liásico, Jurásico superior, Cretácico inferior, Oligoceno,Mioceno, etc.), y Pisos (el más pequeño; p. ej., Toarcien-se, Albiense, etc.). Esta nomenclatura está controlada porla Unión Internacional de Ciencias Geológicas (IUGS) através de su Comisión Internacional de Estratigrafía (ICS) ysus precisiones y modificaciones son aprobadas en losCongresos Geológicos Internacionales (el próximo se cele-brará en Oslo en este año de 2008). En http://www.stra-tigraphy.org/ puede consultarse la última versión de laInternational Stratigraphic Chart.

Fuera del ámbito académico y profesional de la geología,resulta una complicación el uso de los mismos términos

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GEOLOGÍA Y PAISAJE DE GUADALAJARA

Figura 1.1. Comarcas y dominios geológicos de Guadalajara.

(Paleozoico, Jurásico, Albiense etc.) para denominar altiempo representado por estas rocas (unidades geocrono-lógicas), y cuyos rangos correspondientes son Eón, Era,Periodo, Época y Edad. Pero ello se diferencia muy bien enel contexto de las conversaciones o de los textos, pues «...durante el Cretácico...» o «� en el Cretácico hubo�» esuna clara referencia a las unidades geocronológicas detiempo (Periodo) y «.. el Cretácico presenta un relieve�»o «� el Cretácico es principalmente calcáreo�» es unaclara alusión a las unidades cronoestratigráficas de rocas(Sistema).

El Señorío de Molina es la parte oriental, que geo-gráficamente se ubica en la Cordillera Ibérica. Es lacomarca de las altas, frías y secas parameras. Geológi-camente forma parte del Sistema Ibérico o CordilleraIbérica, cadena alpina de rango menor, formada aquíprincipalmente por rocas sedimentarias del Mesozoico(antiguo Sistema Secundario). Es un territorio de histo-

ria peculiar, con etapas de vinculación a Aragón o Cas-tilla, e incluso con una cierta autonomía. Tiene una dis-tribución muy irregular de los usos del territorio, agrí-cola, pastoreo o bosque, condicionada por la distribu-ción también muy irregular de las unidades de roca(Formaciones** en el lenguaje geológico) inconsistentesy arables (margas, arenas, etc.) o consistentes y soloaprovechables para ganadería y aprovechamientosforestales (areniscas, calizas, etc.).

** La segunda subdivisión para los materiales de la litos-fera es la que diferencia «cuerpos de roca» (unidades lito-estratigráficas) por sus propiedades objetivas observablesa simple vista, como la composición mineralógica de suspartículas (cuarzo, calcita, yeso, etc.), el tamaño de estas(cantos, granos, etc.), el color, la compacidad, etc. Lasunidades así establecidas se denominan genéricamenteGrupos (a las mas grandes), Formaciones (las más utiliza-das), Miembros y Capas (las más pequeñas) y «reciben unapellido» por su composición y «otro» por la localidad olugar donde mejor se observan (Formación Calizas deCuevas Labradas, Fm. Margas de Cerro del Pez, etc.). Oca-sionalmente también se usan términos históricos comoBundsanstein, Carniolas, etc. La definición de nuevas uni-dades de esta clasificación, siguiendo la normativa pro-puesta por la Guía Estratigráfica Internacional (ISG,http://www.stratigraphy.org/guide.htm) está abierta a lainiciativa individual o colectiva, como sucede en la siste-mática botánica y zoológica, y sometida a su aceptacióncotidiana por el colectivo científico.

Es importante no confundir este concepto «topológico»(real y territorial) de «Unidad Litoestratigráfica» (p. ej.,Formación Arenas de Utrillas) con el concepto «tipológi-co» (abstracto y composicional) usado en petrología (p.ej., arcosa o lutita). En el primer caso solo se utilizancaracteres generales (p. ej., puede hacerse referencia agrupos de fósiles pero no a especies concretas) percepti-bles a simple vista (se admiten las propiedades visibles conuna lupa de mano como de unos 5 a 15 aumentos), mien-tras que en el segundo es imprescindible la determinacio-nes al microscopio de especialistas, con frecuencia apoya-dos por análisis químicos.

La Alcarria y la Campiña son la parte occidental ymeridional de Guadalajara y geográficamente se sitúanen su mayor parte dentro de la Cuenca*** del Tajo.Constituyen la región de menor altitud, más seca y conla mayor proporción de llanuras y relieves suaves. Geo-lógicamente forma parte de la Cuenca del Tajo (o de laCuenca de Madrid) y está formada por rocas sedimen-tarias del Cenozoico (antiguos Sistemas Terciario y Cua-ternario), entre las que predominan las Formaciones

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Figura 1.2. Resumen de la Carta Estratigráfica Internacional (enero2008) de la Comisión Estratigráfica Internacional � IUGS (mismoscolores y fechas, nomenclatura traducida)

inconsistentes. Es un territorio de raíces históricas man-chegas, originalmente dependiente de Toledo, con unrelieve más moderado que favorece las comunicacionesy un sustrato geológico más favorable a la agricultura.

*** El término de «cuenca» se utiliza en geografía paraindicar un «territorio rodeado de alturas» (Real AcademiaEspañola), en hidrología para definir el «territorio cuyasaguas fluyen a un mismo río, lago o mar» (RAE); y en geo-logía para denominar a un área de la corteza terrestre conhundimiento (subsidencia), actual o pretérito, en la que seacumulan los sedimentos. Es en este último sentido comose utiliza aquí.

Aunque la realidad es luego mucho más compleja,estas páginas pretenden describir de un modo simple ysencillo las tres grandes unidades geológicas regionalesque forman el territorio de Guadalajara (Sistema Central,Cordillera Ibérica y Cuenca de Tajo), el origen de los mate-riales que las componen, su génesis como cuenca sedi-mentaria y/o cordillera, el relieve que hoy presentan yalgunas de sus influencias sobre las actividades humanas.

Figura 1.3. Paleogeografía del Cámbrico lejano mostrando la disgre-gación del «gigacontienente» de Pannotia en tres continentes (NAM,América del Norte; SIB, Asia septentrional; y BAL, Europa septentrio-nal, central y oriental) y un «supercontinente» (GONDW, América delSur, África, Antártida, Australia, la India, etc.). Las áreas continentalesen amarillo (emergidas o cubiertas por mares someros), las dorsales enrojo y las zonas de subducción en azul oscuro. El círculo rojo marca laposición de una de las tres unidades corticales que componen laactual Península Ibérica. (Modificado de Blakey 2008).

El territorio más antiguo de Guadalajara es el Siste-ma Central, formado aquí por las Sierras de Ayllón, Oce-jón, Alto Rey y la Bodera. Son los sedimentos acumula-dos en una plataforma continental marina muy antigua(Paleozoico lejano) que se abría hacia un océano situa-do hacia el SO actual y que tenía el continente hacia el

NE actual (Fig. 1.3). De la erosión de dicho continente,que englobaba zonas situadas actualmente en Áfricaoccidental y Sudamérica, procedían los aportes a esaplataforma de cantos, arenas y arcillas que más tardeserán transformados en conglomerados, cuarcitas ypizarras. Estos tres elementos paleogeográficos, conti-nente, plataforma y mar, se ubicaban entonces en elhemisferio S y tenían su Polo Norte hacia el actual NW.

En el Paleozoico reciente (Fig. 1.4) esta región pasóa ser un territorio emergido, que formaba parte de unnuevo gran continente, Pangea, formado por una granortogenia de primera magnitud (Orogenia Varisca oHercínica), pero el continente (las zonas interiores) esta-ba hacia el SW actual y los mares más próximos estabanhacia el NE actual.

Figura 1.4. Paleogeografía para el Pérmico lejano, mostrando laagregación de casi todas las masas continentales para formar el«gigacontinente» de Pangea, y en verde, la distribución las áreas deensamblaje y plegamiento de la Orogenia Varisca o Hercínica. El cír-culo rojo marca la posición en Pangea del fragmento cortical que seindividualizará durante el Mesozoico para dar lugar a la actual Penín-sula Ibérica. (Modificado de Blakey 2008).

La Cordillera Ibérica es un territorio con una edadintermedia en el que predominan las rocas del Meso-zoico. Son los depósitos de llanuras continentales máso menos próximas a la costa, ambientes litorales y,sobre todo, sedimentos de mares poco profundos deaguas cálidas, ya que ocupaba una posición intertropi-cal, con el N hacia NNO actual. Al principio formabaparte del margen continental de Pangea, con las áreasemergidas hacia el OSO actual y los mares hacia el ENEactual (Fig. 1.5). Mas tarde, la mayor parte de lo que esactualmente la Península Ibérica se va a individualizarcomo una isla, cuya mitad occidental siempre quedaráemergida. La Cordillera Ibérica forma parte del margencontinental marino del E de dicha isla, que tiene enfren-

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te otras grandes islas (la actual Cuenca del Ebro, Córce-ga-Cerdeña, parte de las Cordillera Béticas, etc.) que laseparan del Océano del Tethys.

Figura 1.5. Paleogeografía para el Jurásico (Mesozoico interme-dio). En gris claro y ocre las áreas emergidas, en gris oscuro lasregiones en plegamiento y emersión, en amarillo y naranja los terri-torios con sedimentación continental y litoral, en morado las áreascon acumulación de sales (evaporitas), en azules y verdes claros losmares someros, y en verde oscuro los mares profundos sobre corte-za oceánica en crecimiento. (mod. de A.P. Ziegler 1988 - 1999).

El territorio de la Cordillera Ibérica es abandonadopor el mar a finales del Mesozoico y, como consecuen-cia de la Orogenia Alpina (orogenia de segunda magni-tud), adquiere en el Cenozoico un relieve notable, perono tan importante como el que tuvo en el Paleozoicoreciente. Las unidades de roca (Formaciones) del Siste-ma Central se continúan por debajo de la Cordillera Ibé-rica y de la Cuenca del Tajo, llegando a aflorar en algu-nos puntos. De modo parecido, algunas de las Forma-ciones mesozoicas de la Cordillera Ibérica se continúanbajo la Cuenca del Tajo y, en su día, también cubrieronla parte oriental del Sistema Central, pero han sido ensu mayor parte erosionadas posteriormente al elevarseeste.

La Cuenca del Tajo es el territorio más moderno(Cenozoico) y su origen como una cuenca sedimentariase debe al levantamiento de la Cordillera Ibérica (Ceno-zoico temprano o Paleógeno) y del Sistema Central(Cenozoico reciente o Neógeno). Es un área que sehunde progresivamente y que a la vez se rellena gradual-mente de los materiales producidos en la erosión de estasdos cordilleras. Sus rocas son depósitos de abanicos alu-viales, ríos, humedales, lagos, saladares, todos ellos con-tinentales (Fig. 1.6). Por debajo de estos materiales ceno-

zoicos, están los depósitos mesozoicos relacionados conla Cordillera Ibérica, y por debajo de ellos, los materialespaleozoicos equivalentes a los del Sistema Central.

Figura 1.6. Paleogeografía para el Paleógeno (Cenozoico lejano).En gris claro y ocre las áreas emergidas, en gris oscuro las regionesen plegamiento y emersión, en amarillo y naranja los territorios consedimentación continental y litoral, en morado las áreas con acu-mulación de sales (evaporitas), en azules y verdes claros los maressomeros, y en verde oscuro los mares profundos sobre cortezaoceánica en crecimiento. (mod. de A.P. Ziegler 1988 - 1999).

El relieve que tiene actualmente Guadalajara es rela-tivamente reciente. De los relieves originados en la Oro-genia Varisca (Paleozoico reciente) no queda nada, ysolo la prudencia evita asegurar que «absolutamentenada» (Fig. 1.7). El Sistema Central debe su relieveactual a una fracturación en grandes bloques y al levan-tamiento de estos por la Orogenia Alpina, en una etapamás reciente (Neógeno). Los relieves de la CordilleraIbérica originados por la Orogenia Alpina durante elPaleógeno han sido muy erosionados y solo quedanalgunas sierras (porque están formadas por materialesmás resistentes y/o porque han sido nuevamente eleva-das en el Neógeno) y sobre todo llanuras de erosión(parameras). No olvidemos que estamos en el Neógenoy dentro de la Orogenia Alpina.

La Cuenca Cenozoica del Tajo no ha sido «todavía»afectada por ninguna orogenia y por ello en principio«no debería de presentar ningún relieve». Pero comodurante los dos últimos millones de años del Neógeno(el cuestionado**** «Quaternario») se ha desarrollado yencajado una importante red fluvial, que afecta a todoel territorio, presenta una cierta orografía. La erosiónfluvial es un proceso intenso y rápido, que tambiénafecta a la Cordillera Ibérica y al Sistema Central, y que

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ha generado relieves espectaculares como las hoces delrío Dulce o la garganta del río Cañamares, pero, sobretodo, ha excavado valles tan grandes como el del ríoHenares. Una visual sobre «La Campiña» desde lo altodel Páramo (Trijueque, Miralrío, Castillo de Torija, Mira-bueno, etc.) hasta el pie del Sistema Central da unabuena idea de su magnitud. Esta erosión fluvial se hallevado hasta la plataforma continental portuguesa ensolo unos 2 Ma, una cantidad ingente de «toneladas deGuadalajara» (Fig. 1.8).

Figura 1.7. Las grandes unidades geológicas regionales de laPenínsula Ibérica: en rojo los materiales sedimentados y plegadosdurante el Ciclo Varisco o Hercínico (Paleozoico), en verde los mate-riales sedimentados y plegados durante el Ciclo Alpino (Mesozoico),en verde más claro los materiales mesozoicos poco o no afectadospor la Orogenia Alpina, y en amarillo los sedimentos de las CuencasPost - Alpinas (Cenozoico). Las líneas rojas muestran las directricestectónicas de la Orogenia Varisca o Hercínica (casi perpendiculares alrelieve de las cordilleras actuales, porque este es de edad alpina) ylas líneas verdes muestran las directrices tectónicas de la OrtogeniaAlpina (casi paralelas al relieve de las cordilleras). La línea de puntosroja marca los límites de Guadalajara.

**** Actualmente está en cuestión el rango, la individua-lidad y los límites del Cuaternario, cuyo símbolo es la letra«Q». Su comienzo se sitúa entre los 1,0 y los 2,6 Ma;puede ser considerado una Subera-Suberatema (no es unrango formal), un Periodo-Sistema o un Subperiodo-Sub-sistema (tampoco es un rango formal); puede ser inde-pendiente del Neógeno o formar parte del mismo. Enprincipio parece ser una discrepancia entre los estudiososde los apilamientos sedimentarios marinos y los continen-tales, y también entre los que hacen geología física y pale-ontología humana, que se materializa en la disputa por«el tiempo» del piso Gelasiense, y en la que intervienenideas e intereses de reconocidas autoridades y de grupos.Se espera alcanzar una solución en el próximo CGI deOslo-2008 (www.33igc.org).

Los límites geológicos del Sistema Central y de laCordillera Ibérica con la Cuenca del Tajo no son coinci-dentes con los límites orográficos. El Sistema Central nosiempre empieza a elevarse en su mismo límite con laCuenca del Tajo, sino que con frecuencia lo hace unoskilómetros hacia su interior. Desde los miradores de Tri-jueque mirando hacia Valdepeñas de la Sierra o desdeel mirador de Miralrío mirando hacia Hiendelaencina,un poco por encima de los cerros y «aproximadamenteenrasados» con nuestra altura, se ven al otro lado delgran valle del río Henares las zonas más próximas delSistema Central, y por detrás de estas, aparecen ya losrelieves importantes. Esto es, entre los relieves del Siste-ma Central y el comienzo de la Cuenca del Tajo se per-cibe una «rampa» de suave pendiente que enlazaambos dominios y que en parte está modificada y frag-mentada por la erosión fluvial posterior.

Ello se explica porque durante el Neógeno reciente,tanto en el Sistema Central como en la Cordillera Ibéri-ca, los relieves de las zonas más próximas a la Cuencadel Tajo fueron erosionados y «rebajados» hasta alcan-zar una «cota altimétrica de erosión» en equilibrio conla «cota altimétrica de acumulación» de sedimentos enla Cuenca del Tajo, que viene a ser aproximadamente laaltura de los páramos de la Alcarria. La intensidad de losprocesos de erosión y transporte de materiales desde elSistema Central y la Cordillera Ibérica a la Cuenca delTajo, depende principalmente de la diferencia de altitu-des (la actividad tectónica es su causa) y del clima (queaquí no es tenido en cuenta para simplificar la explica-ción). A lo largo del Neógeno ha habido varias etapasde mayor equilibrio, durante las que se forman llanurasde erosión en las cordilleras (Cordillera Ibérica y SistemaCentral) y lagos y humedales en la Cuenca del Tajo(yesos y calizas). En las etapas de mayor desequilibrio,en las cordilleras se agudizan los relieves y se erosionanlas llanuras de erosión existentes (en parte o totalmen-te) y en la Cuenca del Tajo se depositan terrígenos (con-glomerados, arenas, arcillas). Una posterior reactivacióntectónica del Sistema Central, que no afecta del mismomodo a la Cordillera Ibérica, y una intensa erosión de laCuenca del Tajo (materiales más inconsistentes) por lared fluvial actual, dejan la estructura orográfica queahora existe: lo más bajo es la Campiña; por encima y auna altura intermedia están los páramos de La Alcarria,la «rampa» exterior del Sistema Central y la CordilleraIbérica (los relieves altos no se encuentran hasta muy alinterior); y destacando sobre todo lo anterior, los relie-ves más altos y prominentes de las sierras del SistemaCentral.

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Figura 1.8. Foto del valle del río Henares desde el borde del páramo en el mirador de Trijueque. En primer plano «La Campiña» con loscerros de Alarilla o La Muela, El Colmillo e Hita, que son testigos de la altura hasta la que llegaron los depósitos cenozoicos (debieron llegarentre 10 y 30 m más altos, pues los depósitos de sus cumbres están en Trijueque entre 10 y 30 m por debajo del mirador) y también decuantos de estos materiales se han llevado los ríos Henares y Tajo hasta el Atlántico. En segundo plano, superficies de erosión del Neógenoreciente, articuladas en varios elementos por la posterior erosión de la red fluvial, que vienen altimétricamente a enrasar aproximadamentecon los cerros y el páramo. Al fondo, los altos relieves del Sistema Central.

Figura 1.9. Vista hacia el NE del valle de la cabecera del Arroyo de Terraza desde las inmediaciones de Valhermoso (Molina de Aragón). Enel centro y ocupando la posición más baja aparece el valle del Arroyo de Terraza, que constituye el primer piso de este paisaje. El fondo delvalle y hasta la mitad de las laderas afloran las arcillas vinosas y los yesos del Keuper (Formación del Triásico moderno). El valle lo cierran trescerros, cuyos techos planos configuran el segundo piso del paisaje. La parte superior de los cerros de los lados (a la izquierda Cerro Peladoy a la derecha Cerro Muñeca), con colores pardos y grises, lo forman las Carniolas de Cortes de Tajuña (Formación del tránsito Triásico � Jurá-sico), cuyo techo plano es una superficie de erosión del Neógeno moderno. El relieve del centro que parece cerrar el valle es el Cerro Pedri-za, cuya parte inferior está formado también por el Keuper, y la parte superior por las arcillas y calizas lacustres del Neógeno, cuyo techoplano es una superficie de sedimentación algo modificada por una erosión posterior del Neógeno moderno. Al fondo, con tonalidades másoscuras por la densa vegetación, aparece la Sierra de Caldereros (Paleozoico y Buntsandstein), que constituyen el tercer piso del paisaje.

Por ello, en la mayoría de los relieves y paisajes delcentro de la Península Ibérica, se identifican tres pisosmorfológicos o grandes elementos del paisaje (fig. 1.9).Unas altas llanuras, que no en todos los sitios son lasmismas, ni tienen exactamente la misma edad, ni estána la misma altura sobre los actuales ríos, ni tienen lamisma génesis (rampas del Sistema Central, paramerasde la Cordillera Ibérica, páramos de la Cuenca del Tajo,rañas, etc.). Por encima de estas llanuras destacan unassierras, que son más extensas y altas en el Sistema Cen-tral por ser su relieve algo más moderno, y son demenor extensión y menor altitud en la Cordillera Ibéricapor ser su relieve más antiguo (y son inexistentes en laCuenca del Tajo). Y por debajo de estas altas llanurasexisten grandes valles y campiñas labradas por la redfluvial cuaternaria, que alcanzan su mayor desarrollo enla Cuenca del Tajo. Esta red fluvial se adentra por el Sis-tema Central y la Cordillera Ibérica, esculpiendo vallesestrechos, hoces y gargantas, como la de San Andrésdel Congosto o la de Aragosa.

El Sistema Central o Cordillera Central es un conjun-to de sierras y relieves altos con dirección general OSO-

ENE que, a grandes rasgos y con algunas excepciones,separa las cuencas sedimentarias cenozoicas del Dueroy del Tajo, y que también hace de frontera de Castilla-León con Castilla - La Mancha y con Extremadura. Setiende a utilizar más el término de Sistema Central queel de Cordillera Central porque son relieves macizos,que culminan más veces en altas parameras y penilla-nuras colgadas que en cresterías propias de las auténti-cas sierras.

Los conceptos orográfico y geológico del SistemaCentral son algo diferentes, pues el primero se refiere alconjunto de relieves que destacan sobre las áreas adya-centes más bajas, y el segundo lo hace al territorio for-mado por rocas más antiguas y consistentes que laszonas vecinas. Bajo la perspectiva geológica, el SistemaCentral es un rectángulo de unos 100 x 300 km, desdeAtienza a Plasencia (Cáceres), que no tiene individuali-dad geológica al O de la finalización de las cuencascenozoicas del Tajo (Campo Arañuelo) y del Duero (Ciu-dad Rodrigo) y que está parcialmente sumergido bajo laCuenca del Duero en el área de Sepúlveda (Segovia).Orográficamente es algo más estrecho (casi la mitad) ymucho más largo (como el doble), pues se continúahacia el O por el interior de Portugal hasta casi el Atlán-tico (Serra da Estrella).

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2. LAS VIEJAS ROCAS Y LOS AUSTEROSPAISAJES DEL SISTEMA CENTRAL

Figura 2.1. El relieve del Sistema Central (mod. de Pedraza 1994): 1) Cumbres, parameras y laderas de los relieves altos; 2) Piedemontes ydepresiones interiores de altitudes intermedias; 3) Zonas exteriores más bajas del Macizo Ibérico y de las cuencas del Duero y Tajo.

El Sistema Central tiene una orografía un tanto atí-pica, pues es a grandes rasgos una sucesión de eleva-ciones y depresiones subparalelas a la dirección generalde la cordillera, en la mayoría de los casos ligeramenteoblicuas a la dirección general de esta (fig. 2.1). Amayor detalle, cada una de estas largas y estrechasdepresiones y elevaciones, puede presentar su superficiecon un suave relieve heredado de su situación anteriorde penillanura (fig. 2.2) o con una textura rugosa porhaber sido labradas posteriormente por las aguas y loshielos en pequeños valles, barrancos, cerros, cuerdas,etc., con densidades y direcciones variables (fig. 2.3). ElSistema Central tiene por ello una red fluvial peculiar,con largos tramos de los ríos más importantes paraleloso subparalelos a la cordillera (Jerte, valle alto del Lozo-ya, etc.) y depresiones compartidas por varios ríos a

favor de esas largas y estrechas depresiones (Tormes yAlberche, Adaja y Voltoya, etc.). En una transversal porsu zona media, desde la depresión del Tajo al S hasta ladepresión del Duero al N, se cruzan hasta siete unida-des de relieve: Sierra de San Vicente, Valle del río Tiétar,Sierras del Cabezo � el Valle, Valle del río Alberche, Sie-rra de la Paramera, Valle del río Adaja y Sierra de Ávila.Las unidades orográficas tienen topónimos propios yuna individualidad geológica y paisajística más o menosacusada (Sierra de Gata, Valle del Jerte, Sierra de Gre-dos, Valle de Amblés, Sierra de Ávila, Sierra de Guada-rrama, Valle del Lozoya, Sierra de Ayllón, etc.). Esta sin-gular constitución orográfica está íntimamente relacio-nada con su estructura tectónica y las causas de sugénesis.

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Figura 2.2. El Cuchillar de lasNavajas desde la Laguna Grandede Gredos (Navalperal de Tormes,Ávila): ejemplo de culminación delrelieve en «picos».Foto Álvaro García

Figura 2.2. La Paramera de Ávila desde elCollado del Guijo en la Sierra de la Paramera(Sotalvo, Ávila): ejemplo de culminación del

relieve en «llanos».

Durante el Cenozoico, la aproximación de Europa yÁfrica hace girar, desplazar y colisionar a las micropla-cas de los márgenes de ambos continentes (Ibérica,Alborán, Corso-Sarda, Apúlica-Italia, etc.) estrangulan-do el mar del Tethys y generando el Mediterráneo, enun complejo proceso todavía hoy no totalmente desve-lado. Es toda una convulsión geológica y geográficaque se denomina Orogenia Alpina y que en la Penínsu-la Ibérica tiene su máximo exponente en la colisión dela Placa de Alborán con la Placa Ibérica para formar lasCordilleras Béticas. La Orogenia Alpina, que ademásformó las cordilleras de los Pirineos, las Catalánides y laCordillera Ibérica, trajo también consigo la deformacióny fracturación del centro y oeste de la Placa Ibérica, ycon direcciones parecidas a las Cordilleras Béticas segenera en el Macizo Ibérico* una sucesión de impor-tantes relieves: Sierra Morena, Montes de Toledo, Siste-ma Central y Cordillera Cantábrica (Fig. 1.7).

* Se denomina Macizo Ibérico (o Macizo Hespérico) alterritorio de la Península Ibérica ocupado por un conjun-to de materiales del Paleozoico anteriores al Carboníferofinal: a) que han sido plegados, más o menos metamorfi-zados y localmente intruidos por plutones durante el Car-bonífero en la Orogenia Varisca (o Hercínica), incluyendolos materiales del Proterozoico (o Precámbrico moderno)que por debajo de éstos aparecen en algunas áreas y quepueden estar también afectados por orogenias anterio-res; b) que forman una microplaca del ámbito de la granplaca Europea, individualizada de la Pangea durante elMesozoico; c) que constituyen la más antigua cortezaestable de la historia geológica de la Península Ibérica,pues son los primeros materiales en resistir a las orogeniasposteriores (Orogenia Alpina) sin plegarse intensamenteni metamorfizarse, y en sustentar sobre ellos a depósitosmás modernos (del Carbonífero final al Cenozoico) tam-bién sin metamorfizarse ni plegarse intensamente; d) queno han sido divididos y dispersados por orogenias poste-riores; y finalmente, e) que constituyen la mayor parte dela superficie de la mitad occidental de la Península Ibéri-ca. No se consideran Macizo Ibérico, pero si pertenecien-tes a la Placa Ibérica, la mayor parte de los materialespaleozoicos y más antiguos del Pirineo (los más septen-trionales pertenecen a la Placa Europea) y la totalidad delos afloramientos paleozoicos y más antiguos de las Cata-lánides y de la Cordillera Ibérica. Las islas de Menorca,Córcega y Cerdeña, así como los materiales paleozoicos yprecámbricos de las Cordilleras Béticas pertenecen a sen-das microplacas colindantes con la Placa Ibérica (PlacasCorso-Sarda y de Alborán), separadas de Pangea en losmismos tiempos y procesos que la Placa Ibérica.

Por la edad de su relieve y el origen del mismo, estosrelieves son «cordilleras alpinas», pues como en losAlpes, Béticas, Pirineos, etc., su elevación se ha produ-cido durante el Cenozoico y esta también ha sido origi-nada por la aproximación de Europa y África duranteesos tiempos. La gran diferencia entre estos relieves delMacizo Ibérico (Sierra Morena, Montes de Toledo, Siste-ma Central y Cordillera Cantábrica) y las cordilleras alpi-nas genuinas (Cordilleras Béticas, Pirineos, CordilleraIbérica y Catalánides) es el tipo y edad de las rocas quelo componen. Las cordilleras alpinas propiamentedichas están formadas mayoritariamente por rocas sedi-mentarias del Mesozoico y del Cenozoico temprano,aunque en sus zonas centrales más elevadas, en las queasoman las rocas más profundas y antiguas, tambiénaparecen rocas sedimentarias, metamórficas y plutóni-cas del Paleozoico. Por el contrario, las «cordilleras alpi-nas» del Macizo Ibérico están formadas exclusiva ototalmente por rocas del Paleozoico y más antiguas. ElSistema Central está principalmente constituido porrocas del Precámbrico y del Paleozoico, con predominiode las rocas plutónicas y metamórficas sobre las sedi-mentarias. Los materiales del Mesozoico y del Cenozoi-co antiguo, en comparación con las cadenas alpinasgenuinas, constituyen una delgada capa de rocas sedi-mentarias, que originalmente solo se extendieron por laparte oriental de la cordillera (Sierras de Guadarrama yAyllón).

El Sistema Central es la consecuencia de la actividaddurante el Cenozoico de grandes fracturas con direc-ción OSO-ENE de magnitud cortical y en un contextocompresivo, por lo que prevalecen las fallas inversas y elresultado final es una disminución de espacio. Se esti-ma que se ha producido un acortamiento cortical NNO-SSE de unos 15 a 60 km, que ha generado un engrosa-miento de la corteza en torno a los 10.000 m y unaascensión en la vertical de materiales hasta de unos3.000 a 5.000 m. Actualmente el centro de la Penínsu-la Ibérica se sigue levantando unos 2 mm por año, velo-cidad que permitiría ascender en algo más de un millónde años, desde el río Tajo en Puente del Arzobispo (320m) hasta la cumbre del Pico del Moro Almanzor en laSierra de Gredos (2.592 m).

En el Sistema Central hay muy pocos datos de geo-física que permitan reconocer su estructura profunda yreconstruir su evolución tectónica, lo que da pie a quese hayan formulado varias hipótesis o modelos (fig.2.4). Las hipótesis más antiguas, que sitúan su evolu-ción en un contexto distensivo con predominio de lasfallas directas, están hoy en día desechadas. Hoy está

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admitido y comprobado por datos de campo que susdos límites con las Cuencas del Duero y Tajo son sendasfallas inversas, que con inclinación contrapuesta (lasfallas del N se sumergen hacia el S y viceversa) se hun-den hacia el centro de la cordillera, e igual lo hacen lasfallas paralelas a ellas que hay en su interior.

La diferencia más importante entre las hipótesisactuales es como se continúan estas fallas en profundi-dad. Estas pueden perder progresivamente inclinación(buzamiento) hasta colocarse casi subhorizontales enprofundidad, en cuyo caso parece más probable que lasfallas del borde N pasen por debajo de toda la cordillera(a unos 10.000 a 13.000 m bajo de la superficie) paraseguir hacia el S bajo la Cuenca del Tajo (fig. 2.4.A). Enese caso se trataría de un gran cabalgamiento cortical(thrust) que habría desplazado hacia el N la parte alta dela corteza continental superior de la zona meridional deIberia (Extremadura, Madrid y Castilla-La Mancha) sobrela parte alta de la corteza continental superior de la zonaseptentrional de Iberia (Castilla-León).

Otra posibilidad es que las fallas ganen inclinaciónen profundidad hasta ponerse subverticales y se conti-núen hasta el límite entre la corteza rígida (frágil) y lacorteza plástica (dúctil), a unos 20 a 30 km bajo lasuperficie (fig. 2.4.B). En este caso se trataría de una«emersión cortical» (pop-up, es difícil de traducir, es loque hace el pan al saltar de la tostadora) por el juego

combinado de fracturas con inclinación contrapuesta.Este es el modelo más reciente y que hoy en día es másaceptado. Hay también argumentos para un funciona-miento «en dirección» (desplazamiento en la horizontalsin movimiento vertical significativo) previo de las frac-turas.

La génesis del Sistema Central es un proceso com-plejo que se desarrolla durante varias decenas de millo-nes de años (probablemente está todavía inconcluso),en el que se crean e intervienen muchas fracturas y quedesde el principio simultanea levantamiento y erosión.Es también un proceso cambiante, con episodios muyactivos y etapas más relajadas, con variaciones en lasdirecciones de esfuerzos y desarrollo, en el que no solohay procesos compresivos, sino también transcurrentesy en dirección. Todo ello genera una orografía múltiplecon zonas más elevadas y otras menos (elevaciones ydepresiones paralelas), con oblicuidad de unas direccio-nes tectónicas respecto a otras y condiciona el desarro-llo de una red fluvial atípica (ríos paralelos, varios ríoscompartiendo una misma zona deprimida, etc.). Paisa-jísticamente lo más sorprendente es la elevación hastacotas muy altas de antiguas penillanuras y llanuras cos-teras, para dar lugar a las altas parameras (Paramera deÁvila) y a cumbres planas («cabezas planas» parece serla etimología de Peñalara, la cumbre mas alta de la Sie-rra de Guadarrama).

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Figura 2.4. Modelos de estructura tectónica alpina del Sistema Central: A) mod. de Warburton y Álvarez, 1989; B) mod. de De Vicente etal., 1996. En rosa, los materiales del Paleozoico (y más antiguos) plegados, metamorfizados e intruidos por plutones en la Orogenia Varisca,que constituyen el substrato varisco o «zócalo varisco» para el posterior ciclo alpino; en verde, la cobertera sedimentaria del Ciclo Alpino for-mada por materiales del Pérmico al Cretácico (sólo los actualmente presentes para el modelo A, todos los existentes en su día para el mode-lo B) anteriores a la Orogenia Alpina y que por la fracturación del zócalo varisco en dicha orogenia tienen su deformación y fracturación; enamarillo los materiales del Cenozoico contemporáneos y posteriores a la Orogenia Alpina.

2.1. El zócalo varisco del Sistema Central

Los materiales que componen el Sistema Central,por sus características, distribución de sus afloramientosy significado histórico, se agrupan en tres conjuntos: a)zócalo paleozoico varisco o hercínico, b) coberterameso-cenozoica alpina, y c) depósitos post-alpinos delCenozoico reciente o Neógeno (fig. 2.5).

El zócalo varisco está formado por rocas sedimenta-rias, metamórficas y plutónicas del Proterozoico recien-te y Paleozoico y, en función de que tipos de rocas seanmás abundantes, se diferencian en el Sistema Centralcuatro sectores. El sector occidental, que comprende laSierra de Gata y la Sierra de la Estrella en Portugal, esmuy extenso y principalmente pizarroso (fig. 2.6). Pre-dominan las rocas sedimentarias poco metamórficas delProterozoico superior, habiéndose reconocido hasta11.000 m de espesor (antes del plegamiento) de piza-

rras, areniscas finas, algún conglomerado y en menorproporción vulcanitas y calizas (es el llamado «Comple-jo Esquisto-grauváquico»). Hay también granitos deedad carbonífera, que son más abundantes hacia el O.

Con un límite convencional, le sigue hacia el E unsector central de extensión algo menor y que se corres-ponde a grandes rasgos con la Sierra de Gredos. Losgranitos son con mucho las rocas más abundantes y

solo en pequeños sectores afloran conjuntos metamór-ficos de probable edad inicial proterozoico (esquistos,«mármoles» de silicatos cálcicos, micacitas, etc.). Suspaisajes más característicos son los modelados glaciaresgenerados a favor de la mayor altitud de esta zona y losberrocales desarrollados a partir de su litología graníti-ca (fig. 2.7).

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Figura 2.5. Mapa geológico esquemático del Sistema Central (modificado de IGME 1994). 1) Pizarras y areniscas marinas del Precámbricoreciente, ligeramente metamorfizadas. 2) Ídem. pero con un metamorfismo mayor. 3) Pizarras, areniscas y calizas marinas del Proterozoicoterminal � Paleozoico inicial, ligeramente metamorfizadas. 4) Ídem. pero con un metamorfismo mayor. 5) Granitos de borde de placa conti-nental del Paleozoico antiguo, convertidos en gneises por un importante metamorfismo. 6) Rocas volcánicas y granitos del Paleozoico anti-guo convertidos en gneises por un ligero metamorfismo. 7) Cuarcitas y pizarras marinas y litorales del Paleozoico antiguo con un ligero meta-morfismo. 8) Granitos de colisión de placas del Paleozoico moderno. 9) Calizas, margas, arenas, arcillas, etc. marinas, litorales y continenta-les del Mesozoico. 10) Conglomerados, arcillas, calizas, etc. continentales del Cenozoico. Todos los metamorfismos son contemporáneos yestán generados por la Orogenia Varisca (Paleozoico reciente, «posteriores a 7 y anteriores a 8»).

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Figura 2.6. Paisaje de pizarras en la Sierra de Gata: el Travesadero desde el Portillo del Teso (El Ladrillar, Cáceres). Pizarras y grauvacas delProterozoico reciente.

Figura 2.77.. Paisaje glaciar en Gredos: vista hacia el N del valle excavado por los hielos en los granitos de la Garganta de Gredos (Navalpe-ral de Tormes, Ávila). Foto Á. García Cañada.

También con un límite convencional le sucede haciael E el sector centroriental, que en líneas generales secorresponde con la Sierra de Guadarrama (aproximada-mente desde el meridiano de La Cañada al de Somosie-rra). Es litológicamente el sector más variado y tectóni-camente más complejo, pues afloran en superficie par-tes más profundas de la cordillera varisca. Estos mate-riales debieron de llegar a estar dentro del «OrógenoVarisco»* en el entorno de los 10 km de profundidad,con temperaturas de unos 600 a 700 ºC (temperaturade fusión del hierro a presión ambiental), presiones delorden de 6 a 7 Kb (unas 6.500 atmósferas, la quesoportaría un submarinista si se sumergiera a unos 50km) y durante algunos millones de años, lo que suponeuna capacidad casi infinita para desarrollar reaccionesquímicas, por muy lentas que estas sean y por muy sóli-dos que estén los reactivos. Las rocas más abundantesson los gneises con grandes cristales de feldespatos(gneises glandulares), que son ortoneises porque suroca original habría sido ígnea (fundida) y probable-mente plútónica (granitos). La edad de estos granitosoriginales parece ser Paleozoico lejano (Ordovícico) y laedad del metamorfismo que los transforma en gneiseses Paleozoico reciente (Carbonífero) (Fig. 2.8). Hay tam-bién rocas metamórficas derivadas de sucesiones sedi-mentarias (esquistos, «mármoles» de silicatos cálcicos,micacitas, etc.) de probable edad Proterozoico final a

Paleozoico inicial (Cámbrico). Por encima, y tan solo enla Sierra de Ojos Albos) aparecen rocas sedimentariaspoco metamorfizadas del Precámbrico-Cámbrico sobrelas que descansa en discordancia la Cuarcita Armorica-na** (Ordovícico). Por último hay varios y grandes plu-tones de granitos carboníferos (La Pedriza, La Cabrera,etc.) (fig. 2.9).

* Se denomina como orógeno (de montaña y engendrar)a la parte de la Tierra que ha desarrollado un «ciclo geo-lógico», con una primera etapa de cuenca sedimentariacon acumulación de depósitos, una segunda etapa deacortamiento del espacio con transformación (metamor-fismo) y deformación (plegamiento y fracturación) de losmateriales, y una tercera etapa de levantamiento congeneración del relieve. El Orógeno Varisco está entre losde mayor magnitud en la historia de la Tierra. Los Alpesson también un orógeno, las Cordilleras Béticas lo son unpoco menos o lo es de segunda magnitud (el acorta-miento de espacio es más modesto), los Pirineos lo sontodavía un poco menos o lo es de tercera magnitud, y laCordillera Ibérica es discutible que lo sea (la deformaciónes moderada y no hay metamorfismo alpino, salvo unligerísimo episodio en Cameros). Y sin ninguna duda, noson orógenos los relieves alpinos del Macizo Ibérico (SªMorena, Montes de Toledo, Sistema Central y CordilleraCantábrica), pues además de no haber metamorfismoalpino, falta toda la primera etapa de auténtica cuencasedimentaria.

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Figura 2.8. Paisaje de gneises en la Sierra de Guadarrama: Cuerda Larga desde la Urbanización Cotos de Monterrey (Venturada, Madrid);el Puerto de Canencia a la izquierda y debajo de Miraflores de la Sierra. Foto R. Giménez.

** La Cuarcita Armoricana es una conocida formación delOrdovícico (Paleozoico lejano) del Macizo Ibérico y delMacizo Armoricano (su equivalente en Francia). Son are-nas litorales y marinas someras, transformadas por un levemetamorfismo en durísimas cuarcitas, que resaltan en elrelieve y destacan en los paisajes. Forma en España losrelieves prominentes de Despeñaperros, Sierra de Horna-chos, Monfragüe, Cabañeros, las cumbres de los Montesde Toledo, etc. En las zonas medias del Macizo Ibérico(desde la Cordillera Cantábrica de Asturias occidental yLeón, hasta los Picos de Aroche y Sierra de Aracena enSierra Morena) aparece sobre el Cámbrico y Precámbricopor medio de una discordancia, denominada Toledánica ytambién Sárdica (respectivamente por Toledo y Cerdeña)que es contemporánea con una importante orogenia enla costa E de Norteamérica (Orogenia Tacónica).

Más al Este, de Torrelaguna a Riaza, sobre las lade-ras occidentales de la Sierra de Ayllón, aparece una granfractura varisca (Carbonífero), pero aquí solo se observasu traza más profunda y por ello de comportamientodúctil (plástico), con unos 10 km de anchura y un com-plejo cortejo de rocas metamórficas con un variadoespectro de silicatos, por lo que es un territorio míticopara los coleccionistas de minerales (estaurolitas, diste-nas, andalucitas, sillimanitas, granates, rutilos, turmali-nas, etc.). Es la Falla de la Berzosa (Berzosa de Lozoya),

que separa zonas mas profundas del orógeno variscoal O (Sierra de Guadarrama) de zonas menos profun-das del mismo al E (Sierra de Ayllón). A continuación yhacia el E aparece el sector más oriental del zócalovarisco del Sistema Central, que coincide aproximada-mente con la Sierra de Ayllón � Sierra de La Bodera, yque es la parte del Sistema Central que pertenece aGuadalajara (fig. 2.10).

La Orogenia Varisca o Hercínica generó el MacizoHespérico con un relieve muy importante, comparableal que hoy tienen los Andes o incluso el Himalaya (seestima que por razones físicas no es posible en la super-ficie terrestre la formación de relieves sensiblementemás altos a los que hoy tiene el Himalaya). El procesode estructuración y elevación de una cordillera seextiende durante decenas de millones de años, perodesde el mismo momento que estos comienzan, empie-zan también a actuar los agentes erosivos. Si el Himala-ya dejara de ascender y se erosionara a la velocidad queactualmente se está abriendo el Atlántico, que viene aser la misma velocidad con la que crecen las uñas de loshumanos, se transformaría en una llanura costera enmenos de ½ Ma. La Cordillera Varisca empezó a for-marse hace unos 300 Ma (hacia la mitad del Carbonífe-ro, Paleozoico antiguo), pero 50 Ma de más tarde,cuando se inicia el Triásico (Mesozoico antiguo) ya no

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Figura 2.9. Paisaje de granitos de la Sierra de Guadarrama: la Sierra de la Cabrera desde la Urbanización Cotos de Monterrey; debajo Ven-turada (Madrid). Foto R. Giménez.

quedaba casi nada de su majestuoso relieve. Más tarde,en el Mesozoico reciente (hace unos 90 Ma, Cretácicomoderno), una orografía bastante llana y al nivel de losmares de entonces, igualaba en el Sistema Central lasrocas que habían estado entre unos 10.000 m (sectorde Guadarrama) y unos 5.000 m (sector de Sierra deGata o de Sierra de Ayllón) por debajo de la superficie.Estos datos permiten tener una mejor idea de la magni-tud de la erosión de la «Cordillera Varisca» y de laimportancia de la falla de La Berzosa.

En el sector de la Sierra de Ayllón � Sierra de la Bode-ra aparecen las rocas más antiguas y tectónicamentemás profundas de Guadalajara, que a su vez son lasrocas variscas menos antiguas y tectónicamente menosprofundas del zócalo del Sistema Central (porquedurante la orogenia fueron «sumergidas» dentro de lacorteza a menor profundidad). Originalmente fue unpotente apilamiento de sedimentos marinos (unos5.000 m de espesor), formado principalmente por for-maciones arcillosas y formaciones arenosas, estas últi-mas menos importantes, que contenía en la parte basalun cuerpo granítico (emplazado algo más tarde) y unpotente conjunto de rocas volcánicas ácidas. Ademáshay varios pequeños cuerpos de roca de margas y cali-zas dispersos por todo el apilamiento. Estos materialesse acumularon desde el Precámbrico más reciente ydurante todo el Paleozoico antiguo y fueron plegados,fallados y metamorfizados por la Orogenia Varisca oHercínica hacia la mitad del Paleozoico reciente (en elCarbonífero). Las rocas y sedimentos anteriormentedescritos fueron entonces transformados respectiva-mente en pizarras, cuarcitas, dos tipos de gneises (uno

de las rocas graníticas y otro de las rocas volcánicas),anfibolitas y mármoles. Las rocas más bajas y antiguasde esta sucesión presentan un metamorfismo másintenso que las rocas más altas y modernas, en las queincluso pueden encontrarse algunos fósiles (fig. 2.10).

Llegados a este punto, se necesita un poco de pers-pectiva global. Entre el Proterozoico reciente y el Paleo-zoico, la Tierra completa un Ciclo Supercontinental oCiclo de Wilson (Tuzo Wilson es uno de los padres de laTectónica de Placas). En el Proterozoico reciente, un«gigacontinente» que comprende todas las áreas conti-nentales (para unos autores hacia los 900 Ma y se deno-mina Rodinia, que significa «mi tierra» en ruso; paraotros autores hacia los 600 Ma y se denomina Panno-tia, que significa en griego «todo al sur») se fractura ydisgrega en varias placas continentales. Durante el Pa-leozoico antiguo prosigue la disgregación y dispersiónde más placas, pero otras ya comienzan a colisionar ysoldarse, formando otras placas mayores. En el Paleo-zoico moderno terminan colisionando y soldándose casitodas las placas continentales existentes (OrogeniaVarisca o Hercínica) para formar otro «gigacontinente»al que llamamos Pangea (en griego «todo tierra»). Evi-dentemente, cuando las placas se unen para formarPangea no lo hacen en el mismo orden y posición geo-gráfica que cuando estaban en Rodinia o Pannotia. Poreso cabe preguntarse por donde andaba la PenínsulaIbérica, y Guadalajara con ella, en aquellos tiempos (Fig.2.11). Una vez más, la respuesta está escrita en las pági-nas de piedra del libro de la historia de la Tierra, peroesta cuestión está resultando algo difícil de leer***.

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Figura 2.10. Paisaje de pizarras y cuarcitas del Paleozoico antiguo en la Sierra de Ayllón: valle alto del río Lillas en el Parque Natural delHayedo de la Tejera Negra. Foto R. Giménez.

Figura 2.11. Reconstrucción de la geografía de la Tierra para hace750 Ma (Proterozoico, Precámbrico) mostrando la distribución de loscontinentes (gris), las áreas con actividad orogénica (gris oscuro) ylas zonas de conexión continental (blanco). El recuadro indica laposición geográfica en el margen del supercontinente de Rodinia deuna unidad cortical del Macizo Ibérico (Ofiolita de Purrido, hoy en elCabo Ortegal). Sánchez Martínez et al. 2006.

*** La idea más aceptada hoy en día es que el fragmen-to cortical que se individualiza durante el Mesozoico del«gigacontinente» de Gondwana para constituir el núcleode la Península Ibérica, estaba formado por tres unidadescorticales de procedencia geográfica distinta, unidas pordos bandas de sutura generadas durante la OrogeniaVarisca (Paleozoico reciente). Por ello, en los mapas geo-gráficos anteriores a la Orogenia Varisca (mapas paleo-geográficos), los territorios paleozoicos que hoy compo-nen el Macizo Ibérico aparecen dispersos por tres áreasdistintas del globo.

2.1.a) Los circones del Ollo de Sapo

Ollo de Sapo es el nombre que un geólogo gallegodio a un tipo de gneis (roca metamórfica) por contenerpequeños cuarzos azulados («ojo de sapo» en gallego).Pero su propiedad más destacada y por la que es másconocido, es por presentar gruesos cristales de hasta de15 cm de feldespatos, mal conformados y con límitesdifusos (glándulas) (fig. 2.12). Es sin duda un «ortog-neis» (roca metamórfica procedente de una roca endó-gena) por su contenido alto en feldespatos y bajo enmicas (los paragneises proceden del metamorfismo desucesiones sedimentarias y son ricas en micas). Además,el cuerpo de roca del Ollo de Sapo, de casi 1.000 m deespesor, contiene en algunos pocos lugares intercala-

ciones de rocas afines al gneis en las que se puedenreconocer estructuras volcánicas, también metamorfiza-das (ignimbritas, tobas, vidrios volcánicos, etc.). Y tam-bién, el cuerpo de roca del Ollo de Sapo aparece sobreel terreno y la cartografía, intercalado entre conjuntosde rocas sedimentarias más o menos metamorfizadas.Por todo ello es fácil deducir que las rocas del Ollo deSapo fueron originalmente rocas volcánicas y, por suriqueza en cuarzo, de carácter ácido (riolitas). El mismometamorfismo que convirtió las arcillas, arenas, calizas,margas, etc. en esquistos y pizarras, cuarcitas, mármo-les, anfibolitas, etc., es el que transformó a las riolitasen los gneises del Ollo de Sapo (metariolitas), y tambiéntransformó a unos granitos 20 Ma más jóvenes en otrocuerpo de roca de gneises (Fm. Antoñita en la región deHiendelaencina).

Figura 2.12. Facies (materiales con alguna propiedad concreta)típica del Ollo de Sapo en Hiendelaencina (rotulador de escala en laparte superior). Foto F. Bea, Universidad de Granada.

El Ollo de Sapo aparece en el Macizo Ibérico a lolargo de una franja de unas decenas de kilómetros deancho en Lugo y Zamora, que supuestamente se conti-núa bajo los depósitos cenozoicos de la Cuenca delDuero (Salamanca y Segovia), para emerger en estazona oriental del Macizo Central de la Sierra de Ayllón.

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Cuando sus roquedos afloran en el paisaje, da lugar amorfologías aborregadas próximas a los berrocales, quedestacan entre los paisajes de esquistos y pizarras quelos acompañan. Por ello hay cierta convergencia entrelos paisajes de algunas áreas de la Ribeira Sacra, laregión de Sanabria y las zonas de El Cardoso e Hiende-lancina.

Pero para la historia de Guadalajara, quizá lo másimportante del Ollo de Sapo (Formación Hiendelaencinao Congostrina) son sus circones. El circón es un mineral(silicato de zirconio), que se encuentra con relativa fre-cuencia, pero en muy pequeñas proporciones, en casitodo tipo de rocas. Y ello lo hace a favor de la conjunciónde varias propiedades: es muy resistente a la alteraciónquímica; es bastante resistente al desgaste mecánico; ytambién es muy resistente al calor, pues funde o cristali-za en el entorno los 1.600ºC. En las rocas ígneas (o fun-didas; esto es, plutónicas y volcánicas) el circón es el pri-mero o uno de los primeros minerales en cristalizar cuan-do se empieza a enfriar el magma, por su alta tempera-tura de fusión-cristalización. Por la misma razón, cuandouna roca se funde para formar un magma, el circón es elúltimo mineral en fundirse, y con relativa frecuencia, nose llega a fundir del todo. Por eso en bastantes rocas plu-tónicas y volcánicas se encuentran circones con varioshalos de recrecimientos sucesivos, procedentes cada unode ellos de los distintos procesos de solidificación en losdiferentes magmas o rocas en los que han estado impli-cados. En las rocas sedimentarias, conglomerados y are-nas, los circones solo se encuentran como partículastransportadas desde otras rocas.

Además, el circón contiene frecuentemente isótoposde elementos radioactivos (principalmente Torio y Ura-nio), lo que le convierte en un «reloj geoquímico» de laedad de su solidificación, o mejor dicho, de las muchasedades de fusión-cristalización acaecidas durante lasvarias etapas (e incluso ciclos geológicos) en los que seha podido ver involucrado, y que se conservan comosucesivas bandas de recrecimiento (fig. 2.13). Como enlos procesos sedimentarios no se forma circón, en lasrocas sedimentarias detríticas (conglomerados y arenas)el circón aporta la edad de la roca que se erosionó paradar origen al sedimento («roca madre»). Pero todavíahay más. Los circones contienen también pequeñascantidades de otros elementos químicos y de sus isóto-pos, como Neodimio, Rubidio, Estroncio, etc., que ade-más de ayudar a determinar su edad, permiten estable-cer relaciones espaciales con otros cuerpos de rocasendógenos y con dominios geográficos formados pre-ferentemente por rocas endógenas (orógenos y agrega-ciones de masa continentales muy antiguas) como laAmazonia, África central, etc.

Los circones del Ollo de Sapo de Hiendelaencina, opara ser más rigurosos, el contenido isotópico de susbandas de recrecimientos, indican varias edades (fig.2.14). La cifra más moderna y frecuente es - 495 Ma(Cámbrico final) que se interpreta como la edad de soli-dificación de las riolitas. Hasta aquí todo normal, perolo extraordinario es que también aparecen otras fechas.Le siguen en orden de frecuencia (hacia las zonas másinternas y antiguas de los cristales) las edades de � 603

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Figura 2.13. Imagen obtenida por catodoluminiscencia de un circón de 230 micras del Ollo de Sapo de Hiendelaencina, en el que se hanmarcado con elipses las zonas analizadas con una microsonda iónica y las edades absolutas obtenidas. Foto F. Bea, Universidad de Granada.

Ma (Ediacárico, periodo más reciente del Precámbrico,muy conocido por su fauna primitiva descubierta enAustralia), - 675 Ma (Cryogénico, otro periodo muyfamoso por sus glaciaciones globales) y - 875 Ma (Tóni-co, periodo caracterizado por el estiramiento de la cor-teza continental y el desarrollo de plataformas). Esporá-dicamente, alguno de ellos aporta edades del entornode los -2.000 Ma (Orosírico, periodo del Proterozoicotemprano caracterizado por la construcción de monta-ñas). Estos cristales de circón, aunque escasos e inapre-ciables a simple vista, son los componentes geológicosmás antiguos de lo que hoy es Guadalajara. Son los pri-meros y más veteranos guadalajareños. Y además arras-tran una «historia interminable», pues han estado invo-lucrados en otros acontecimientos magmáticos, muyprobablemente ligados a grandes eventos orogénicos, yellos también han debido de formar parte de al menostres gigacontinentes (Rodinia, Pannotia y Pangea).

Los circones son casi siempre una segura caja de sor-presas. En un afloramiento del Ollo de Sapo en Zamo-ra, además de las fechas ya indicadas, se han obtenidoedades en el entorno de los � 3.100 Ma (Arcaico, lostiempos anteriores a la Tectónica de Placas) y afinidadesgeoquímicas con África occidental, mientras que otrosafloramientos de la Zona Centroibérica (la gran unidadregional del Macizo Ibérico que contiene al Dominio delOllo de Sapo) muestran afinidades con la Amazonia.Los materiales de origen terrestre más antiguos halladoshasta ahora, son también unos circones del O de Aus-tralia (Mont Narryer y Jack Hills) que aportan unas eda-des radiométricas de hasta -4.400 Ma (Hádico) y queaparecen como partículas detríticas dentro de un meta-conglomerado que proporciona una edad radiométricade �3.000 Ma (Arcaico).

2.1.b) Las rocas más antiguas

Las rocas más antiguas de la Tierra se han reconoci-do en el NO de Canadá, a 275 km al N de la localidadde Yellowknife, dentro de la provincia de los TerritoriosNoroccidentales. En origen eran unos granitos, cuyoscircones aportan hoy en día edades radiometricas de -4.030 Ma (Hádico final � Arcaico inicial). Un procesoorogénico posterior de hace 3.370 Ma los convirtió enlos gneises que pueden observarse ahora y que consti-tuyen la Formación Acasta.

Las rocas más antiguas de Guadalajara son las quecomponen la Formación Angón que puede observarseen superficie al NO de dicha población en la zona de LasVereas, Los Zorros y Majadahonda, con un total de tan

solo 3 km2 de afloramiento. Se trata de un conjunto deareniscas con intercalaciones de arcillas, margas y cali-zas, que la Orogenia Varisca nos ha dejado convertidasen cuarcitas de diversos tipos (microconglomeráticas,feldespáticas, micáceas, con laminaciones, etc.) conintercalaciones de otros tipos de rocas metamórficas(micacitas, anfibolitas) y calizas. No se dispone de nin-gún dato radiométrico ni paleontológico de su edad,pero como aparecen varios cientos de metros por deba-jo (se entiende que estratigráficamente, esto es, una vezreconstruido el orden original de las Formaciones antesdel plegamiento) de los gneises del Ollo de Sapo, queson de edad Ordovícico (Paleozoico lejano no basal), seles considera de edad Cámbrica (Paleozoico inicial).

2.1.c) La plata y el oro de Hiendelaencina.

En los finales de la Orogenia Varisca o Hercínica, yen relación con la elevación del relieve de la Cordillera(Carbonífero � Pérmico), se desarrollaron fracturas endirección (con desplazamientos en la horizontal) y dis-tensivas («abiertas») que fueron rellenadas por los pre-cipitados arrastrados hacia la superficie por líquidos yvapores, a altas temperaturas y presiones, procedentesde la actividad magmática. En esta región de Hiende-laencina debieron de llegar a tener conexión con áreastan profundas de la corteza como para que estos filo-nes que las rellenaron llegaran a contener minerales deplata y hasta de oro nativo en la vecina localidad de laNava de Jadraque. Es todo un tesoro que fue explotadointermitentemente desde mediados del s.XIX hastaprincipios del s.XX. La «fiebre de la plata» de Guadala-jara excavó más de 200 pozos, algunos hasta casi 700m de profundidad, hizo en algunos momentos crecer ala población de la zona hasta superar los 8.000 habi-tantes y extrajo más de 275.000 kilos de plata. De todoello hoy queda un impacto minero, con escombrerasdonde todavía es posible encontrar alguna pequeñapartícula de mineral de plata, algunos elementos dearqueología industrial y urbana, y una población dealgo más de 100 habitantes. Hiendelaencina es untopónimo muy hermoso y a la vez austero, como suspaisajes de coloraciones intensas y tonos oscuros, conmesetas, barrancos, prados y roquedos, que enlazanarmónicamente con la Sierra de Alto Rey.

2.1.d) Cuarcitas y chorreras al pie del Ocejón

Los pliegues y relieves de la Cordillera Varisca debie-ron tener aquí una dirección original aproximada NO-SE

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que luego por el giro de la Península Ibérica durante elCiclo Alpino en sentido contrario a las agujas del reloj(giro sinestral), se han colocado casi N-S. Ahora solo sepueden apreciar los pliegues, porque del relieve variscoya no queda nada, despareció antes del Triásico. Esospliegues hoy N-S son además los responsables de quetras el arrasamiento del relieve varisco quedaran aflo-rando bandas de varios kilómetros de ancho de aflora-mientos en los que en unos casos predominan las for-maciones pizarrosas y en otras lo hacen las formacionescuarcíticas. Como las cuarcitas son más resistentes a laerosión que las pizarras, y desde el Triásico hasta laactualidad se han sucedido varias y dilatadas etapas deerosión, a favor de estas bandas de afloramientos depizarras o de cuarcitas, se ha venido desarrollando unaorografía de «sierras» y «valles» de dirección N-S. Estaorografía N-S de origen litológico es casi perpendiculara la posterior estructura general del Sistema Central, dedirección ONO-ESE, de origen estructural y edad alpina(Cenozoico). La yuxtaposición de ambas directrices oro-gráficas en este sector oriental del Sistema Central, haceque el conjunto de las Sierras de Ayllón � Ocejón - AltoRey- La Bodera, tengan una estructura del relievemucho más compleja e irregular que los otros sectoresdel Sistema Central (Guadarrama y Gredos), que tienenuna composición litológica y estructura orográfica más

uniforme, casi exclusivamente controlada por la tectó-nica alpina.

Esta orografía compleja, un clima muy severo y unterreno pedregoso, han propiciado una densidad depoblación muy baja, agrupada en pequeños núcleos,distantes, mal comunicados (muchos de ellos sin carre-tera hasta época muy reciente), con pocos recursos, coninfraestructuras y servicios asistenciales de subsistenciao ausentes. Tras la emigración masiva de la primeramitad del s.XX, varios de ellos fueron abandonados,para ser luego revalorizados y rehabilitados en la segun-da mitad del s.XX con el desarrollo del turismo rural. Lazona recibió entonces el apelativo turístico de «La SierraNegra», término no utilizado por su población, acuña-do por arquitectos y otros colectivos cultos amantes dela región, derivado del uso la pizarra en su arquitecturatradicional (fig. 2.14).

Pero esta región es quizás mucho más que una Sie-rra Negra. Es la integración de muchas cosas. De unaestructura orográfica laberíntica, con formas agudas ensus cresterías cuarcíticas y con formas oblongas en suslomas pizarrosas. De valles unas veces encajados y otrasabiertos, con un bajísimo impacto agrícola. De un subs-trato rocoso oscuro (las micas generadas por el «suavemetamorfismo» varisco), con una vegetación relativa-mente abundante (es la vertiente de solana más sep-

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Figura 2.14. Paisaje típico de la denominada «Sierra Negra», llamada así por el color oscuro de sus poblaciones edificadas con pizarra. Vistahacia el O mostrando la población de Valverde de los Arroyos en primer plano y el pico Ocejón al fondo. Las zonas de roquedos son de cuar-citas y las cubiertas por vegetación están constituidas por pizarras.

tentrional y húmeda del Sistema Central). Y de unaescasa población dispersa en pequeños núcleos muyintegrados en el paisaje (una integración venida amenos por la teja y algunos «crímenes constructivos»).

Un lugar emblemático es el entorno del Pico Ocejón.Su acusado relieve, visible desde largas distancias, laimpronta en el paisaje de los bancos de cuarcitas, consus colores (más bien, los de sus líquenes específicos),sus pliegues variscos, las caídas de agua del Arroyo dela Chorrera y la población de Valverde de los Arroyos,forman un conjunto muy representativo. Pero en estaparte del Sistema Central hay también otros muchosentornos de gran valor, aunque son mucho menosaccesibles.

2.1.e) Los tres ríos rebeldes

Los cursos de agua tienden a fluir desde las alturashacia las cotas más bajas, pero los avatares de la histo-ria, y la historia geológica no iba a ser menos, parecena veces propiciar lo imposible. La Sierra de Alto Rey esaquí el eje varisco de ese «superanticlinal» del SistemaCentral y es también la cuerda de cumbres más alta deesa zona, y en lógica, los ríos que nacen en su vertien-te N deberían fluir hacia la Cuenca del Duero y los ríosque nacen en su vertiente S lo deberían hacer hacia laCuenca del Tajo. Pero no en todos los casos es así. Hay

tres ríos, Sorbe, Bornova y Cañamares que nacen en lavertiente N de la línea de cumbres Alto Rey - La Boderay vierten sus aguas a la Cuenca del Tajo.

El río Sorbe es el más occidental y nace en lo másalto de la sierra de Ayllón, al pie del Pico Buitrera (2.046m) en pleno Parque Natural de la Tejera Negra, bajo ladenominación de río Lillas (fig. 2.15). Por esta ya men-cionada complejidad de la estructura orográfica del Sis-tema Central, en lugar de tomar una dirección directahacia el S en busca del río Henares, su cauce recorre 15km hacia el E para luego girar hacia el S y cruzar la líneade cumbres entre el Macizo del Ocejón y la Sierra deAlto Rey (fig. 2.16), para, tras remansar en el Embalsedel Pozo de los Ramos y en el de Beleña, desembocar enel Henares frente a Alarilla.

El río Bornova nace entre las poblaciones de Galvede Sorbe y de Condemios de Arriba, entre Sierra Pela alN (materiales mesozoicos y cenozoicos) y la Sierra deAlto Rey al S (materiales Paleozoicos); atraviesa la líneade cumbres entre la Sierra de Alto Rey y la Sierra de laBodera cerca de la población de Prádena de Atienza,recorre unos 13 km también hacia el E y tras girar haciael S a la altura de Ujados, cruza por Prádena de Atien-za la línea de cumbres por el E de la Sierra de Alto Rey;se remansa en el Embalse de Alcorlo y acaba desembo-cando también en el río Henares, entre las localidadesde Jadraque y Carrascosa.

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Figura 2.15. Cabecera del Río Lillas en la Sierra de Ayllón, en la vertiente SE del pico Mesa Peñota, sobre pizarras del Ordovícico (Paleo-zoico lejano). Parque Natural del Hayedo de Tejera Negra. Foto R. Giménez.

El río Cañamares es el más oriental y se puede con-siderar que nace en las inmediaciones de la poblaciónde Cañamares, o según se considere cual es el arroyo desu cabecera, se puede hacer llegar su nacimiento hastalas proximidades de Hijes, Miedes de Atienza o Bañue-los, en la Sierra del Bulejo (materiales mesozoicos); atra-viesa la línea de cumbres de materiales variscos de estazona del Sistema Central por la Sierra de La Bodera,cerca de la población de Naharros y, tras el reposo obli-gatorio del Embalse de Pálmaces, desemboca asimismoen el río Henares, algo aguas arriba de Jadraque.

Figura 2.16. Pequeños pliegues tumbados originados por la Oro-genia Varisca en las pizarras y cuarcitas del Paleozoico temprano(Ordovícico). Puente sobre el río Sorbe entre Umbralejo y Valverdede los Arroyos.

¿Qué ha pasado para llegar a esta situación? Hayvarias posibilidades. La primera es que los ríos circulasenhace mucho tiempo aproximadamente en esa mismadirección (quizás sobre materiales del Mesozoico poste-riormente erosionados), pero a cotas por lo menos 400m más altas que las actuales (a la altura de las hombre-ras más próximas) o muy probablemente incluso quizáshasta 900 m más altas (a la altura de las cumbres másaltas). Los ríos en su labor erosiva fueron profundizan-do su valle en los materiales del Cenozoico y Mesozoicoy cuando tropezaron en su fondo con las rocas másduras del Paleozoico no desviaron su dirección y contiempo y eficacia las fueron horadando. Es lo que engeomorfología fluvial se denomina «sobreimposición».

Los ríos se han ido encajando y ponen al descubiertouna configuración geológica anterior a ellos. No es lamás probable, pues ni por la Cuenca del Duero ni la delTajo han circulado ríos a tales altitudes.

Otra posibilidad es que los ríos circulasen ya antesen esa misma dirección y sentido, es posible que inclu-so a las mismas cotas que actualmente y lo que se hayaido levantando sea esta «tecla» del Sistema Central(Ocejón � Alto Rey � La Bodera), pero a una velocidadmenor que la velocidad de erosión de los ríos sobre susfondos de valle. Los ríos tampoco tuvieron porqué des-viar su dirección, solo tuvieron que trabajar un pocomás el fondo de su cauce en algunos tramos. En geo-morfología fluvial es lo que se conoce por «anteceden-cia». Los ríos se han impuesto a la elevación del relieve(fig. 2.17).

FFiigguurraa 22..1177.. El relieve de la Sierra de Ayllón y el trazado de sus ríos(mod. de Pedraza 1994).

Es interesante destacar que los ríos Sorbe y Bornovatienen una parte de su trazado en dirección O-E, circu-lando ambos dentro de una depresión erosiva, que conesa misma dirección, ha sido labrada en su mayor partesobre los materiales más inconsistentes del Triásico(Keuper sobre todo) y de la parte más bajar del Cretáci-co (Utrillas principalmente) desde Cantalojas hastaAtienza (fig. 2.18). En unos determinados puntos,ambos ríos giran bruscamente su dirección a N-S y cru-zan los relieves del eje Ocejón � Alto Rey � La Boderapor lugares distintos. Quizás la explicación más sencillasea suponer la existencia de un muy antiguo río Lillas,

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principal artífice de la mencionada depresión, que cir-culaba en dirección O-E desde la Tejera Negra por laspoblaciones de Cantalojas, los Condemios y Atienza,hasta no se sabe donde, quizás hasta integrarse en lared fluvial del río Duero o en el curso alto del río Hena-res, etc. Un posterior proceso de rejuvenecimiento delrelieve del eje Ocejón � Alto Rey � La Bodera, por levan-tamiento progresivo de esta parte del Sistema Central,reactivó la erosión remontante de las redes fluviales desus laderas meridionales, hasta el punto que tres de susríos que gozaron de las condiciones más favorables,pudieran llegar a capturar por tres puntos al muy anti-guo y gran río Lillas.

2.2. La cobertera post-varisca del SistemaCentral

Se trata también un variado conjunto de materialescorrespondientes al Paleozoico más reciente (Pérmico),

Mesozoico (Triásico y Cretácico) y Cenozoico. Estosdepósitos fueron acumulados bajo distintas condicionesambientales: depresiones intramontañosas, grandes ríosdel tamaño del Amazonas o el Amarillo, mares interioressalinos casi sin vida, llanuras litorales, mares tropicalespoco profundos y llenos de vida, mares con una impor-tante lámina de agua y conectados con áreas oceá-nicas, lagos dulces y salinos, etc. La presencia aquí deestos conjuntos rocosos, la variedad de sus característi-cas y la disparidad de sus orígenes, tienen tres causasprincipales: la evolución tectónica de esta parte delmundo, los distintos climas que se sucedieron y lasvariaciones globales del nivel de los mares que se pro-dujeron durante estos casi 300 Ma.

2.2.a) Los incunables del Pérmico

La Cordillera Varisca había alcanzado su máximaestructuración y máximo relieve a finales del Carbonífe-

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Figura 2.18. El gran valle asimétrico compartido por los tramos altos de los ríos Sorbe y Bornova visto hacia el ONO desde el Cerro delCaballo (Albendiego). Al fondo la Sierra de Ayllón, a la izquierda la Sierra de Alto Rey y a la derecha la Mesa de Somolinos. Un gran y anti-guo río «Lillas» pudo circular por aquí, a una altura mayor por estar el valle menos erosionado, camino del Alto Henares o de la Cuenca delDuero.

ro y principios del Pérmico. Pero en una gran cordillerano todo son picos, crestas y cuerdas. A las últimas eta-pas compresivas le suceden fracturas transcurrentes ydistensivas, que dan lugar pequeñas depresiones que serellenan rápidamente de sedimentos a favor de losimportantes relieves circundantes. En la historia geoló-gica de la Península Ibérica, estos materiales del Pérmi-co ocupan una posición un tanto ambigua, pues son deedad paleozoica pero, al igual que los materiales delMesozoico, no están afectados ni por el metamorfismoni por la esquistosidad**** varisca. Tampoco constitu-yen el relleno de cuencas sedimentarias propiamentealpinas, y por eso afloran dispersos y de un modo untanto anárquico por el Macizo Ibérico y las CordillerasAlpinas, sin relación clara con la paleogeografía ni conlas estructuras variscas o alpinas*****. Los pequeñosafloramientos de sedimentos pérmicos de Valdesotos,Retiendas, Tamajón y Pálmaces, son auténticos «incuna-bles geológicos», pues son huellas tangibles de este tipode sedimentos y de situaciones que solo excepcional-mente se conservan para la posteridad (fig. 2.19).

**** Los campos de esfuerzos tectónicos que actúandurante las orogenias pliegan y fracturan a gran escala alos materiales (Formaciones y conjuntos de Formaciones)en determinadas direcciones, pero además, tambiénactúan a pequeña escala sobre los granos y cristales quelas componen. Como el viento, las corrientes de agua o eloleaje, los orientan a las direcciones menos resistentes,unas veces solo mediante giros y, las más de ellas, acom-pañado de disoluciones en una dirección y de crecimien-tos en la contraria. Como consecuencia de esta «reorien-tación» de granos y partículas, las rocas adquieren una«foliación», «esquistosidad» o «pizarrosidad» (estricta-mente no son lo mismo). En las rocas sedimentarias, estanueva estructuración puede esbozarse bajo la laminaciónsedimentaria, superponerse a ella e incluso hacerla des-aparecer. Por ello hay «pizarras sedimentarias» que pue-den conservar sus fósiles (la estructura principal o única esla laminación de origen sedimentario) y «pizarras meta-mórficas» sin fósiles (la estructura principal o única es lalaminación de origen tectónico). En castellano llamamos aambas rocas «pizarras», pero en inglés se diferencian conlos términos de «shale» y «slate».

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Figura 2.19. Arcillas rojas continentales del Pérmico (Paleozoico más reciente) de Pálmaces de Jadraque.

***** Con frecuencia se utiliza el término de «tardihercí-nico» o «tardivarisco» para denominar a todo lo relacio-nado con este contexto (tiempo, rocas, estructuras tectó-nicas, etc.)

2.2.b) Un desierto en Albendiego

Hacía los tiempos del límite entre el Pérmico y el Triá-sico (que es también el límite Paleozoico � Mesozoico, yal que China ha elevado un descomunal monumento)un gran continente ocupa las latitudes medias de la Tie-rra. Una gran parte de los relieves de su Cordillera Varis-ca habían sido ya erosionados, y las zonas centrales deesa gran masa continental, ya más llanas y todavía muyalejadas del mar, sufren un clima implacable, seco ycaluroso. Se estima que hubo temperaturas medias porencima de los 36º. Es el mayor «supercalentamientoglobal» conocido en la historia «reciente» de la Tierra.Este fenómeno ha dejado su impronta en Guadalajaraen la vertiente N de la Sierra de Alto Rey. Allí, una suavey uniforme pendiente, tan solo horadada por el juvenilrío Bornova y sus arroyos afluentes, enlaza los oscurosrelieves de la Sierra con las campiñas color rioja de

Albendiego (fig. 2.20). Esta superficie estuvo original-mente horizontal, pues se sumerge bajo el Buntsands-tein (Triásico lejano) con el mismo buzamiento que él, yno hay duda de que estos depósitos fluviales se acumu-laron horizontalmente. La actual inclinación de estasuperficie se produjo en su mayor parte en el levanta-miento de la Sierra de Alto Rey durante la OrogeniaAlpina, unos 200 Ma después (solo es posible que seaoriginal una mínima parte de ese ángulo de pendiente).Esta es una superficie de erosión, pues corta a la estruc-tura tectónica varisca de los materiales paleozoicos.Además aparece cubierta por una alfombra de arenas,gravas y cantos de cuarcita, algunos de los cuales sontrifacetados (una forma piramidal imperfecta de trescaras), con picos matados y aristas redondeadas, y apa-recen cubiertos por una pátina oscura de óxidos de hie-rro y manganeso. Son iguales a los que actualmentetapizan las «hamadas» (llanuras desérticas) de los de-siertos áridos tropicales como el Sahara. Es un aflora-miento excepcional, pues es lo que se ha conservado deun desierto de hace 250 Ma; es un «paisaje fósil»; es elpaisaje más antiguo de Guadalajara. Desgraciadamenteno tiene ningún tipo de protección. ¿Cuánto falta paraque lo llenen de adosados?

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Foto 2.20. Vista hacia el S desde el Cerro del Caballo (Albendiego) de la paleosuperficie pre-triásica. La Sierra de Alto Rey al fondo.

Durante el Triásico comienza la fracturación delsupercontinente Pangea. Una masa continental tanextensa es un impedimento formidable para la inexora-ble pérdida del calor interior de la Tierra, y para posibi-litarlo, corrientes del manto, divergentes bajo el, iniciansu fracturación. Estas fracturas crean extensas depresio-nes sobre las que se instalan redes fluviales a favor deun clima ya algo más húmedo y atemperado. El resul-tado son los extensos cuerpos de roca de areniscas delBuntsandstein, a las que por el ascenso de los mares, sesuperponen arcillas rojas con evaporitas (el Keuper).¿Por qué todo ello de colores rojizos? Hay aún muchomás trabajo por hacer en geología. De Tamajón al Atan-ce y de los Condemios a Atienza, algunos campos, cam-piñas y construcciones, destacando las del románicorural, llevan el sello cromático del Triásico.

El Jurásico es casi el gran ausente en el Sistema Cen-tral, pues tan solo aflora en un pequeño sector de laladera N (Sierra de Pradales, Segovia). ¿Nunca se sedi-mentó? ¿Ha sido erosionado? Probablemente de todoun poco.

2.2.c) La herencia de los mares tropicales

Los materiales del Cretácico son los que forman lamayor parte de la cobertera «post-varisca» o «alpina»

del Sistema Central, por su mayor espesor y extensión.Son depósitos marinos y litorales (arenas, margas, cali-zas y dolomías) extendidos sobre el Macizo Ibéricohacia el O desde el «Surco Ibérico» (cuenca sedimenta-ria alpina que dará origen a la Cordillera Ibérica) a favorde uno de los momentos de la historia de la Tierra en elque los mares estuvieron más altos y se extendieronhacia el O sobre el Macizo Ibérico. Por ello sus depósi-tos ganan en espesor y carácter marino hacia el E. Aun-que originalmente cubrieron el territorio de lo que hoyes la Sierra de Guadarrama y la Sierra de Ayllón (al E deuna línea NO-SE que uniera Aldeavieja, en Ávila, conQuijorna, en Madrid), han sido en su mayor parte eli-minados por la erosión simultánea y posterior al levan-tamiento del Sistema Central (durante el Cenozoico yactualmente). De no haber sido así, estarían hoy en díasobre el pico Peñalara (2.428 m) como a unos mil o másmetros por encima de la cumbre actual (en total, unos3.500 m sobre el actual nivel del mar).

Esa importante erosión cenozoica hace que hoy endía los materiales del Cretácico se encuentren dispersosy ocupando tan solo una pequeñísima superficie del Sis-tema Central. En unos casos, el Cretácico forma dosestrechas bandas que flanquean por el S y el N el Siste-ma Central, de Quijorna (Madrid) a El Atance (Guadala-jara) y de Villacastín a Sigueruelo (Segovia). Al N y S deambas bandas, todos los materiales del Sistema Central,

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Foto 2.21. Por su mayor consistencia, el Cretácico forma en buena parte de los bordes del Sistema Central crestas y angosturas que sonaprovechadas para obras civiles. Vista hacia el SE mostrando la cerrada del Embalse de Pálmaces en los materiales del Cretácico moderno.

el zócalo Precámbrico-Paleozoico y la cobertera Triásico-Cretácico, están bajo los depósitos cenozoicos de lascuencas del Duero y Tajo, en algunos puntos hasta másde 3.000 m por debajo del actual nivel del mar. Ello evi-dencia que el Sistema Central no es ninguna nimiedadgeológica, pues desde el subsuelo del Monte del Pardohasta Peñalara, el Cretácico subió unos 6.500 m.

También hay retazos de Cretácico, más o menospequeños y dispersos, en el interior de la Cordillera(Campozalvaro, El Espinar, Villalba, Cerceda, Rascafría,Atienza, etc.) que contribuyen a demostrar la continui-dad original de los depósitos sobre el Sistema Central.En otros casos forman muelas que descansan sobre las«teclas» marginales y más bajas de la cordillera (Práde-na, Pedraza, Valdevacas, Tamajón y Somolinos, etc.). Unafloramiento de enorme interés, probablemente másemocional que científico, es el que ha descubierto yatravesado el túnel del AVE Madrid � Segovia debajo delmacizo de Miraflores. Por último no hay que olvidar losamplios afloramientos de Sepúlveda y de Bernardos,que aunque regionalmente aparecen aislados del Siste-ma Central por depósitos cenozoicos de la Cuenca delDuero, son tectónicamente parte del mismo.

Ante los agentes erosivos los materiales del Cretácicotienen un comportamiento generalmente más resistentea los del zócalo varisco, por lo que en el paisaje dan lugara relieves prominentes (fig. 2.21), tarea a la que colabo-ra la inconsistencia de las formaciones arenosas y mar-gosas de su base (Fms. Arenas de Utrillas y Margas dePicofrentes). Su coloración es también distinta, entiénda-se, la de sus superficies de alteración y la de sus líquenesespecíficos. El carácter basófilo de este substrato y lamayor aridez de su territorio por permeabilidad por ellohacen que también sea distinta la vegetación que loscubre. Por ello la singularidad y gran belleza de muchoslugares de Guadalajara, como los estrechos de las inme-diaciones de Tortuero, Valdesotos y Retiendas, la gargan-ta del río Sorbe aguas abajo de Muriel, y las hoces deAlcorlo, Pálmaces y Riofrío. Otro tipo de paisajes cretáci-cos, más serenos pero no menos hermosos, los propor-cionan las sucesiones tabulares subhorizontales, en lasque con frecuencia se desarrollan paisajes ruiniformes yotras formas de erosión singulares, como en Tamajón,Almiruhete, los cerros de Atienza, y sobre todo, la Muelade Somolinos, con su laguna y los incomparables vallesde la Hoz, de la Dehesa, del Valdillón, etc.

2.2.d) El Paleógeno

No se sabe con certeza la participación de los depó-sitos del Cenozoico en la cobertera del Sistema Central.

En el interior de la cordillera son muy pocos los aflora-mientos que hay desde Gredos hasta la Sierra de Ayllón,los afloramientos no son buenos, no se conocen biensus edades, y el criterio simplista de que el Paleógeno(Cenozoico lejano) está plegado y el Neógeno (Ceno-zoico reciente) está subhorizontal, muy probablementeno es aquí válido. A lo largo de los bordes N y S del Sis-tema Central, el Paleógeno aflora muy discontinua-mente, y un poco más en el borde S. Por sus buza-mientos, fracturas y pliegues parece más afín al Meso-zoico que al Neógeno, pero sus litologías son más pare-cidas a las del Neógeno. Tampoco está claro que losmateriales paleógenos más antiguos no sean realmentecretácicos. Pero la geofísica señala que en la Cuenca delTajo el Paleógeno tiene un importante espesor, está sinplegar y en armonía con el Neógeno. Por ello parecemás lógico abordar al Paleógeno junto con los depósi-tos del Neógeno de la Cuenca del Tajo.

De las tres grandes unidades geológicas de la Penín-sula Ibérica que configuran el territorio de Guadalajara,la Cordillera Ibérica es la que participa en mayor pro-porción, ocupando casi la mitad de su superficie. Estáformada principalmente por rocas del Mesozoico (anti-gua Era Secundaria), pero también contiene rocas delPaleozoico y del Cenozoico, siendo en orden histórico lasegunda unidad geológica regional más antigua deGuadalajara, más moderna que el Sistema Central yanterior a la Cuenca del Tajo. Aunque tiene una altitudmedia considerable, presenta una orografía moderadacon predominio de las parameras sobre las sierras, lejosde una auténtica cordillera, por lo que también esdenominada Sistema Ibérico.

Hay importantes diferencias en la extensión del terri-torio que se incluye en la denominación de CordilleraIbérica o Sistema Ibérico. En el ámbito de la Geografía,frecuentemente se considera que ésta se extiende por elN hasta Reinosa y por el S hasta Alicante, áreas que ensu configuración geológica son respectivamente de laCordillera Cantabro-Pirenaica y de las Cordilleras Béticasde manera inequívoca. Dentro del ámbito de la Geolo-gía hay también algunas diferencias de criterio, que sonmenores en los límites con las Catalánides y el SistemaCentral, y que llegan a ser muy importantes en el límitecon las Cordilleras Béticas. Y además está la Sierra deAltomira, «asomo geológico y paisajístico» de la Cordi-llera Ibérica dentro de la Cuenca del Tajo, que tantopuede considerarse parte de la primera como de lasegunda (Fig. 3.1).

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3. LA CORDILLERA IBÉRICA

La Cordillera Ibérica es una «Cadena Alpina», por laedad mesozoica de los materiales que la forman en sumayor parte, la edad cenozoica de su plegamiento, unrelieve actual suficiente, su relación regional y genéticacon los Alpes y su significado en la evolución del Tethys*(Fig. 1.5). Pero utilizando términos astronómicos, laCordillera Ibérica es un elemento orogénico de «terceramagnitud». En primer lugar, no contiene fragmentos decorteza oceánica antigua (complejos ofiolíticos) queidentifiquen desapariciones y clausuras de antiguosfondos oceánicos, que están presentes en las cadenasorogénicas de «primera magnitud», como los Alpes o laCordillera del Rif (Marruecos). En segundo lugar, tam-poco presenta características propias de cadenas orogé-nicas de «segunda magnitud», como sedimentos mari-nos profundos (barros pelágicos o sedimentos turbidíti-cos caídos desde las plataformas marinas), metamorfis-mo de edad alpina (más o menos extenso e intenso).También faltan los grandes cabalgamientos con despla-zamientos tectónicos a distancias importantes de gran-des conjuntos de rocas (que signifiquen acortamientosimportantes de la corteza y representen grandes des-plazamientos de unidades corticales) y un relieve impor-tante, como en las Cordilleras Béticas o el Pirineo.

* El gran y único «gigacontinente» de Pangea, formado afinales del Paleozoico en la Orogenia Varisca, tenía formaovalada y curvada (de alubia o comecocos), con su ladocóncavo abierto al Este, hacia un mar que en el s.XIXidentificó Suess y al que llamó Tethys en honor de la diosagriega de los mares. Este enorme continente comprendíaen su parte Norte las actuales Norteamérica y Asia sep-tentrional, y en su parte Sur al «supercontinente» deGondwana (Sudamérica, África, Antártida, India, Austra-lia y otros fragmentos corticales «menores» del Sur y Estede Asia). Desde principios del Mesozoico a la actualidad,este continente se ha ido fracturando y dispersando parallegar a la configuración actual, que también es fruto dealgunas colisiones continentales, como la de India conAsia, Europa con África, etc. Su rotura comenzó por suparte central, avanzado de Este a Oeste la extensión delos mares sobre los continentes y los procesos de fractu-ración cortical y de creación de corteza oceánica. El fondooceánico del Tethys está hoy disperso, con su sector orien-tal en el Caribe y formado parte del actual fondo oceáni-co del Atlántico central, por la apertura de este océano; ycon su sector oriental incorporado a las cordilleras alpinasmás importantes como «ofiolitas» (conjuntos de rocasplutónicas y volcánicas básicas, más o menos metamorfi-zadas y tectonizadas, de aspecto y nombre «culebroide»).

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Figura 3.1. Mapa geológico de la Cordillera Ibérica (mod. de A. Sopeña y G. De Vicente 2004).

La Cordillera Ibérica es el resultado de un primer pro-ceso de «estiramiento y extensión» de la corteza de la«Placa Ibérica» durante el Mesozoico y su consecuenteadelgazamiento (Fig. 1.5), seguido de un segundo pro-ceso de «acortamiento y compresión» durante el Ceno-zoico, y su consecuente engrosamiento (Fig. 1.6). Porello, en la zona que hoy ocupa la Cordillera Ibérica, segenera durante el «estiramiento cortical» del Mesozoicoun área deprimida y alargada, que se va a ir rellenandode sedimentos, el denominado «Surco Ibérico»; duran-te el «acortamiento cortical» del Cenozoico, esos mis-mos sedimentos van a ser plegados, fallados y levanta-dos, porque «no caben» en ese espacio ahora máspequeño (fig. 3.2). Es entonces cuando se forma laCordillera Ibérica, a falta del modelado erosivo. Losmateriales paleozoicos de «la continuación» del MacizoIbérico que están por debajo de los depósitos mesozoi-cos, que ya habían sido plegados, fallados y más omenos metamorfizados en la Orogenia Varisca, sonahora consistentes y menos dúctiles, por lo que no pue-den ser plegados. Estos asimilan los "esfuerzos alpinos"desarrollando fallas y deformaciones de muy gran radio,y constituyen el denominado «zócalo varisco o hercíni-co» de la cordillera.

Durante el primer proceso, de «estiramiento» corti-cal, el marco de esfuerzos es distensivo y se generanfallas directas o «normales» que aumentan el espaciofísico y que son contemporáneas con la sedimentación(fallas sinsedimentarias). Estas fallas son muy difíciles dereconocer en la actualidad, pues las sucesiones sedi-mentarias del Mesozoico que las contienen están muydistorsionadas tras su plegamiento y fracturación en elCenozoico, además de que solo son visibles parcialmen-te, pues una parte muy importante de estas sucesionessedimentarias del Mesozoico han sido erosionadas oyacen bajo sedimentos más modernos. Durante elsegundo proceso, de «acortamiento» cortical, el marcode esfuerzos es compresivo y se generan pliegues y fallasinversas que disminuyen el espacio físico. Con frecuenciaestas fallas inversas son antiguas fallas directas querejuegan en sentido inverso, en un proceso que se deno-mina «inversión tectónica». En algunas de estas fractu-ras, el desplazamiento en la vertical alcanza importantesvalores (hasta de unos pocos kilómetros), lo que permi-te que en algunos puntos afloren en la superficie mate-riales paleozoicos del «zócalo varisco», como sucededentro de Guadalajara en Alcolea de las Peñas, SantaMaría del Espino, Aragoncillo, Ventosa, Sierra Menera,Checa y la Sierra del Tremedal (figs. 3.3 y 3.4).

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Figura 3.2. Pliegues en las calizas y dolomías tableadas de la Formación Cuevas Labradas (Jurásico antiguo) en el valle del río Gallo (Cue-vas Labradas, Guadalajara, Parque Natural del Alto Tajo).

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Figura 3.3. Pliegues de la Orogenia Varisca (Paleozoico moderno)en las pizarras y cuarcitas del Ordovícico (Paleozoico antiguo) queafloran en el núcleo de un gran anticlinal de materiales mesozoicos.Carretera de Checa a Orea, Parque Natural del Alto Tajo, Guadalaja-ra. Foto R. Giménez.

Figura 3.4. Vista hacia el ONO desde el alto Majadillas (Pardos) dela ladera N de la sierra de Aragoncillo (Guadalajara). Un importantecabalgamiento (falla inversa) de dirección ibérica (NO-SE) ha elevadodurante la Orogenia Alpina la cobertera de materiales mesozoicos yal sustrato de rocas paleozoicas; la erosión durante el Cenozoico haeliminado los materiales mesozoicos y ha dejado a los materialespaleozoicos como testigo de las primeras etapas de arrasamiento.

Pero la evolución histórica de la Cordillera Ibérica esmás compleja que lo hasta aquí expuesto. Durante elMesozoico no solo hay sedimentación, sino que haytambién episodios de actividad tectónica y endógena,que se reparten desigualmente por la cordillera.

Hay dos etapas de actividad endógena: la primera afinales del Paleozoico, relacionada con las últimas eta-pas de la evolución de la Cordillera Varisca o Hercínica,representada en Guadalajara por las rocas volcánicassubaéreas del Pérmico de Alpedroches y Orea (Fig. 3.5);y la segunda durante el Mesozoico temprano, en rela-ción con el proceso de apertura y oceanización delTethys, que da lugar a las rocas subvolcánicas del Triási-co reciente (entre otras a las «ofitas del Keuper») y a lasrocas volcánicas submarinas del Jurásico temprano,ambas sin representación en Guadalajara.

Durante el Mesozoico reciente (Cretácico) existenalgunas etapas de plegamiento, fracturación y erosión(son los primeros avisos de la Orogenia Alpina), peropor su moderada intensidad no dan lugar a estructurasvisibles a escala de afloramiento (pliegues, discordan-cias, fallas, etc., sellados por sedimentos más recientes).Salvo en afloramientos excepcionales, estos sucesos yestructuras solo se reconocen en los mapas geológicosy en los perfiles reconstruidos de los apilamientos sedi-mentarios (secciones estratigráficas). Además, duranteel Mesozoico y Cenozoico, el nivel del mar tampocopermaneció estable, con variaciones que van desde

unos pocos metros hasta casi los doscientos (variacio-nes u oscilaciones eustáticas), que en los episodios denivel más bajo y duración más prolongada, dejanamplias zonas emergidas y sin depósitos. Este hechocolabora a resaltar el resultado de la actividad tectóni-ca, pues cuando llega de nuevo el mar y con él la sedi-mentación, los materiales infrayacentes «han ido acu-mulando» los efectos de la actividad tectónica desarro-llada durante todo el tiempo en que no ha habido sedi-mentación. Por ello una actividad tectónica moderada y

Figura 3.5. Vista hacia el N desde la carretera de Atienza a la Miño-sa, mostrando el conjunto volcánico de Alpedroches (Pérmico).

persistente puede llegar a generar estructuras de unaaparente gran intensidad (fig. 3.6). Si hubiera habidouna sedimentación más o menos continua, los efectosde una actividad tectónica moderada se habrían repar-tido entre los sucesivos paquetes de sedimentos, provo-cando en cada uno de ellos cambios de espesor de unaszonas a otras (menores espesores en las zonas que selevantan y mayores espesores en las áreas que se hun-den).

Figura 3.6. Fragmento de la fotografía aérea vertical nº 23.546 delaño 1956 (los vuelos más modernos muestran más vegetaciónespontánea debido a una menor actividad agrícola y se ve peor lageología) del Cerro de la Cantera de Hinojosa (Tartanedo, Guadala-jara). Ju, formaciones de calizas, calizas y margas, y de margas, delJurásico antiguo; Cr formaciones de arenas, margas y calizas, y cali-zas del Cretácico moderno; línea de puntos, contacto entre ambosSistemas. El Jurásico aparece plegado con anticlinales y sinclinalesNE-SO (franjas claras de cultivos sobre margas y franjas oscuras depraderas de aromáticas sobre las calizas) mientras que el Cretácicoestá subhorizontal (cultivos concéntricos y escalonados en margas yarenas, limitados por vallas levantadas sobre los niveles más durosde calizas). Los fósiles que en esta región contienen ambos conjun-tos de materiales indican que no hay depósitos del Jurásico moder-no ni del Cretácico antiguo, lo que significa que entre ambos hayunos 60 Ma (calculado sobre la Carta Estratigráfica Internacional) norepresentados por rocas. Durante ese tiempo los depósitos del Jurá-sico antiguo fueron convertidos en rocas, plegados y erosionados enparte, hasta formarse una llanura sobre la que descansan los mate-riales del Cretácico moderno, pues hoy en día, la intersección de lasuperficie del contacto con la topografía actual indica la existenciade una superficie aproximadamente plana.

Durante el Cenozoico no solo hay plegamiento yerosión. En algunas áreas de la Cordillera Ibérica hubosedimentación durante el Cenozoico temprano (Paleó-geno), cuyos depósitos aparecen hoy más o menosintensamente afectados por pliegues y fallas de la Oro-

genia Alpina, como puede observarse en Guadalajaraen las inmediaciones de Embid (cabecera del río), Alus-tante y Alcoroches (al N de la Sierra de Albarracín),entre Aragosa, Cifuentes y Zaorejas (varios afloramien-tos a lo largo y ancho de una extensa región), etc.Durante el Cenozoico reciente (Neógeno, parte másmoderna del Cenozoico y en la cual estamos actual-mente), hay una nueva etapa de distensión cortical, estavez relacionada con la apertura del Mediterráneo occi-dental (Córcega, Cerdeña y las Cordillera Béticas se tras-ladan hacia su posición actual y se abre el espacio marí-timo levantino). Se «abren espacios» para la sedimenta-ción en algunas áreas de la Cordillera Ibérica, cuyosdepósitos se muestran hoy en día muy poco o nadaafectados por las estructuras tectónicas alpinas. EnGuadalajara se localizan en su parte más oriental(región de Molina de Aragón) y están relacionados conlas cuencas cenozoicas de Almazán, Calatayud y deTeruel.

En la estructura tectónica de la cordillera, además defallas directas (distensivas) e inversas (compresivas) par-ticipan también fracturas sin desplazamiento en la ver-tical pero con movimiento en la horizontal (fallas endirección, «transcurrentes»). Y este hecho, aunquetodavía insuficientemente conocido, parece ser cadavez más importante para su historia y configuraciónactual. Las fracturas en dirección son difíciles de identi-ficar, y más todavía los movimientos en dirección de lasfallas que anteriormente jugaron como directas o inver-sas, pues no generan «salto estratigráfico» ni dan lugara relieves notables. La importancia de estas fracturas odesplazamientos está sin duda relacionada con los cam-bios en la dirección de convergencia de la Placa Euro-Asiática con la Placa Africana y los giros de la «Micro-placa Ibérica»** (o «Iberia») durante el Ciclo Alpino(Mesozoico y Cenozoico).

Durante el Mesozoico reciente (Cretácico) se abre elGolfo de Vizcaya, se genera su corteza oceánica y laPenínsula gira en sentido contrario a las agujas del reloj(antihorario o sinestral), probablemente debido a undesplazamiento hacia el E de África con respecto aEurasia, con la Placa Ibérica entre ambas. Ello coincideen la Cordillera Ibérica con el desarrollo de grandes pla-taformas carbonatadas marinas someras y la existenciaen algunos sectores de áreas más subsidentes (que sehunden más y más deprisa) en las que se acumulanmayores espesores de sedimentos. Esta apertura cesaen el Cretácico más reciente, y su finalización viene acoincidir aproximadamente con el inicio del plegamien-to importante en los Pirineos y la sustitución en la Cor-

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dillera Ibérica de la sedimentación de carbonatos mari-nos, generalizada por todo el territorio, por yesos lito-rales y continentales que solo se acumulan en áreasmuy localizadas (p.ej., en la región de Fuentes, Cuenca,donde se ubica el yacimiento de dinosaurios de LoHueco). Se inicia entonces la estructuración tectónicade la Cordillera Ibérica que va a suponer el final delSurco Ibérico.

** La unidad cortical que se individualiza de la Pangea yque va a ser el núcleo de la actual Península Ibérica, esta-ba formada por el actualmente sumergido Banco de Gali-cia, el Macizo Ibérico, el substrato varisco de la coberterameso-cenozoica del centro y sur de Portugal, los zócalosvariscos de las Cuencas Cenozoicas (que solo afloran muypuntualmente) del Ebro, Duero, Tajo y Guadalquivir (eneste último caso con matizaciones) y los zócalos variscosde las Cordillera Alpinas de los Pirineos (puede que soloen parte, pues los afloramientos paleozoicos de los«Macizos Norpirenaicos» y el de Macizo de Cinco Villaspueden pertenecer a la Placa Europea), Cordillera Ibéricay Catalánides, y el zócalo varisco solo conocido por geofí-sica del Prebético y Subbético (Zonas Externas o «Cordi-lleras Béticas s.e»). Las Zonas Internas de las CordillerasBéticas («Cordilleras Penibéticas») junto con el fondo del

Mar de Alborán y el N del Riff (Marruecos) constituyenotra unidad cortical (Placa de Alborán) originalmentesituada frente a lo que actualmente es Valencia, Murcia yAndalucía Oriental. Mallorca e Ibiza son parte de lasZonas Internas de las Cordillera Béticas s.e., mientras queMenorca parece estar más relacionada con la unidad cor-tical de Córcega y Cerdeña, que estaba situada original-mente al NE de la actual posición de las Islas Baleares.

Desde el Mesozoico terminal (Cretácico más moder-no) al Cenozoico reciente (Neógeno) la aproximación deEurasia y África genera sobre la Placa Ibérica (que estáentre ambas) una compresión con dirección NE-SO,perpendicular a la dirección del Surco Ibérico. Ello gene-ra en las etapas más álgidas, pliegues, fallas inversas ycabalgamientos con dirección NO-SE, dando lugar a laCordillera Ibérica y clausurando el Surco Ibérico. Perodurante el Cenozoico reciente (Neógeno) esta conver-gencia de las placas de Eurasia y África gira a una direc-ción N-S, oblicua a la dirección de las estructuras ante-riormente creadas, y las fracturas tienen ahora su movi-miento principal en dirección, que como ya se ha indi-cado, no generan «salto estratigráfico» ni dan lugar arelieves importantes.

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Figura 3.7. La estructura tectónica de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica (mod. de G. de Vicente et al. 2004, Guimerá y Álvaro1990, Muñoz Martín y de Vicente 1998).

Una historia geológica en la que han variado tantolos factores espaciales, da como resultado una granheterogeneidad territorial. La Cordillera Ibérica es unaunidad geológica bastante heterogénea, con variacio-nes regionales importantes en la tipología y espesor delos materiales mesozoicos que la componen, en ladirección de las estructuras tectónicas principales, laintensidad de la deformación que estas representan, yen su orografía.

Así, Cameros tiene una espectacular sucesión sedi-mentaria de varios miles de metros de espesor y decarácter continental del Jurásico superior*** y Cretácicoinferior (solo comparable con las de Burgos, Álava ySantander del sistema Cordillera Cantábrica - Pirineos),con impresionantes icnitas (huellas y calcos de pisadas)de grandes reptiles. Las estructuras tectónicas de LaDemanda-Cameros tienen una dirección algo más E-Oque la directriz NO-SE de la Cordillera, sin duda rela-

cionado con los datos de la geofísica profunda, queindica que todo el conjunto es «alóctono», esto es, queestá «desenraizado» de los materiales infrayacentes(que incluyen también conglomerados cenozoicos) yseparados de estos por una superficie de despegue tec-tónico, compleja y múltiple, de forma un tanto «acu-charada».

*** Para explicarlo con un ejemplo, el «Sistema» Jurásicoson los sedimentos (rocas actualmente) formados duran-te el «Periodo» de tiempo Jurásico, y viceversa, el tiempodel «Periodo» Jurásico es el tiempo durante el que se sedi-mentaron de los materiales del «Sistema» Jurásico. Paraacotar más el tiempo, asociadso al concepto de Periodose utilizan los términos de temprano o antiguo y recienteo moderno, mientras que asociados al concepto de Siste-ma se utilizan los términos de bajo o inferior y alto o supe-rior. En español está consolidada la confusión por unalarga tradición de un uso indiscriminado de «superior» e«inferior» para rocas (Sistema) y para tiempo (Periodo).No queda muy claro qué significa en castellano que untiempo sea «superior» o «inferior» a otro y ello se prestaa equívocos fuera del colectivo geológico. Los nombres delos Periodos y Sistemas se escriben con mayúscula cuan-do son sujeto (... del Jurásico.), y con minúscula cuandoson adjetivos (.....caliza jurásica.), que en ese caso se sue-len utilizar mas en plural (.....margas jurásicas.).

La llamada «Rama Aragonesa» son dos grandes,anchas, rectas y paralelas franjas de afloramientos delPaleozoico, conteniendo unas estupendas sucesionessedimentarias del Cámbrico (Paleozoico más temprano)que son candidatas a ser «nominadas» patrón de refe-rencia mundial para este tiempo. Están flanquea-das por unas coberteras mesozoicas importantes yseparadas por una cuenca sedimentaria cenozoica(Cuenca de Calatayud) rellena por sedimentos conti-nentales del Neógeno. La Cuenca de Calatayud contie-ne una muy notable sucesión de yacimientos de verte-brados del Neógeno, y es patrón de referencia regionalpara las sucesiones sedimentarias continentales de estaparte de Europa. También hay unas muy interesantessucesiones sedimentarias de sebkas (saladares litorales)del Jurásico más antiguo, que nos permiten contemplarcomo fueron originalmente las muy conocidas «carnio-las» (rocas carbonáticas y brechoides muy homogéne-as). Aquí está también el «Rey de la Cordillera Ibérica»,el Moncayo (Mons Caius), que es el único relieve quesupera los 2.300 m. El Monte Ventoso de Francia,donde se dice que Petrarca inventó el Paisaje, es otrocaso de un relieve de altitud sobresaliente dentro de

una cordillera alpina de magnitud menor y con unaorografía modesta.

El Maestrazgo también tiene su personalidad geoló-gica. Es un gran paquete de sedimentos mesozoicos devarios miles de metros de espesor, que aparece másafectado por fallas que por pliegues, y que hacia el S yel interior de la Cordillera presenta un predominio de la«dirección ibérica» (NO-SE), mientras que hacia el N y ellitoral predomina la «dirección catalánide» (NE-SO). Esuna prueba más de la concomitancia de las pluralidadesgeológicas, orográficas, culturales y lingüísticas. Hayunas magníficas sucesiones sedimentarias del Cretácicoantiguo y en su borde N (Bajo Aragón) se localiza lapoblación de Utrillas, uno de las denominaciones geo-lógicas más conocidas de la Cordillera Ibérica.

La más extensa de todas las subdivisiones es ladenominada «Rama Castellana» (o Castellano-Valencia-na), sobre la que se asienta en parte Guadalajara. Susuperficie está formada mayoritariamente por materia-les jurásicos, seguidos por los cretácicos, triásicos, ceno-zoicos y paleozoicos. A grandes rasgos puede conside-rarse como un gran anticlinal de dirección NO-SE, cuyoeje (línea teórica que separa los buzamientos opuestosy en la que afloran los materiales más antiguos) pasaríaentre Sigüenza y Molina de Aragón, por la Sierra deAlbarracín, hasta llegar a las proximidades del Medite-rráneo entre las sierras de Javalambre y el Espadán.Todos los Periodos del Mesozoico están muy bien repre-sentados: el Triásico presenta afloramientos espectacu-lares en la región de Molina de Aragón y la Sierra delEspadán; el Jurásico tiene valiosos afloramientos enmuchas áreas, destacando para el Jurásico antiguoGuadalajara (hay un límite global de tiempo geológicoque tiene su afloramiento de referencia aquí) y para elJurásico reciente Valencia; el Cretácico antiguo tienemejor representación hacia el SE (Valencia) mientrasque el Cretácico reciente la tiene hacia el NO (Guadala-jara). Estas contraposiciones geológicas entre Guadala-jara y Valencia son debidas a basculamientos del SurcoIbérico, que a lo largo del Jurásico y Cretácico estuvo enunas épocas mejor conectado con el mar del Tethys y enotras épocas lo estuvo con el «proto-Atlántico» (martodavía sobre corteza continental) o el Atlántico Nortejuvenil (mar ya sobre corteza oceánica).

La Cordillera Ibérica tiene en Guadalajara muchosafloramientos, elementos, estructuras y configuracionesde un gran interés geológico, cuya sola enumeración yaresultaría muy larga. A lo largo de los artículos de estamonografía, y según el enfoque de cada trabajo, se

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hace referencia a muchos de ellos. Bajo la perspectivaregional puede considerarse que los tres más importan-tes son la falla de Sierra Pela, las parameras y las gar-gantas del alto Tajo, aunque sin duda son acreedores deatención otros muchos.

3.1. La Falla de Sierra Pela

Sierra Pela es el nombre que recibe en la Mesa deSomolinos la línea de cumbres, constituida por depósi-tos del cenozoico continental, y que sobre todo eninvierno, hace honor a su nombre, aunque probable-mente el mismo derive de la falta de vegetación, ya queen otro tiempo tuvo parcelas agrícolas hasta casi lascumbres, aunque ahora está tomada por «gigantes»,que diría Don Quijote. Sierra de Pela tiene «direcciónibérica» NO-SE, y a su pie en la ladera NE se identificauna importante fractura que llega a poner en contactoel Cretácico superior con el Pérmico. Al N de Campisá-balos, son más 600 m de desplazamiento mínimo en lavertical (más del doble de la altura que cualquiera de lasCuatro Torres Business Area del N de Madrid), cuyadenominación correcta es «salto estratigráfico» (dife-rencia teórica de cotas de un mismo nivel estratigráficoa ambos lados de la falla, suponiendo las capas hori-zontales, y calculado por datos regionales, puesto queen la misma falla no se puede ver). Pero eso no es lomás importante. Avisa ya de su importancia el hecho deque no sea en todo su recorrido una falla simple y «lim-pia», sino que en algún sector sea una fractura «ancha»formada por un «haz de fallas», entre las que aparecencerros de materiales mesozoicos y del zócalo varisco,como si se tratara de una gigantesca «brecha de falla»(elemento frecuente en las fallas, que separa los dosbloques y que está formado por fragmentos de ambos,de tamaño centimétrico a métrico, e incluso mayores).Lo más importante es que en los materiales del Meso-zoico, entre los afloramientos de un lado de la falla y losdel otro, hay importantes diferencias, sobre todo deespesor aunque también de otras propiedades (dichocon propiedad, es diferente la «sucesión estratigráfica»a cada lado de la falla), evidenciando que dicha falla yafuncionaba durante el Mesozoico, limitando o haciendodiferente la sedimentación a cada lado de la misma.

Al NE de la Falla de la Sierra de Pela (también llamadaFalla de Somolinos), los sedimentos del Triásico tienen unespesor mucho mayor (400 m), contienen un episodio desedimentación marina (Muschelkalk) y existen materiales deJurásico (250 m). Al SE de la falla, el Triásico es mucho

menos potente (150 m) y no contiene sedimentos marinosy no hay depósitos jurásicos. Toda esta región permanecióemergida durante el Jurásico moderno y el Cretácico tem-prano, y los depósitos suprayacentes al Triásico (al SO) o alJurásico (al NE) son por ello del Cretácico reciente. En ellosse observan menos diferencias, pues su presencia y carac-terísticas están aquí más relacionadas con el alto nivel delos mares y sus variaciones que con la actividad de las fallas.

Una línea con las «propiedades estratigráficas» de laFalla de la Sierra de Pela, puede seguirse en Guadalaja-ra muchos kilómetros, bien bajo la forma de una frac-tura, o bien como una «paleo-flexión» como en el anti-clinal de Alcolea de las Peñas (para reconocerla actual-mente hay que «deshacer virtualmente» los buzamien-tos generados por el plegamiento alpino). Este elemen-to paleogeográfico se sigue bien en la cartografía geo-lógica de Guadalajara por ser el límite de la presenciadel Jurásico y así puede reconocerse su traza desde laSierra de la Pela, por las inmediaciones de Atienza, bajouna muela cretácica entre Cercadillo y Riofrío del Llano,y los alrededores de El Atance, para alinearse hacia el Scon el límite entre la Cordillera Ibérica y la Cuenca delTajo. Por ello se considera que esta línea es el límiteentre la Cordillera Ibérica (antes el Surco Ibérico) y el Sis-tema Central.

Figura 3.8. La Falla de Somolinos en las inmediaciones de Riofríodel Llano (la población está un poco al S) en una imagen de Google.La Fractura de Somolinos (FS) separa dos sucesiones de cuerpos deroca diferentes: a la derecha sobre el Paleozoico (P), aparecen elTriásico (Tr), el Jurásico (Ju) y el Cretácico en lo más alto, que formala Muela de Riofrío o de Santamera; a la izquierda sobre el Paleozoi-co están el Triásico y el Cretácico, pero no aparece el Jurásico. La Frac-tura de Somolinos y una falla satélite (F) afectan al Paleozoico, Triási-co y Jurásico, pero ambas fallas son «selladas» por el Cretácico de laMuela; luego la Fractura de Somolinos tuvo aquí su último movi-miento después de la sedimentación del Jurásico (es Jurásico inicial)y antes de la sedimentación del Cretácico (es Cretácico reciente).

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Hay dos hechos que pueden cuestionar la validez deeste límite entre la Cordillera Ibérica y el Sistema Central.El primero es que al SW de la Falla de Sierra Pela hay tam-bién potentes conjuntos de sedimentos pérmicos (unos600 metros en Pálmaces de Jadraque) que no están pre-sentes en otras áreas de la Cordillera Ibérica al NE de laFalla de Sierra Pela. La explicación es que el Pérmicocorresponde a otro contexto tectónico y paleogeográficoanterior a la configuración del "Surco Ibérico" y por ellopuede presentar en el centro de la Península Ibérica ungran espesor en áreas donde el Mesozoico es pocopotente, y al revés, puede tener un espesor reducido o noestar presente en zonas donde el Mesozoico es muypotente. El segundo hecho es que dentro de la Cordille-ra Ibérica, en las inmediaciones de este límite, los gran-des pliegues tienen la dirección del Sistema Central y nola «dirección ibérica» NO-SE (anticlinales de Alpedroches,Alcolea de las Peñas, Sigüenza, etc.), que son interpreta-dos como estructuras generadas por interferencia entreel Sistema Central y la Cordillera Ibérica en su estructura-ción tectónica alpina durante el Cenozoico.

3.2. Las Parameras de Sigüenza y Molina

Uno de los hechos más llamativos de los paisajes dela Cordillera Ibérica en Guadalajara es la presencia deunas extensas superficies llanas y subhorizontales situa-das a altitudes superiores a los 1.000 m. En algunos sec-tores son tan perfectas que «parece como si las hubierancortado a cuchillo», mientras que en otras zonas presen-tan una morfología un poco más ondulada, con depre-siones y elevaciones muy laxas y suaves, pudiendo tam-bién presentar en ambos casos una pendiente algomayor. Son sin duda superficies de erosión, pues cortana los distintos cuerpos de roca (Formaciones) del Meso-zoico y Cenozoico antiguo (Paleógeno) y a los plieguesque los afectan. En algunos sectores próximos a la Cuen-cas Cenozoicas del Tajo o del interior de la cordillera(Almazán, Calatayud y de Teruel) se puede observar comoestas superficies son cubiertas por sedimentos del Ceno-zoico moderno (Neógeno), de edades algo diferentes deunas áreas a otras, de lo que se deduce que estas super-ficies se labraron a lo largo del Neógeno.

Superficies llanas, de gran extensión, y con pendien-tes muy ligeras se desarrollan actualmente en el mundoalrededor de los relieves prominentes en las regionescon clima semiárido (escasas precipitaciones distribui-das en pocos eventos de gran intensidad y temperatu-ras cálidas con fuertes variaciones diarias), como conse-

cuencia de la erosión de dichos relieves bajo estas espe-ciales condiciones de erosión. Son los llamados «pedi-ments» o «pedimentos». En la Cordillera Ibérica lo queobservamos son elementos llanos mucho más peque-ños, con una forma irregular sobre el mapa, que tienenuna buena correlación visual, y que aparecen separadospor áreas de menor altitud. Es evidente que en su tiem-po hubo una continuidad física entre estos elementosllanos y que son fragmentos de una de estas grandessuperficies de erosión, que hoy aparece truncada por lared fluvial, sin duda más moderna que ellas, que enunos casos ha excavado sobre las mismas profundosvalles, mientras que en otras áreas ha labrado lomas yvaguadas hasta una cota más baja.

Figura 3.9. Las Parameras de Sigüenza � Molina desde el caminode Luzón a Santa María del Espino (vista hacia el NE). Es una llanu-ra casi perfecta y casi horizontal que «corta a cuchillo» las Forma-ciones de distinta dureza del Mesozoico, así como las fallas y plie-gues alpinos; valle del río Tajuña en primer plano.

Destacando sobre estas superficies aparecen losrelieves de la Sierra de Aragoncillo y de Sierra Menera,ambas formadas por cuarcitas y pizarras de Paleozoico,y de la Sierra de Caldereros, constituida por conglome-rados y areniscas del Buntsandstein (en alemán «arenis-cas de colores»; Triásico temprano. Se interpretan como«relieves residuales» (en la terminología geomorfológica«inselberg», en alemán «monte isla»), esto es, son losrelieves «causantes» y que hacen de núcleos en el desa-rrollo en torno suyo de las superficies de erosión. Estosrelieves pueden ser heredados de otras condiciones cli-

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máticas y situaciones orográficas anteriores, y/o genera-dos por actividad tectónica. Las superficies de erosióntienen un desarrollo centrífugo en torno a estos relievesy una inclinación hacia el exterior, que es menor cuantomás distante se está de los relieves. Cuanto más madu-ro es todo el proceso, más reducidos van a quedar los«monte-isla», más desarrollo van a tener los «pedimen-tos» y menor inclinación van a presentar estos. El relie-ve de estas «sierras isla» se presenta hoy parcialmentemodificado por procesos de erosión posteriores, princi-palmente abarrancamientos, desarrollados en el Ceno-zoico más reciente (Plioceno y Cuaternario) bajo condi-ciones climáticas más húmedas y templadas.

Figura 3.10. Vista hacia el NNE desde Las Angueruelas (Sauca, Par-que Natural del Río Dulce) mostrando en primer plano el páramoligeramente inclinado hacia el OSO (¿pendiente original? ¿bascula-miento tectónico posterior?), al fondo a la izquierda los páramos casihorizontales del N de Sigüenza, y al fondo a la derecha la SierraMinistra (¿relieve isla del páramo?¿restos de un páramo más antiguoy más alto?)

Un análisis más detallado de estos paisajes muestraotros hechos también importantes que desvelan una vezmás una historia más compleja. Algunos fragmentos ogrupos de fragmentos de esta superficie de erosión sesitúan a cotas un poco por debajo (unas pocas decenasde metros) que otras. Aunque esto puede interpretarsecomo producto de una fracturación tectónica posterior asu génesis, o como irregularidades producidas durante su

formación, lo más aceptado es considerar que se trata deuna superficie de erosión algo más moderna y encajadaen la anterior. En algunos pocos puntos donde ambassuperficies erosivas están contiguas, se observa entreambas un escalón de forma cóncava.

Las «sierras isla» distan mucho de tender a unaforma cónica, sino que más bien muestran una zona decumbres plana y relativamente extensa (Sierras de Ara-goncillo, Caldereros y Menera), lo que se interpretacomo los restos de otra superficie de erosión más anti-gua, que la tectónica posterior ha elevado hasta esaaltura (1.400 a 1.550 m). En el entono de Sigüenza hayalgunas elevaciones planas labradas en materialesmesozoicos, situadas en las proximidades de, junto a, oincluso dentro de, fragmentos de la superficie de ero-sión, elevados entre unos 50 a 100 m sobre esta (SanCristobal, San Sebastián, Ministra, Navajos, etc.) que seinterpretan del mismo modo. ¿Dónde están los relievesque dieron lugar a esta primera superficie? ¿El procesoalcanzó su plena madurez y desaparecieron? ¿Fueronerosionados por el desarrollo de las superficies de ero-sión más modernas? Queda mucho por estudiar o qui-zás también haya cosas que no conozcamos nunca.

Por todo ello se considera que el relieve de esta partede Guadalajara es el resultado del desarrollo de «pedi-mentos» y «relieves isla» esculpidos bajo condicionessemiáridas durante el Cenozoico reciente (Miocenomoderno, Plioceno y Cuaternario antiguo), en algunasáreas hasta en cuatro episodios, configurando lo que sedenomina «planicies escalonadas» (escaleras de pie demonte, stairway piedmont o piedmonttreppen). Esterelieve es también el resultado del encajamiento poste-rior de la red fluvial, que en las áreas en que ha sido másintenso ha excavado profundos y angostos valles, mien-tras que en las zonas en las que su acción ha sido másmoderada ha dejado campiñas y relieves onduladosalgo por debajo de las superficies de erosión.

El término de «páramo» se suele utilizar para deno-minar a los fragmentos de las superficies de erosión,que se han conservado por estar labrados sobre cuerposde roca consistentes, como los conglomerados y arenis-cas del Triásico lejano (Buntsansdstein), las unidadescalcáreas y dolomíticas del Jurásico temprano (carniolasy calizas suprayacentes), y la sucesión sedimentaria cal-cárea y dolomítica del Cretácico reciente (en general,cuanto mayor es la homogeneidad litológica, mayor esla perfección de la llanura). Estos terrenos de climaáspero y labranza casi imposible aparecen hoy dedica-dos a bosque (en mayor grado los que retienen más lahumedad, como los conglomerados y areniscas del Triá-

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sico) o sustentan praderas de aromáticas con arbustos yalgún arbolado resistente, por su tradicional dedicaciónal pastoreo bovino y caprino.

El término de «paramera» se suele utilizar paradenominar al conjunto formado por los fragmentos delas superficies de erosión y por las campiñas y relievesondulados, contiguos y altitudinalmente solo un pocopor debajo de dichos fragmentos de las superficies deerosión. Estas campiñas y relieves ondulados se handesarrollado generalmente sobre los cuerpos de rocadel Jurásico temprano (Formaciones de margas y decalizas y margas) y del comienzo del Cretácico moderno(Formaciones de arenas y de margas) más inconsisten-tes y por ello susceptibles a la erosión. Por su relativafacilidad para ser aradas, estas zonas se han dedicadotradicionalmente a cultivos, aunque hoy en día están enbuena parte abandonadas por la migración rural. Lairregular distribución de estas zonas cultivables, siguien-do la traza de las formaciones inconsistentes (que estánafectadas por pliegues y fallas) dota a los paisajes deesta parte de la Cordillera Ibérica de una complejidad ybelleza notables.

Paramera se utiliza también como elemento de unadenominación regional, con frecuencia en plural, paraañadir un grado de descripción al «país» y a su «pai-saje», como en «Parameras de Sigüenza y Molina». ElDiccionario de nuestra Real Academia indica con granacierto que «páramo» es «terreno yermo, raso y des-abrigado» y que «paramera» es «región o vasta exten-sión de territorio, donde abundan los páramos». A esterespecto quizás convenga recordar que Molina de Ara-gón, cuya región tiene una densidad de población de4 habitantes/km2 (menor que la de Argelia, Mauritaniao el Sudán) tuvo durante muchos años el récord detemperatura más baja registrada en la Península Ibéri-ca, con -28,2ºC (28.01.1952), actualmente tiene elrécord de mayor diferencia térmica en 24 h (-10,2ºC a19,2ºC, 08.02.1981) y ha llegado a alcanzar los 38ºC(12.08.1966 y 14.08.1987). No debe de extrañarentonces que en el intervalo de unos pocos millonesde años puedan desarrollarse unas veces procesos ero-sivos característicos de las regiones tropicales áridas osemiáridas y, en otras, acumularse depósitos perigla-ciares.

3.3. Los valles y gargantas

La red fluvial de la Cordillera Ibérica de Guadalajarapertenece principalmente a la cuenca hidrográfica del

Tajo, mientras que una pequeña parte lo hace a la cuen-ca hidrográfica del Ebro, pues la divisoria hidrográficaentre ambas cuencas no está centrada en el eje centralde la cordillera, que aquí pasa desde Almazán a la lagu-na de Gallocanta, para tomar luego dirección haciaTeruel. La red fluvial del Ebro ha sido más activa y porello está más encajada y circula a menor altura que ladel Tajo. Esto queda muy bien reflejado en el MapaGeológico de España, donde puede observarse que laCuenca del Ebro aparece en colores más oscuros, poraflorar materiales cenozoicos más antiguos, como con-secuencia de haber sufrido una erosión más intensa.Esta mayor eficacia tiene aquí su reflejo en el desplaza-miento hacia el SO de la divisoria fluvial hasta el eje dela Rama Castellano-Valenciana, que aquí lo constituyenlas sierras Ministra, Aragoncillo, Caldereros y Menera.Un detalle de observación mayor permite reconocer queese límite está activo y que el se localiza todavía unpoco más hacia el SO.

El río Jalón nace oficialmente en la surgencia de Arcosde Jalón, pero ese es un hecho circunstancial y poco rele-vante, pues lo significativo a escala de tiempo geológicoes donde comienza su valle. La erosión fluvial es un pro-ceso cotidiano a escala de tiempo geológico, pero espo-rádico y generalmente catastrófico a escala humana, poreso una cosa es el comienzo del valle de un río y otra ellugar desde donde últimamente el mismo lleve agua demodo permanente. El valle del río Jalón nace dentro deGuadalajara, en Garbajosa, al SO de Sierra Menera, sobreun afloramiento del fácilmente erosionable Keuper (Triá-sico reciente), con lo que no le costará mucho tiempogeológico a este río llegar hasta Alcolea del Pinar. Este ríoatraviesa la Cuenca de Almazán y la Rama Aragonesa dela Cordillera Ibérica hasta adentrarse en la Cuenca delEbro. Con el valle del río Mesa sucede una cosa parecida,pues también nace en Guadalajara, al SO de la Sierra deAragoncillo, en Selas, sobre un afloramiento del Keuperque llega hasta Molina de Aragón, por lo que tampocole costará mucho tiempo geológico a este río llegar hastaallí y capturar el alto río Gallo, que viene desde la Sierradel Tremedal. También puede pasar que, cuando el ríoMesa llegue a Molina, el río Piedra haya capturado ya elrío Gallo, pues su valle a día de hoy ya está al Sur de Cubi-llejo del Sitio. Los ríos Mesa y Piedra atraviesan el eje mor-fológico de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica,formado aquí por las Sierras de Aragoncillo y Caldereros,para desembocar el primero en el río Jalón y el segundoen el río Mesa, habiendo ambos tenido que excavar pro-fundas gargantas para llegar aquí desde el Embalse de laTranquera (fig. 3.11).

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Todos estos hechos evidencian que aquí hay un pro-ceso activo de captura de la red fluvial del Tajo por la delEbro. Lo que para Guadalajara ganan en el SistemaCentral los ríos Galve, Sorbe y Cañamares, se lo quitanen la Cordillera Ibérica los ríos Jalón, Mesa y Piedra. Y esque se impone la gravedad y, como la cuenca del Dueroestá topográficamente más alta que la cuenca del Tajo,ésta gana territorio a costa de aquella y, como la cuen-ca del Tajo está más alta que la cuenca del Ebro, suce-de lo mismo.

La mayor parte de la Cordillera Ibérica de Guadala-jara drena hacia la cuenca del Tajo, por ríos que vansiendo más importantes y caudalosos de N a S, pues enesa misma dirección se ensancha y gana altura la cordi-llera, lo que se refleja en un mayor caudal y poder ero-sivo de sus ríos. La geología del territorio (composiciónlitológica, estructura tectónica y configuración geomor-fológica) tiene una gran influencia sobre la estructura y

orientación de la red fluvial así como en la tipología desus valles y, con frecuencia ríos y valles no siguen losesquemas simples y tradicionales.

La estructura orográfica de la zona norte es muypeculiar (aproximadamente desde el N de Atienzahasta la Riba de Saelices), estando compuesta por unmosaico de relieves altos separados por una mallairregular de valles anchos de fondo plano. Los relievesaltos son diferentes según estén constituidos pormateriales del Triásico o del Jurásico. Los desarrolla-dos sobre el Buntsandstein (conglomerados y arenis-cas del Triásico antiguo) tienen morfología rugosa,por las facilidades que para la erosión supone su dia-clasamiento, su marcada estratificación y su disgrega-ción granular; presentan contornos simples y regula-res, con los roquedos y las zonas sin vegetación decolores rojizos, o bien están cubiertos de bosque o

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Figura 3.11. Mapa esquemático de los principales ríos de Guadalajara.

matorral por su capacidad de retención del agua y laimposibilidad de uso para el cultivo y pastoreo. Sus-tentan muy pocas poblaciones. Los relieves altos for-mados por las «carniolas» (dolomías brechoides delJurásico más temprano, formalmente Formación Cor-tes de Tajuña) tienen morfología de mesas, a favor desu compacidad, homogeneidad y permeabilidad, queaminora la erosión y ha permitido conservar la super-ficie erosiva de los páramos; presentan contornossinuosos y regulares, por su erosión mediante des-prendimientos (favorecidos por la karstificación) y pordeslizamientos (propiciados por la inconsistencia yplasticidad del Keuper infrayacente); aunque abundanlos roquedos y las zonas sin vegetación de colores gri-sáceos, la mayor parte aparece cubierta por praderasde aromáticas (por el impacto del pastoreo que seremonta al medioevo), y tan solo localmente ha sidorespetada la cubierta de bosque y matorral; y estánprácticamente sin poblaciones.

Los valles anchos de fondo plano se han desarrolla-do sobre las inconsistentes e impermeables arcillas delKeuper (Triásico moderno), que en ocasiones contienensales, lo que da lugar a las denominaciones de «ríoDulce» y «río Salado», y a las explotaciones de sal pre-rromanas (salinas de Imón, La Olmeda, Riba de Santius-te, etc.). Constituyen una irregular red de valles en laque es difícil orientarse sin la ayuda de un documentocartográfico y en ocasiones se ensanchan hasta formarvegas muy amplias que incluso pueden incluir peque-ños cerros de carniolas. La mayoría de las poblacionesse localizan a media ladera, a favor de los manantialesque surgen en el contacto geológico entre el Keuper(debajo e impermeable) y las carniolas (encima y per-meables). La secuencia descendente de muela gris sincasi vegetación, pueblo pequeño (la muela no da aguapara más) con sus huertas y arbolado, y valle rojizo cul-tivado de cereal, constituye uno de los estándares de lospaisajes de esta región (fig. 3.12).

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Figura 3.12. Vista hacia el N mostrando la situación de Bujalcayado y su huerta, venidos hoy a despoblado y bosquecillo, en el contactoentre el Keuper y las carniolas, respectivamente aplicadas al cultivo de cereal y al pastoreo.

Los ríos Salado, Henares y Dulce se inician en estospaisajes, siendo difícil precisar un lugar exacto de naci-miento y todavía más difícil asignar una cabecera devalle, pues para cada uno de ellos hay varias posibilida-des. Tras discurrir plácidamente unos kilómetros porestas «vegas altas», cruzan por gargantas y hoces la orlade materiales jurásicos y cretácicos del borde SO de estaespecie de gran anticlinal que es aquí la Cordillera Ibé-rica Castellano-Valenciana. El río Dulce es el que tiene elencajamiento más largo, con parajes de gran belleza, yel que se presenta menos desnaturalizado, lo que unidoa su popularidad en el ámbito de la divulgación de laNaturaleza (por haber sido escenario preferente de lasproducciones de Félix Rodriguez de la Fuente), estáamparado por una declaración de Parque Natural. El ríoHenares tiene un encajamiento algo más corto y tam-bién algo más abierto, pues algunas de sus angosturasestán excavadas en unos conglomerados cenozoicosmenos consistentes que las calizas y dolomías mesozoi-cas. Tiene también parajes de gran belleza pero presen-ta los grandes impactos del ferrocarril Madrid � Zara-goza y de una planta embotelladora de agua mineral,aunque todo tiene su contrapartida, pues al no teneruso turístico, entre tren y tren puede disfrutarse de unagran tranquilidad y soledad. El río Salado es un pocodiferente, pues sale de la Cordillera Ibérica por la her-mosa pero corta garganta de Santamera, con su fondoinundado por la cola del Embalse de El Atance, para cru-zar la punta SE del Sistema Central en El Atance y aden-trarse en la Cuenca del Tajo por Huérmeces del Cerro.

Los ríos Tajuña y Ablanquejo, respectivamenteafluentes de los ríos Jarama y Tajo, drenan hacia la zonacentral de las Parameras de Sigüenza � Molina. El Taju-ña es un río singular que tiene un primer tramo (entreCiruelos y el N de Anguita) con dirección ibérica SE-NOy la traza sinuosa de los meandros encajados en unpáramo de carniolas (cuerpo de roca homogéneo dedolomías brechoides del Jurásico inicial), que debe seruna captura, pues parece seguirse la ladera derecha delvalle por el borde del páramo hasta casi la cabecera delJalón (¿es una muy antigua captura del Jalón por elTajuña?). Desde Anguita hasta su entrada en la Cuencadel Tajo en la región de Cifuentes sigue una traza lógi-ca de dirección NE-SO, perpendicular a la dirección dela cordillera, pero con cambios notables de forma yestructura según va cruzando los diferentes cuerpos deroca: cuando al S de Anguita pasa por el Keuper, es unvalle irregular de fondo plano con cerros jurásicos y másbien perpendicular al río, que recuerda mucho a losvales de cabecera de los ríos Salado, Henares y Dulce;cuando atraviesa el Buntsandstein hasta Luzaga, es unvalle medianamente ancho y sencillo, ligeramente

sinuoso y con barrancos a ambos lados; y cuando en sutramo mas largo hasta el Embalse de la Tajera, cruza lasparameras de materiales jurásicos y cretácicos por Cor-tes de Tajuña y Abánades, lo hace encajando modera-damente una traza meandriforme, que es más irregulary de menor radio sobre el Jurásico que sobre el Cretáci-co. El río Ablanquejo tiene un valle estrecho, sinuoso yencajado que no presenta singularidades reseñables.

Pero de todos estos valles, los más impresionantesson los excavados por los ríos Tajo y Gallo. Son sin dudauna de «las joyas» paisajísticas y geológicas de Guada-lajara, y por ello han sido amparados en buena parte desus recorridos por la denominación de Parque Naturaldel Alto Tajo, e incluso está en consideración su decla-ración como Parque Nacional.

El río Gallo hace durante su recorrido un giro de másde 180º en sentido inverso a las agujas del reloj, puesnace en un lugar inconcreto de la Sierra del Tremedal ytiene su primer cauce concreto con dirección E, para trasun brusco giro seguir hacia el N; desde Tordesilos a Moli-na de Aragón describe un amplio arco, siguiendo pri-mero paralelo a la Sierra Menera (NNO) y más tarde a laSierra de Caldereros (ONO); en el área de Molina descri-be otro arco más pequeño para hacer un nuevo giroimportante (OSO) que le permite encarar casi perpendi-cularmente el cabalgamiento de Corduente y la sucesiónde materiales del Silúrico, Pérmico, Triásico y Jurásico. Nohay por ahora explicación para ese recorrido, pues el ríoGallo parece cruzar las estructuras tectónicas y los cuer-pos de rocas en todas las direcciones, sin dejarse influen-ciar por ellos, y hasta se permite al O de Morenilla dejarcolgados unos preciosos meandros encajados, algunode ellos incluso estrangulado (fig. 3.13).

Figura 3.13. Vista aérea obtenida de «Google» de los meandroscolgados del río Gallo en Morenilla (Guadalajara) mostrando que lahistoria de los ríos es antigua, compleja y solo conocida muy par-cialmente.

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Y a partir de Corduente y hasta el Puente de SanPedro, donde desemboca en el Tajo, el río Gallo ha exca-vado el llamado «Barranco de la Hoz», una sucesión degargantas, hoces y cañones de una gran belleza plásti-ca, de un gran interés ecológico y de un gran valor geo-lógico. Al principio la hoz está labrada sobre los con-glomerados y areniscas del Buntsandstein (que aquí sonde edad Pérmico final y Triásico más lejano), de coloresrojos, con dos sistemas de superficies de discontinuidadfísica (la estratificación, ligeramente inclinada, y el dia-clasamiento, casi vertical) que dan lugar al desarrollo detormos (formas columnares) y propician laderas vertica-les y escalonamientos; el valle tiene una traza más poli-gonal que sinuosa (fig. 3.14). Tras pasar el preciosoejemplo de cuesta que aporta el Muschelkalk, el valle seabre en Torete a favor de la presencia del Keuper (arci-llas abigarradas del Triásico reciente), que es más fácil-

mente erosionable. Desde Torete el valle está labrado enel Jurásico, y además de por el cambio de color de losroquedos, aquí grises, se nota que las formas del relie-ve son diferentes y que la traza del valle es más ondula-da; al principio se atraviesan las carniolas (cuerpo deroca homogéneo de dolomías brechoides del Jurásicoinicial), con las formas redondeadas del roquedo, puesno hay superficies de estratificación ni diaclasas; másadelante el valle cruza las Calizas de Cuevas Labradas(cuerpo de roca suprayacente a las carniolas, de edadJurásico lejano), y aquí como ya hay superficies de estra-tificación, las formas en las paredes del valle vuelven acambiar, es como una estantería con los libros inclina-dos, con espectaculares oquedades erosivas (tafonis).Más adelante el valle se abre mucho a favor de los cuer-pos de roca de margas y margocalizas del Jurásico unpoco más moderno.

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Figura 3.14. Vista de la garganta del río Gallo desde el camino de la Ermita de la Virgen de la Hoz al mirador. Las areniscas del Buntsandstein(Triásico temprano), con sus colores y estratificaciones, confieren a estos paisajes una singularidad a añadir a la calidad estética de su relievey los valores naturales de su vegetación. Foto R. Giménez.

El río Tajo nace en Fuente García (Frías de Albarracín,Teruel) en el importante enclave hidrológico de los Mon-tes Universales, donde también nacen los ríos Guadala-viar - Turia (dos nombres para un mismo río) y Júcar. Lostres cauces en algunos puntos corren casi paralelos yseparados apenas unos 2 a 3 kilómetros. Está situación esposible por la presencia de un relieve de estrechas crestasy valles paralelos a las estructuras tectónicas (pliegues yfallas) de dirección ibérica (NO-SE) excavado en los largosy estrechos afloramientos de las Formaciones mesozoicasy paleógenas mas inconsistentes (margas, arenas, calizasy margas, etc.). A favor de estas estructuras de direcciónibérica, el Tajo recorre algo más de 70 kilómetros (medi-dos en línea recta) desde Fuente García a Puente SanPedro (Zaorejas, Guadalajara), en unas ocasiones aprove-chando los afloramientos de los materiales más fácil-mente erosionables del Paleógeno y Cretácico temprano,y la más de las veces aprovechando las zonas de debili-dad para la erosión que suponen las fallas y los ejes de lospliegues, pues las rocas en esas superficies suelen estarmás fracturadas a pequeña y media escala. La mayorparte de este recorrido son hoces, gargantas y cañones

de una gran belleza y naturalidad, dentro o en el límitede Guadalajara, e incluidos en el Parque Natural del AltoTajo. La fuerte sinuosidad de muchos de sus tramos y elprotagonismo en bastantes sectores de Formacionesgruesas y consistentes, como las Dolomías de la CiudadEncantada, añaden riqueza estética y singularidad amuchos sectores.

En Puente San Pedro el Tajo recibe al río Gallo y cam-bia su dirección NO-SE a E-O, pero también se puedeinterpretar a la inversa. La dirección OSO-ENE que aguasarriba trae el Tajo desde la cola del Embalse de Entrepe-ñas (cuando está lleno) la continúa hacia el interior de lacordillera el río Gallo y no el Alto Tajo (de Puente SanPedro a Fuente Garcia). Puede considerarse que el ríoprincipal fue en otros tiempos el río Gallo (de direcciónperpendicular a la Cordillera Ibérica) y que el Alto Tajo eraun afluente, venido ahora a más a favor de un procesoerosivo más fácil, por encajarse en Formaciones masinconsistentes, por el hundimiento de grandes sistemaskársticos, por levantamientos recientes de los MontesUniversales, por cambios regionales de clima, etc.

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Figura 3.15. Vista hacia el S desde las cercanías de la carretera de Peralejos de las Truchas (Guadalajara) a Masegosa (Cuenca) del Valle delrío Tajo encajado en las rocas del Cretácico reciente; los cortados se han formado en las Dolomías de la Ciudad Encantada por desplomes afavor de diaclasas (fracturas sin desplazamiento).

De Peñalén a Puente San Pedro y de este a Ocente-jo, el río Tajo discurre muy encajado en una gran muelasubtabular de materiales mesozoicos subhorizontales,aflorando el Keuper (Triásico reciente) en un solo paraje(Salinas de la Inesperada, Armallones), ocupando elJurásico la parte baja del valle y formando el Cretácicoreciente los escarpes más pronunciados y altos. Unpunto singular de este tramo es el llamado «Hundido deArmallones», que es el mayor deslizamiento de laderahistórico conocido en el Alto Tajo, producido a princi-pios del s.XVI (antes de 1578) durante un periodo degrandes lluvias y quizás relacionado con una etapa dealta sismicidad en la Península Ibérica que hubo entre1520 y 1530 (terremoto de Lisboa, pero otro anterior altristemente famoso de 1755, Almería, Vera, Baza, Gra-nada, etc.). Las crónicas y leyendas cuentan que el des-plome formó un remanso aguas arriba de cinco kilóme-tros, y que aguas abajo el Tajo se secó durante sietedías, por lo que podían cogerse truchas a mano, cruzarlos carros el cauce del río, etc. El lugar exacto del des-prendimiento y de la acumulación es difícil de recono-cer, pues las referencias actuales son imprecisas y dis-crepantes, pero no es de extrañar, pues los grandes des-plomes (caídas de grandes bloques de roca consisten-tes) y deslizamientos (descenso por la ladera de masasde piedras, barro y agua), junto que el hundimiento desistemas kársticos (cuevas y galerías) son los procesosmás importantes en el desarrollo de los grandes vallesen los terrenos calizos. El deslizamiento del Hundido deArmallones fue un hecho históricamente excepcional,pero geológicamente fue solo un proceso más de losque han moldeado estas hoces.

De las tres grandes unidades geológicas de la Penín-sula Ibérica que configuran el territorio de Guadalajara,la Cuenca cenozoica del Tajo es la segunda en exten-sión, por detrás de la Cordillera Ibérica y por delante delSistema Central. Se corresponde con la región de LaCampiña y con la mayor parte y las áreas más caracte-rísticas de La Alcarria. Es el territorio geológicamentemás moderno de Guadalajara, pues está formado casiexclusivamente por depósitos del Cenozoico, mientrasque la Cordillera Ibérica lo está principalmente por sedi-mentos del Mesozoico y el Sistema Central lo hace pormateriales del Paleozoico.

En la Península Ibérica, y a diferencia de lo que suce-de con las otras cuatro grandes cuencas cenozoicas(Duero, Ebro, Lisboa y Guadalquivir) la Cuenca del Tajoes un concepto más ambiguo, pues no siempre se apli-ca esta denominación exactamente al mismo territorio.En el mapa geológico de la Península Ibérica (fig. 1.2)se observa una gran parcela de colores amarillos* y deforma un tanto triangular, que está limitada al O y SOpor el Macizo Ibérico, al N por el Sistema Central, al Epor la Cordillera Ibérica y al SE por una área de mate-riales mesozoicos que allí recubren al Macizo Ibérico. Latraza cartográfica de esta gran parcela de materialescenozoicos es muy irregular. Hay un sector central deforma triangular (fig. 4.1), en el que se encuentranGuadalajara, Madrid y Toledo, que se denomina tam-bién Cuenca de Madrid. Hacia el O existe una cuencamás pequeña, entre Gredos y los Montes de Toledo, querecibe el nombre de Cuenca de Campo Arañuelo. Al Eestán los relieves N-S de la Sierra de Altomira, formadapor materiales del Jurásico y Cretácico, y más al O, unapequeña cuenca cenozoica (entre Altomira y la Serra-nía de Cuenca) que recibe el nombre de DepresiónIntermedia o Cuenca de Loranca. Se puede considerarque la Sierra de Altomira y la Cuenca de Loranca sonparte de la Cordillera Ibérica (parecido a lo que sucedeen el Pirineo con las Sierras Exteriores y el Sinclinal deAragón, esto es, con la alineación mesozoica de la Sie-rra de Guara � Sierra de Leyre y los cenozoicos de Sabi-ñánigo - Jaca - Pamplona), o bien que la Cuenca deLoranca es parte de la Cuenca del Tajo y que la Sierrade Altomira es una asomo de origen tectónico delMesozoico infrayacente dentro de la Cuenca del Tajo.Al S quedan otras dos cuencas en el corazón de LaMancha, una al O que se extiende de Ciudad Real aSocuéllamos y que no tiene un nombre concreto (Lla-nura Manchega), y otra al E, desde Minaya y Albacetea Iniesta y Requena, que suele denominarse Cuenca delJúcar y /o del Cabriel.

* Los colores que se utilizan en los mapas geológicos paradiferenciar los distintos sistemas, tienen en origen unacierta relación con las tonalidades que sus materiales pre-sentan en la realidad y que aportan a los paisajes. Para lospaleozoicos se utilizan tonos más oscuros porque ellosaparecen así en el ámbito europeo, cuna de la geología.Las tonalidades intermedias para el Mesozoico y más cla-ras para el Cenozoico también reflejan el mismo hecho. ElTriásico se cartografía con colores rojizos y vinosos porquesus afloramientos en casi toda Europa presentan esoscolores, así como sus campos de labor, paisajes y hasta laspoblaciones históricas levantadas con sus rocas, como

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4. LA CUENCA CENOZOICA DEL TAJO

Sigüenza. Al Jurásico se le asigna en los mapas los coloresazulados porque en sus afloramientos predominan loscolores grisáceos (por alteraciones y cubiertas de líquenes,porque en corte fresco sus rocas son predominantemen-te beiges), que vistos a distancia en los montes del Jura(Suiza) aparecen como un tanto azulados. El Cretácicotoma sus colores verdosos de una famosa Formación are-nosa del Albiense del S de Francia (les gres verts), quetiene un alto contenido en una mica de ese color muy ricaen hierro (glauconita). Los depósitos cenozoicos suelenser de colores anaranjados a blancuzcos, presentandocolores más oscuros e intensos los más antiguos, y tona-lidades más claras y más apagadas los más recientes,hecho que también suele ser utilizado en la cartografía.

En la Cuenca del Tajo hay una notable diferenciaentre el concepto geológico de cuenca sedimentaria y elde cuenca hidrográfica, pues este territorio drena suzona N hacia el Tajo, su zona SO hacia el Guadiana, y suzona SE hacia el Mediterráneo. Pero esa es la situación

actual, pues en otros tiempos ha sido una cuenca endo-rreica y en otros ha drenado hacia el SO la mayor partede su territorio, probablemente por un Guadiana ances-tral. El río Júcar fue afluente de ese Guadiana en el Neó-geno reciente, para posteriormente ser capturado haciael Mediterráneo a la altura del límite de Cuenca y Alba-cete, y también, parte de los ahora páramos de Brihue-ga y Alcalá, así como los de La Mancha toledana, debie-ron de drenar en esos tiempos hacia ese Guadianaancestral.

La génesis y desarrollo de la Cuenca del Tajo sedeben a los mismos procesos tectónicos que originan laCordillera Ibérica y el Sistema Central, por lo que estostres dominios geológicos tienen una evolución interre-lacionada y simultánea. A grandes rasgos, los límites dela Cuenca del Tajo con ambas cordilleras son dos gran-des fracturas inversas que hacen cabalgar a estas sobrela cuenca, como se observa en algunos privilegiadosafloramientos de superficie y, sobre todo, en los datos

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Figura 4.1. Mapa de la Cuenca del Tajo. 1, Mesozoicos de la Sierra de Altomira; 2, Paleógeno; 3, Paleógeno moderno y Neógeno; 4, Calizasdel Neógeno reciente de los Páramos y de las llanuras manchegas; 5, Rañas y otras formaciones conglomeráticas del Neógeno muy reciente. Lalínea discontinua azul marca los límites actuales de las cuencas hidrográficas. La línea roja de puntos señala el límite de Guadalajara.

geofísicos del subsuelo (fig. 4.2). Estas fracturas sonmuy evidentes en el Sistema Central cuando ponen encontacto directo al zócalo varisco con los sedimentosdel Neógeno, pudiéndose observar entonces en super-ficie un contacto neto y recto fácilmente interpretablecomo una falla (p. ej., Torrelodones, al N de Madrid); enotros sectores entre los materiales variscos y los depósi-tos neógenos aparece la cobertera mesozoica, que seacomoda a la deformación mediante un pliegue quecubre la factura (p. ej., Valdemorillo, al NO de Madrid);hay otros sectores en los que además existe una bandamás o menos ancha (de decenas de metros a unospocos kilómetros) de materiales paleógenos plegados obasculados conjuntamente con los materiales mesozoi-cos (p. ej., Valdepeñas de la Sierra, al NO de Guadalaja-ra), por lo que resulta ambiguo y convencional fijar allíun límite entre el Sistema Central y la Cuenca del Tajo;en otras ocasiones, los sedimentos neógenos de laCuenca del Tajo se extienden sobre el Sistema Central(p. ej., al N de Retiendas, al NO de Guadalajara)cubriendo esa línea estructural.

El límite sobre el terreno entre la Cordillera Ibérica yla Cuenca del Tajo es algo diferente, pues nunca llegana aflorar en superficie el zócalo varisco y la fractura. En

general este límite es más nítido hacia el N y más con-vencional hacia el S, y es también más evidente cuandoel Mesozoico entra en contacto con el Neógeno quecuando lo hace con el Paleógeno. Al N, en el fondo delcañón del río Dulce en Aragosa (al NE de Guadalajara),una falla inversa pone a los materiales casi verticales delCretácico más reciente y del Paleógeno más antiguo porencima de los depósitos subhorizontales del Neógeno.A la altura de la paramera (a una cota tan solo 200 mmás alta) la estructura se ha amortiguado y solo seobserva un anticlinal volcado hacia el O. Más hacia el S,en el sector del Embalse de la Tajera, la estructura tec-tónica está a mayor profundidad y los depósitos delNeógeno se extienden sobre el borde de la CordilleraIbérica, ocultando la inmersión hacia el O de los mate-riales del Cretácico, a la vez que rellenan un antiguorelieve previo (paleorrelieve). Todavía más hacia el S, deCifuentes al Recuenco, el Neógeno aparece ligeramentealabeado cubriendo hacia el E al Cretácico y Paleógenoplegados, señalando que entre ambas grandes unida-des hay hacia el O un límite estructural bajo el Neóge-no, «dentro» de la Cuenca del Tajo, y un límite sedi-mentario hacia el E, «sobre» la Cordillera Ibérica (fig.4.2, corte inferior, parte derecha).

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Figura 4.2. Cortes geológicos de la Cuenca del Tajo elaborados a partir de datos del subsuelo de sondeos y de geofísica realizados para laexploración de hidrocarburos (mod. de Alonso Zarza et al. 2004).

Los materiales que rellenan la Cuenca del Tajo estánen la mayor parte de su extensión sin plegar, por lo queno se han formado nunca relieves importantes, no sehan generado estructuras anticlinales que hayan levan-tado hacia la superficie a los depósitos más antiguos delCenozoico (Paleógeno) y, por todo ello, no ha sidoposible que la erosión dejara a esos materiales antiguosal descubierto en la superficie de muchas áreas. Estohace que en la mayor parte del territorio de la Cuencadel Tajo solo afloren en la actualidad los materiales delCenozoico reciente (Neógeno) y en muchas áreas lohagan exclusivamente los más modernos (calizas de lospáramos de La Alcarria o de las llanuras manchegas). Enaquellos bordes de la cuenca en los que ha habido unamayor actividad tectónica (límites con el Sistema Cen-tral, con la Cordillera Ibérica, y en el entorno de la Sie-rra de Altomira), ésta ha plegado y levantado a losmateriales antiguos (Paleógeno) y ha basculado y hastaondulado a los modernos (Neógeno), permitiendo a laerosión dejar allí al descubierto estos depósitos.

El estudio detallado de los sedimentos del Neógenoestá limitado al grado de encajamiento de la red fluvialactual, que permite observar las sucesiones sedimenta-rias en las laderas de los valles, cerros testigos (como losde Alarilla o Hita) y en las caídas de los páramos, que enalgunos casos, como en el valle del río Henares, puedepermitir observar hasta casi 300 m de sucesión sedi-mentaria. En otros sectores como en los Llanos de Alba-cete, ello no es posible. En estas circunstancias, son degran ayuda para conocer la cuenca sedimentaria losdatos de la geofísica y de los sondeos para la explora-ción de hidrocarburos. Estos muestran un espesorimportante de los sedimentos acumulados, con valorespor encima de los 2.000 m en las inmediaciones del Sis-tema Central (hasta unos 3.500 m al N de Madrid) y dela Cordillera Ibérica, indicando la relación genética ytemporal que existe entre el levantamiento de estas cor-dilleras y el hundimiento de la cuenca cenozoica (los«mayores hundimientos» de la cuenca sedimentariaestán junto a los «mayores levantamientos» de las cor-dilleras). En la mayor parte del resto de la cuenca sedi-mentaria los espesores están comprendidos entre los2.000 y los 1.000 m. En las Cuencas de la Mancha Occi-dental (Ciudad Real � Socuéllamos), y de Campo Ara-ñuelo (al O de Talavera de la Reina) y en las zonas mar-ginales, el espesor es más reducido. Estos valores supo-

nen una importante tasa de acumulación para los 65Ma que dura el Cenozoico, ya que en pocas áreas de laPenínsula Ibérica, el Triásico (52 Ma) el Jurásico (54 Ma)o el Cretácico (80 Ma) alcanzan estos espesores. Perotampoco indican un contexto catastrófico, pues 3.500m de hundimiento paulatino del fondo de la cuencasedimentaria (en geología se denomina «subsidencia»)a lo largo de 65 Ma supone un descenso promedio de5 mm por siglo.

Los materiales cenozoicos más antiguos (Paleógeno)aparecen generalmente más plegados y fracturados quelos más modernos (Néogeno), pues en la mayoría de loscasos, ellos han ido acumulando los efectos de las suce-sivas etapas de actividad tectónica. Los materiales ceno-zoicos más modernos, en unos casos han sido los másafectados por la erosión por ocupar posiciones topo-gráficas más altas, pero en los puntos que esto no haocurrido, suelen cubrir a los más antiguos e impiden suobservación directa.

Las etapas de relativa calma tectónica en las cordi-lleras se reconocen en estas áreas de los bordes N y E dela Cuenca del Tajo por el desarrollo de etapas de sedi-mentación, que dan lugar a apilamientos de conjuntosde rocas concordantes (subparalelos) y que en su díaestuvieron subhorizontales. Por el contrario, durante lasetapas de mayor actividad tectónica no solo se produ-cen plegamiento y fracturación en las cordilleras, sinoque también estos procesos alcanzan a las áreas margi-nales de la Cuenca del Tajo. Esto da lugar durante lasmismas al plegamiento, levantamiento y posterior ero-sión parcial de los materiales cenozoicos depositadoshasta entonces, dando lugar a un intervalo de tiemposin representación en sedimentos (en geología, «hiato»o «laguna»). Si tras estos procesos, la zona retoma suproceso de hundimiento, una posterior etapa de calmatectónica dejará un nuevo paquete de rocas sedimenta-rias, subparalelas y subhorizontales, configurando una«discordancia»** (Fig. 4.3). Cada etapa de actividadtectónica no tiene en todos los sectores la misma inten-sidad, no alcanza ésta en el mismo «momento», ni dalugar a la misma estructura tectónica (p. ej., pliegue ofalla), por lo que el rango de la discordancia que segenera y la edad exacta en que ésta se produce puedevariar de unos sectores a otros. No obstante, en laCuenca del Tajo, como en la mayoría de las cuencassedimentarias continentales, se reconoce que hay algu-

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nas etapas de actividad tectónica más intensas y regio-nalmente más generalizadas.

** Relación espacial de corte y cruce entre un conjunto derocas sedimentarias que han sido plegadas y posterior-mente parcialmente erosionadas, y otro conjunto derocas más modernas que reposan sobre las anteriores. Lasuperficie de contacto entre ambos conjuntos puede seraproximadamente plana o mostrar el relieve dejado pordicha erosión; dicha superficie de discordancia puedeaparecer en su posición original, inclinada, plegada eincluso volcada por un nuevo plegamiento posterior.

La primera etapa de actividad tectónica de una cier-ta importancia se reconoce hacia la mitad del Eoceno(Paleógeno intermedio), cuya discordancia separa unprimer conjunto de materiales del Cretácico final y delPaleógeno más antiguo (Paleoceno y parte del Eoceno).

Hoy en día no se duda que la parte inferior de las suce-siones sedimentarias de yesos, arcillas y margas tradi-cionalmente consideradas del Paleógeno son en reali-dad del Cretácico. Esto se corrobora con el espectacularyacimiento de dinosaurios de Lo Hueco (Fuentes, Cuen-ca) situado en estos materiales y encontrado acciden-talmente por las excavaciones del AVE. Estos depósitosdel Cretácico final y los del Cenozoico más antiguo(Paleógeno lejano, esto es, Paleoceno y Eoceno lejano)están aquí en continuidad evolutiva e histórica con elCretácico marino, lejos de los impactos de meteoritosen Méjico y de los vulcanismos masivos en la India. Sucarácter continental, árido y endorreico (yesos) se debetanto a la bajada global progresiva de los mares, que seviene sucediendo desde el Cretácico más reciente, comoal inicio del levantamiento de la Cordillera Ibérica quelos aísla del mar del Tethys.

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Figura 4.3. Vista hacia el NNO desde Viana de Mondejar (Guadalajara) mostrando: en primer plano los conglomerados, areniscas y arcillasdel Paleógeno moderno � Neógeno antiguo inclinados (buzando) hacia el NNE (son los depósitos posteriores a la primera etapa de actividadtectónica importante en la Cuenca del Tajo); y en segundo plano, subhorizontales y discordantes sobre las anteriores, a los conglomerados,arenas, arcillas (muy cubiertos por la vegetación) que culminan en las calizas de las cumbres de los cerros (son los depósitos posteriores a lasegunda y última etapa de actividad tectónica importante en la Cuenca del Tajo).

Las dos etapas de actividad tectónica más importan-tes acontecen en el Paleógeno más reciente (hacia lamitad del Oligoceno) y en el Neógeno antiguo (hacia lamitad del Mioceno) (Fig. 4.4). Estas hacen que los mate-riales del Cenozoico se distribuyan en tres grandes con-juntos (en geología denominados «secuencias sedimen-tarias») separados por dos discordancias. El Cenozoico dela Cuenca del Tajo es, por tanto, el registro sedimentariode la historia tectónica (plegamiento y/o fracturación ylevantamiento) de sus áreas circundantes, pues para cadaregión de la cuenca sedimentaria y para cada intervalo detiempo del Cenozoico, los tipos de sedimentos, la exten-sión territorial de cada uno de ellos, su espesor, los cam-bios en el tiempo y las migraciones en el espacio de estaspropiedades, así como las detenciones en la sedimenta-ción, permiten identificar cuándo, cuánto y dónde selevantaron dichas áreas circundantes.

Todos estos hechos y circunstancias hacen que loslímites de extensión actual de los depósitos cenozoicossean algo diferentes para cada intervalo de tiempo quese considere, y que los materiales en los que mejor sepercibe el concepto de Cuenca Cenozoica del Tajo seanlos más modernos del Neógeno reciente (Miocenomoderno). Esta evolución compleja de la cuenca sedi-mentaria hace que, en algunas áreas, los depósitoscenozoicos se extiendan sobre las áreas mesozoicas opaleozoicas circundantes. En unos casos, como sucedecon el Paleógeno en Guadalix (Madrid) o al S de Cuen-ca, sus depósitos están implicados en la estructura tec-tónica alpina, y puede considerarse que estas zonas fue-

ron parte de la Cuenca del Tajo durante el Paleógeno,pero pasaron en el Neógeno a formar parte respectiva-mente del Sistema Central y de la Cordillera Ibérica. Enotros casos, como acontece con el Neógeno de Majael-rayo (Guadalajara), sus depósitos descansan sobre elPaleozoico y no aparecen afectados por las estructurasalpinas, por lo que puede considerarse que dicha áreaformó parte del Sistema Central durante la mayor partedel Paleógeno (pudiera ser que el Paleógeno más anti-guo estuviera aquí y fuera posteriormente erosionado) ypasó durante el Neógeno reciente a estar integradadentro de la cuenca sedimentaria cenozoica del Tajo(aunque tectónica y paisajisticamente es indudable quehoy forma parte del Sistema Central).

Los materiales que rellenan la Cuenca del Tajo se hanacumulado siempre en ambientes continentales, comolagos someros, humedales fluviopalustres, ríos, abani-cos aluviales, etc. No se conocen depósitos marinos enlos cenozoicos de la Cuenca del Tajo, salvo algunos nive-les del Neógeno reciente del borde más oriental de laCuenca del Júcar, donde en algunos puntos hubocomunicaciones esporádicas con el Mediterráneo (elTethys ya había desaparecido) y todavía hoy se recono-ce una cierta continuidad cartográfica con los depósitosneógenos del Levante español. En la Cuenca del Tajohay un amplio repertorio de litologías (conglomeradosde cantos calcáreos o de cuarcita, arenas, arcillas, mar-gas, calizas, yesos, etc.), que es más variado que el catá-logo de rocas que forman el Paleozoico o Mesozoico deGuadalajara. Ello se debe, en primer lugar a que el

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Figura 4.4. Los tres conjuntos más importantes de materiales del Cenozoico y las discordancias que los separan en Pareja (área del embal-se de Entrepeñas, Guadalajara). Cr, Cretácico; Pga, Paleógeno antiguo; PgNg, Paleógeno reciente y Neógeno antiguo; Ngr, Neógeno recien-te sin plegar. Vista hacia el N desde la carretera de Pareja a Escamilla. Este es un lugar muy valioso del patrimonio natural alcarreño y espa-ñol que no tiene garantizada su preservación por ninguna protección legal autonómica o nacional (sobre datos de Torres et al. 2006).

ámbito continental es más heterogéneo que el ámbitomarino, pues hay más relieve, diferencias más acusadasen sus aguas (velocidad, temperatura y otras propieda-des), un localismo mayor en la procedencia de los mate-riales y en las sustancias que transportan, una inciden-cia mayor del clima y de la dinámica atmosférica, etc. Ensegundo lugar, el Cenozoico se deposita durante la Oro-genia Alpina, y en ese marco tan dinámico se producencambios geográficos y ambientales mayores y más rápi-dos en la línea de costa, el relieve, las áreas que más sehunden (áreas más subsidentes), los acuíferos, el clima,la vegetación, etc., que condicionan el tipo y distribu-ción de los sistemas de sedimentación y sus depósi-tos***. Y en tercer lugar, en el Cenozoico predominanlos depósitos «terrígenos» (materiales arrancados y tra-ídos desde la tierra emergida) y en los conglomerados yarenas son más fácilmente observables las diferencias,mientras que el «mundo carbonatado» del Jurásico yCretácico hace falta más conocimiento para percibirdiferencias equivalentes.

*** El tipo de materiales que se depositan (conglomera-dos, arenas, arcillas, yesos, calizas, etc.) en cada época yen cada área de una cuenca sedimentaria depende devarios factores. a) En las etapas de mayor actividad tectó-nica, los emergentes relieves circundantes hacen a llegara la cuenca mayor cantidad de sedimentos y estos van aser de tamaño más grueso (conglomerados y arenas),mientras que en las etapas de mayor calma tectónica hayun menor aporte de «terrígenos» (materiales arrancados ytraídos desde la tierra emergida, como cantos, granos dearena o partículas de arcilla) y ello favorece la acumula-ción de depósitos químicos (yesos, otras sales y algunospocos carbonatos) y «bio-químicos» (la mayor parte de loscarbonatos, como los formados por conchas de fósiles,encostramientos de plantas o de cianobacterias, etc.). b)Durante los episodios de clima más árido hay menos aguadisponible para transportar terrígenos y la salida del aguade la cuenca se realiza principalmente (o incluso exclusi-vamente) por evaporación, con lo que se favorece eldepósito de sales, mientras que en los periodos de climamás húmedo, hay más agua para transportar terrígenos,puede desarrollarse una cubierta vegetal que proteja alterreno de la erosión, y hay condiciones más favorablespara el desarrollo de la vida, lo que propicia la acumula-ción de carbonatos. c) Es también importante la composi-ción rocosa de las áreas de donde provengan las aguas ylos terrígenos que llegan a un determinado sector de lacuenca, pues si en ellas están aflorando en esa época losmateriales salinos del Keuper o del Cretácico más moder-no, habrá mas facilidades para la acumulación de evapo-ritas en la cuenca; si son las sucesiones de calizas y dolo-mías del Jurásico y Cretácico las que afloran, se propicia-

rá la sedimentación de carbonatos; si son pizarras y cuar-citas, las facilidades serán para las arcillas y los conglome-rados; si son los gneises y granitos, cuyo proceso de ero-sión principal es la disgregación granular, serán mayoreslas facilidades para la acumulación de arenas; etc. d) Sedebe tener así mismo en cuenta la posición dentro de lacuenca sedimentaria del área que se observa, pues losagentes de transporte sufren una importante pérdida desu capacidad al entrar en la cuenca sedimentaria, y porello en las zonas marginales acumulan primero las partí-culas más gruesas (cantos) y más adelante las partículasde tamaño medio (granos); según va disminuyendo sucapacidad de transporte, en las zonas intermedias de lacuenca se sedimentan las partículas finas (arcillas) y a laszonas centrales de la misma solo llegan las sustancias endisolución (sulfatos, carbonatos, etc.).

Es muy laborioso y difícil determinar con precisión laedad de estos materiales que rellenan la Cuenca del Tajoy los datos que se disponen actualmente son el fruto deltrabajo de muchos geólogos durante muchos años. Porun lado, porque ellos no contienen rocas que hayansido generadas o transformadas por procesos endóge-nos, en las que se hayan creado nuevos cristales (orecrecimientos) de especies minerales cuya composiciónquímica permita obtener datos radiométricos de dondededucir edades absolutas. Por otro lado, su origen con-tinental hace que sean muy poco fosilíferos, ya que enlas sucesiones sedimentarias marinas suele haber for-maciones o niveles más fosilíferos que tienen unaamplia extensión territorial mientras que en las sucesio-nes sedimentarias continentales, la biomasa original esmucho menor y las posibilidades de fosilización sontambién menores, por lo que los niveles fosilíferos sonmás escasos y tienen una extensión puntual o local.Para colaborar en esta tarea, cada vez se utilizan, conmayor frecuencia en estos materiales, las metodologíasy técnicas importadas del estudio de sucesiones mari-nas, como la magnetoestratigrafía (comparación conescalas de tiempo basadas en las inversiones globalesde la polaridad magnética), la estratigrafía secuencial(análisis de las sucesiones sedimentarias por conjuntosseparados por discontinuidades sedimentarias mayo-res), y la cicloestratigrafía (identificación de ciclos devarios rangos en la sedimentación y su uso en las corre-laciones).

4.1. Los páramos

Si se exceptúa la Sierra de Altomira, el elementomorfológico que más destaca de la Cuenca del Tajo son

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sus páramos, y de entre ellos el Páramo de la Alcarria,que se extiende desde Mirabueno y Hontanares (Gua-dalajara) hasta Arganda y Chinchón (Madrid).

Una formación de calizas (Calizas de los Páramos)más resistentes a la erosión que las arcillas y arenasinfrayacentes, ha preservado de la erosión por la red flu-vial actual y posibilitado su conservación hasta la actua-lidad a una parte de una antigua planicie labrada sobreella (Fig. 4.5). Esta llanura no es una superficie de acu-mulación, como pudiera ser la superficie dejada por lacolmatación de un lago o de un estuario, pues es lige-ramente oblicua a las superficies de acumulación de losmateriales cenozoicos y secciona a tres Formaciones (notienen denominación formal y se corresponden con lascalizas de Mirabueno, la más moderna; las arcillas y are-nas de Almadrones; y las calizas de Trijueque, las másantiguas). Los huecos de disolución que presentan lascalizas y las características arcillas rojas que las rellenan,indican el desarrollo de un proceso cárstico**** y quela superficie del páramo debe interpretarse como unasuperficie de corrosión cárstica, que es otra forma deerosión, aunque menos frecuente. Por tanto, las calizasy los otros materiales sobre los que se ha desarrolladola superficie del páramo son del Cenozoico moderno

(Mioceno), pero esta superficie es más moderna y tieneuna edad Cenozoico muy reciente (Plioceno).

**** «Carst» es la forma en castellano del término sajón«karst», el esloveno «krast» y el italiano «carso», que signi-fican terreno rocoso; procede de la pintoresca región desubstrato calizo de Krast, en Eslovenia, en la que hay unimportante drenaje vertical con un gran desarrollo los pro-cesos de disolución de las rocas, y son muy evidentes yestán muy visibles las formas específicas que dejan (dolinas,torcas, poljés, etc.); genéricamente se aplica en geologíapara denominar los territorios, paisajes, sistemas de drena-je, formas de erosión y procesos de esta tipología.

La extensión en la Cuenca del Tajo de las formacio-nes de calizas durante el Cenozoico moderno (Mioceno)ha sido mucho mayor que en la actualidad, pues enáreas de la Cuenca de Madrid y de la Cuenca de Loran-ca estas han sido parcialmente erosionadas, dejandocerros, muelas y mesas como testigos de su existencia.En Guadalajara debió extenderse sobre la Campiña(valle del río Henares) hacia el Sistema Central y hacia elactual valle del Jarama, por encima de las campiñas dela región de Cifuentes y en el sector de la cabecera delEmbalse de Entrepeñas, siendo los cerros denominados

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Figura 4.5. Vista hacia el NO desde las inmediaciones de Brihuega.En primer plano la llanura del Páramo de la Alcarria y al fondo losrelieves del Sistema Central, destacando el pico Ocejón. Entre ambasunidades, y topográficamente por debajo de ellas, se halla la grandepresión formada por los valles del río Henares y de sus afluentes,que constituye la comarca de La Campiña, no visible desde estelugar. Una perspectiva muy parecida a esta pudo contemplarse en elNeógeno reciente (Mioceno-Plioceno) antes de que se produjera elencajamiento de la red fluvial actual, solo que la llanura llegaríaentonces hasta el pie de los relieves del Sistema Central, pasandounos 200 m «por encima» de la actual Campiña.

Figura 4.6. Vista hacia el SE desde la carretera de Gárgoles deAbajo a Sacedón mostrando las Tetas de Viana. La mayor parte delpaisaje son conglomerados, arenas y arcillas del Neógeno antiguo(Mioceno lejano) anteriores a la segunda gran etapa de actividadtectónica del Cenozoico, pero que aquí están tan solo ligeramentebasculadas; los cerros son calizas, margas, arcillas y arenas del Neó-geno reciente (Mioceno moderno) posteriores a dicha etapa de acti-vidad tectónica y que aquí aparecen subhorizontales. Las calizas queculminan los cerros son los restos de un gran páramo que se exten-dió por toda la región a esa altura topográfica y que ha sido des-truido por la erosión de la actual red fluvial.

«Las Tetas de Viana» su relieve más emblemático (Vianade Mondéjar, Guadalajara) (Fig. 4.6).

4.2. Las campiñas

Según la Real Academia Española, el término de«campiña» deriva del uso mozárabe de un vocablo lati-no que se aplica al «espacio grande de tierra llanalabrantía», y que da nombre a comarcas de Guadalaja-ra, Badajoz, Sevilla, Jaén, Córdoba, etc. Buena parte delterritorio de la Cuenca del Tajo aparece hoy con unamorfología más o menos llana o ligeramente onduladaa la que se asigna la denominación de campiña comotérmino genérico (Fig. 4.7). No hay ninguna litología,conjunto de litologías, estructura tectónica ni procesogeológico que de lugar a ese tipo de relieve. En algunoslugares de la Cuenca del Tajo, y en ocasiones solo en lasfotografías aéreas más antiguas, de los años 1950, seobserva como este tipo de relieve aparece bruscamentecortado por una línea recta, que corresponde a un lími-te de propiedad (privada o municipal), y al otro lado hayuna morfología más abrupta de barrancos y cárcavas

con zonas de vegetación espontánea, o por lo menosque no está cultivada. Es evidente que la «campiña» esun relieve antrópico, es el resultado de la modificaciónpor las labores de cultivo, principalmente las de arado,de otros tipos de relieves naturales.

Las campiñas se han «esculpido» durante siglos eincluso milenios, sobre terrenos con substratos lo sufi-cientemente inconsistentes como para ser removidospor el arado, y las áreas que tienen un substrato conuna consistencia mayor, como calizas, pizarras, etc., sehan dedicado al pastoreo, bosque, caza, etc. Según elgrado de inconsistencia de ese substrato y su homoge-neidad, las campiñas tienen una composición paisajísti-ca diferente, pudiendo variar desde superficies casi pla-nas cultivadas en su totalidad, a territorios con unamayor irregularidad de relieve y que aparecen salpica-dos de pequeñas elevaciones de elementos más consis-tentes que no están cultivados, hasta áreas tan solo par-cialmente cultivadas y en las que las parcelas de cultivoy las que presentan bosque, matorral o aromáticas(según el grado de deforestación) se distribuyen deforma más o menos irregular.

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Figura 4.7. Vista hacia el N de la campiña en Masegoso (Guadalajara). Al fondo las caídas del páramo.

4.3. Las rañas

Es un precioso nombre de raíces latinas que proce-de de Extremadura, donde se aplica a unas llanuraspedregosas ligeramente inclinadas. La geología lo reto-mó a principios del s.XX para denominar a las llanurasde pie de monte de los relieves cuarcíticos formadas afinales del Néogeno, que constituyen unas formacionesgeológicas y paisajísticas singulares del centro de laPenínsula Ibérica. Litológicamente son unos conglome-rados que destacan a primera vista del resto de los sedi-mentos del Cenozoico por la gran cantidad de cantos,la casi exclusividad de la naturaleza cuarcítica de estos,lo bien redondeados que están, una cierta homogenei-dad de su tamaños y su diferente coloración. Aunqueno en todos los puntos, es bastante típico que conten-gan algunos cantos muy grandes de hasta más de unmetro y, en general, el tamaño de los cantos disminuyeal alejarse de los relieves paleozoicos. Son cuerpos deroca muy planos, con solo unos pocos metros de espe-sor (p. ej., de 5 a 10 m) y hasta algunas decenas de kiló-metros de extensión original, que en el paisaje formanllanuras al pie o entre los relieves paleozoicos que con-tengan formaciones de cuarcitas, colgadas por encimade la red fluvial actual, pero a menor altitud y conmayor inclinación regional que los páramos (Fig. 4.8).Son llanuras bastante perfectas, ligeramente inclinadashacia el exterior de los relieves paleozoicos, y muy

homogéneas, pues no presentan formas menores deerosión, como pequeños barrancos, regueros, etc., aun-que siempre hay alguna excepción como las «Lagunasde Puebla de Beleña».

Estos cuerpos de roca y sus llanuras no se han con-servado enteras, pues la erosión de la red fluvial cuater-naria las ha fraccionado en varios afloramientos, fre-cuentemente las ha desconectado de los relieves paleo-zoicos en los que nacen y ha destruido su frente de ter-minación hacia las zonas más deprimidas de aquelentonces. Por ello aparecen ahora en el paisaje comocerros aislados y cuerdas de techo casi totalmenteplano, enrasados a una misma altura. En algunas áreasse reconocen varias «llanuras virtuales» a distintas altu-ras (p. ej., de dos a seis) que, si hay afloramiento conti-nuo, aparecen articuladas por un escalón muy visible deunos 10 a 20 metros. Es porque se han originado envarias etapas sucesivas, habiéndose encajando las másmodernas en las más antiguas. Al S de esta zona del Sis-tema Central, descansan directamente sobre el zócalovarisco del Sistema Central, para extenderse hacia el Spor el interior de la Cuenca Cenozoica del Tajo. Sondepósitos de abanicos de pie de monte, desarrolladosen clima semiárido y con procesos de «lavado» muyimportantes (eliminación del sedimento más fino, comoarcillas y arenas, por transporte a áreas más alejadas ydeprimidas) que históricamente significan el inicio de laimplantación de la red fluvial cuaternaria.

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Figura 4.8. Vista hacia el ENE desde la carretera de Tortuero a Valdesotos. M, Mesozoico plegado (calizas del Cretácico); N, Neógeno sub-horizontal (conglomerados, arenas y arcillas del Mioceno); R, «raña» (conglomerados del Plioceno) más alta y antigua; T, terrazas altas y anti-guas del río Jarama.

Terraza Raña

N

N

MM

4.4. Los valles

Los ríos que actualmente drenan el centro de la Penín-sula Ibérica son más antiguos que lo que en un principiose había supuesto. Puede considerarse una cuestiónsecundaria el considerar si eran estos mismos ríos o sonlos actuales sucesores de los sistemas fluviales que drena-ron esta vasta región cuando tenía una configuración oro-gráfica diferente y hasta unas salidas distintas al mar.Cada vez hay más datos que apuntan a que, sino en sutotalidad, al menos bastantes de sus tramos, debieron yaser funcionales en el Neógeno reciente. Algunas cabece-ras de estos ríos, como por ejemplo las del Jarama, Hena-res y Tajuña, están excavadas sobre materiales del Ceno-zoico reciente (Mioceno), que a su vez rellenan un paleo-rrelieve excavado anteriormente en materiales del Paleo-zoico o Mesozoico. Son por tanto valles «reutilizados».Hay también giros «bruscos» en la traza de algunos ríos,como el río Algodor, que indican la existencia de etapasfluviales anteriores en condiciones distintas, y que enalgunos casos, como el ya mencionado del río Júcar, elestudio de sus depósitos antiguos ha permitido precisarsu cambio de desagüe del Atlántico al Mediterráneo. Hayríos cuyas trazas han sido desplazadas, como el Tajo en elsector de Toledo y el Henares, que han sido «expulsados»hacia el S, respectivamente contra el Macizo Ibérico y elPáramo de la Alcarria, probablemente por los levanta-mientos más recientes del Sistema Central. Pero si estosríos ancestrales no corrían exactamente por los mismossitios que ahora, tampoco lo hacían a la misma alturatopográfica. El río Tajo en la región de Talavera de la Reina(Toledo) debió de empezar a correr a unos 350 m másalto de como lo hace actualmente, el río Henares en elsector de La Campiña (Guadalajara) entre 200 y 300 mpor encima del nivel actual, el río Lozoya en el área de ElAtazar (Madrid - Guadalajara) a unos 250 m más alto, etc.

En el Cenozoico más reciente (hacia el límite Plioce-no - Cuaternario, entre -2,5 a -2,0 Ma) la red fluvial ini-cia un importante proceso de encajamiento, que va asituar a sus ríos en los niveles de altitud que tienenactualmente. Tres son las causas que conjuntamentedesencadenan ese proceso. Por un lado, el bascula-miento tectónico hacia el SO de la Península Ibérica y elconsiguiente levantamiento de las áreas noroccidenta-les (Guadalajara incluida), provocado por las compre-siones alpinas más recientes. Por otro lado las caídas delnivel de los mares como consecuencia de los episodiosglaciares, que vienen desarrollándose desde el Paleóge-no (Eoceno reciente) en la Antártida y desde el Neóge-no moderno (Mioceno reciente) en el hemisferio N. Porúltimo hay también una evolución climática a condicio-

nes de mayor humedad, que hace pasar de un sistemade trasporte por abanicos aluviales (en parte, los «conosde deyección» de los manuales antiguos) a otro porríos. En los primeros hay una proporción de sedimentosmuy alta durante su funcionamiento (con episodios de«coladas de barro») pues el agua es escasa, mientrasque en los segundos la proporción de sedimentos esmenor, pues hay agua abundante. Y lo que es muyimportante, los sistemas de abanicos aluviales tienden aajustarse a un perfil de equilibrio propio, pues tienen sunivel de base en el interior del continente, y los ríos tie-nen otro perfil de equilibrio con el nivel de base en elmar (en detalle esto es más complicado, pues hay tam-bién niveles de base locales cuando el río atraviesa For-maciones mas consistentes, etc.). Por ello, la frase que«el Tajo nace en Albarracín y desemboca en el Atlánti-co» es válida para sus aguas, pero no para su valle flu-vial, que por el «principio de la erosión remontante» seha desarrollado principalmente (la historia puede seralgo más compleja) en dirección contraria, esto es,«aguas arriba». Esto es todavía más comprensible en unterritorio que evoluciona desde unas condiciones más omenos endorreicas (cuando las aguas salen del territo-rio principalmente por evaporación) a una situación cla-ramente exorreica (cuando lo hacen principalmente porcorrientes fluviales). Además, en buena medida, lascondiciones climáticas húmedas pueden haber progre-sado sobre las áridas en esa misma dirección, desde lacosta hacia el interior, haciendo migrar en ese mismosentido la sustitución de los ambientes de abanicos alu-viales por los de ambientes fluviales. Pero todavía quedamucho por estudiar para conocer con certeza y preci-sión esa evolución.

El encajamiento de la red fluvial no se efectúa de unmodo continuo sino a impulsos, dando lugar al ensan-chamiento del valle y el desarrollo de pavimentos de can-tos (conocidos como «terrazas») durante las etapas sinencajamiento y a la profundización del valle, con la con-secuente erosión de la terraza anterior y de los materialesdel sustrato cenozoico, durante los episodios de encaja-miento (Fig. 4.9). Estas terrazas se sitúan entre 3 m y másde 200 m sobre el nivel actual de los cauces (las más altasson las más antiguas) y siempre están a niveles más bajosque las rañas, que son del Neógeno muy reciente (haciael límite Plioceno � Cuaternario, entre -2,6 a 1,6 Ma).Aunque sin duda las variaciones climáticas del Cuaterna-rio (de -2,6 Ma a la actualidad) han influido en la forma-ción de las terrazas, su elevado número (hasta 22 nivelesde terrazas en los ríos Jarama y Henares) y su variabilidadregional hacen que hoy se interpreten principalmentecausadas por los movimientos tectónicos recientes queestán elevando el Sistema Central.

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Aunque todavía quedan muchas rocas, fósiles,fallas, parameras, etc. por estudiar, a la vista de losconocimientos actuales se puede afirmar con rotundi-dad que Guadalajara tiene una historia geológica apa-sionante. Muchos y diversos han sido los acontecimien-tos que han ocurrido y, lo que en el momento actual esmuy importante, hay una gran cantidad de huellasmateriales significativas de los mismos que están distri-buidas por su territorio. Aquí se ha mencionado nadamás que una parte de ellas, por falta de espacio y por-que tampoco se ha pretendido ser exhaustivo. Las for-maciones tobáceas o travertinos, entre las que destacanlas del Puente de San Pedro (Zaorejas) que son de lasmayores de Europa, el bosque petrificado de Aragonci-llo, las formas y colores de las areniscas de la Sierra de

Caldereros, los «ríos de piedra» de Orea, las discordan-cias de Pareja, etc., son joyas de un riquísimo patrimo-nio geológico, que no es más que una parte del patri-monio natural, y que también es patrimonio histórico ycultural, pues la cultura y la historia comienza por lanaturaleza, que es donde están las raíces de la humani-dad y de cada persona.

Algunos de los elementos más valiosos de este patri-monio geológico y paisajístico están protegidos al estarsituados dentro de los tres Parques Naturales queactualmente tiene Guadalajara. El Parque Natural delAlto Tajo es el mayor, con una superficie total de176.000 Ha, y cuyo objetivo es proteger la gea, flora,fauna y paisajes de la espectacular y poco antropizadaregión de los cañones del río Tajo, labrados por este ríoal atravesar los materiales mesozoicos en su caminodesde la Sierra de Albarracín hasta la cuenca cenozoicaque lleva su nombre. El Parque Natural del Barranco delRío Dulce, con tan solo algo más de 8.000 Ha, amparaun enclave singular en las Parameras de Sigüenza y

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Figura 4.9. Vista hacia el SO desde la carretera de Torrelaguna al Atazar de la confluencia de los ríos Lozoya (en primer plano) y Jarama(ambos corren hacia la derecha), mostrando la campiña en graderío por la existencia de siete niveles de terrazas en la ladera izquierda delvalle por debajo de la población de Casas de Uceda (Guadalajara).

5. UNA APASIONANTE HISTORIA PARACONOCER Y UN RICO PATRIMONIO PARACONSERVAR

Molina, que en su día fue cuna de la divulgación de lanaturaleza en España, y que se localiza en las inmedia-ciones del foco de turismo urbano de primera magnitudque es la ciudad de Sigüenza. El Parque Natural delHayedo de la Tejera Negra es el mas pequeño con 1.640Ha, aunque está en proceso de ampliación a un granParque de unas 125.000 Ha (sin nombre decidido toda-vía), protege uno de los reductos más meridionales enEuropa del haya, que junto con la flora acompañante,la litología y el relieve, configuran un «paisaje cantábri-co» muy singular en el centro de la Meseta española.

Figura 4.10. Vista hacia el ONO de Utande y de los valles del ríoBadiel (primer plano) y Valdeiruecha (fondo a la izquierda), que rom-pen el altiplano del Páramo y están excavados en los depósitos con-tinentales del Neógeno (Cenozoico moderno).

Pero en Guadalajara falta otro Parque. Si todos losterritorios de Guadalajara son patrimonialmente valio-sos, cada uno de ellos con sus propiedades y caracterís-ticas propias, no se entiende una Guadalajara sin LaAlcarria. Esas formas de las mesas, cerros, campiñas yvegas; esos contrastes de colores entre los blancos delas calizas, los rojos de las arcillas, los verdes o amarillosde los sembrados según la época, etc.; sus robledales,quejigares, encinares, praderas de aromáticas, bosquesde ribera, etc., tienen un gran valor natural, cultural ehistórico. No todas las comarcas tienen en su haber elhaber hecho de musa en la obra magna de un PremioNóbel de Literatura. El valle del río Badiel, el entorno deCifuentes, y otras varias áreas de la Alcarria, tienen el

suficiente grado de belleza paisajística y de naturalidadsostenible como para merecer una figura de protecciónefectiva y preservar para la posteridad una de las esen-cias más destacadas de Guadalajara.

Pero además hay muchas más cosas. La Unión Inter-nacional de Ciencias Geológicas (IUGS), a través de suComisión Internacional de Estratigrafía (ICS) ha consi-derado que la ladera de un barranco de las proximida-des de Fuentelsaz (Guadalajara) es el mejor lugar delmundo donde se puede establecer uno de los casi uncentenar (97) de «Estratotipos de Límite Global» (GSSP,Global Boundary Stratotype Section and Point) quesoportan la escala de los tiempos geológicos*****(conocidos como «clavos de oro» / «golden spikes»).Este barranco de Fuentelsaz es un valor importante, yno solo geológico, pues en lugares equivalentes deotros países se han situado clavos de oro, monolitos yhasta un gran monumento (en China al límite Paleozoi-co � Mesozoico) que revelan su creciente trascendenciasocial.

***** El tiempo humano tiene el soporte físico y tangiblede los días, las estaciones, etc., y nuestra cultura lo mate-rializa con relojes y calendarios. El tiempo geológico tieneel soporte material y perceptible de las acumulaciones desedimentos (convertidas hoy en sucesiones de rocas), laevolución de la vida reflejada en las sucesiones de fósiles,los procesos de desintegración radioactiva en el interiorde cristales de minerales, etc. La geología (en concreto, laEstratigrafía) lo hace tangible con diversos tipos de gráfi-cos de valor local y con la Carta Estratigráfica Internacio-nal (http://www.stratigraphy.org/cheu.pdf).En el tiempo humano la relación entre los procesos natu-rales del día y de la noche y las convencionales unidadesdel reloj y del calendario, requieren de todo un sistema deconocimientos astronómicos y geodésicos, normas yacuerdos internacionales, y de lugares de referencia yobservación, como el Observatorio de Greenwich.En el tiempo geológico, la relación entre las huellas físicasnaturales (rocas, fósiles y minerales) y las unidades de losgráficos geológicos, requieren también de conocimientostemáticos (sedimentología, paleontología, geoquímica,etc.) y regionales (mapas geológicos, cortes estructurales,columnas estratigráficas, etc.), de normas (Guía Estrati-gráfica Internacional, etc.) y de acuerdos internacionales(Congresos Geológicos Internacionales, etc.), así como delugares de referencia y observación que se denominan«estratotipos».Cada unidad menor (Piso) de la Carta Estratigráfica Inter-nacional tiene en algún lugar del mundo un patrón dereferencia generalmente elegido en el s.XIX, establecidosobre un afloramiento de gran calidad que está profusa-mente estudiado, y que en la mayoría de los casos le

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aporta su nombre (p. ej., el estratotipo del Albiense estájunto a la población de Aube, en latín Alba, en el NE deFrancia). Los estratotipos de dos unidades sucesivas estáncon frecuencia muy alejados y sus relaciones de límite noson lo suficientemente precisas que requiere la geologíamoderna, y por ello a cada unidad básica (Piso) se le pro-vee también de un «estratotipo de límite» para su límiteinferior (GSSP) en otro lugar del mundo, donde este lími-te pueda determinarse y observarse inmejorablemente.Este proceso está actualmente completado en un 50%.

Por otro lado, el Instituto Geológico y Minero deEspaña (IGME) ha significado como «Global Geosites»,además del barranco de Fuentelsaz antes citado, a laMuela de Somolinos, por el interés y la calidad de aflo-ramiento de sus rocas del Cretácico (el proyecto «GlobalGeosites» es una iniciativa conjunta de IUGS y UNESCOpara identificar y proteger a los puntos de interés geo-lógico de relevancia internacional de cada país). El IGMEtambién ha nominado como Puntos de Interés Geológi-co (PIG) a varios componentes de Guadalajara: plieguesde Majaelrayo, cabalgamientos (fallas inversas deriva-das de la evolución de pliegues) de Almiruete, formaskársticas de Tamajón, afloramientos del Neógeno delEmbalse del Vado, Cretácico plegado de la presa deEntrepeñas, terrazas fluviales con pliegues y fallas deSacedón y Auñón, mirador de la Ermita del Socorro deSacedón, canales fluviales y yacimiento fosilífero deAlcocer, y terraza fluvial de la presa de Bolarque.

En Guadalajara hay otros muchos lugares y paisajesque tienen tanto o quizás incluso más valor que estospara ser significados, y a no tardar mucho lo serán, pero¿se llegará a tiempo para protegerlos y conservarlos? Eldesafío del s. XIX fue descubrir la Naturaleza, en el s. XXha sido comprenderla, y en el actual s. XXI, lo es, sinduda, conservarla.

A los revisores de los textos, Rocío Giménez, ManuelSegura y Amelia Calonge, por las muchas mejoras intro-ducidas, y además a la primera de ellos, por la realiza-ción de la mayoría de los dibujos.

Bajo otra perspectiva, también a los profesores,compañeros, amigos y familiares con los que he reco-rrido durante más de cuarenta años Guadalajara, dis-frutando y aprendiendo a valorarla y a apreciarla.

Este trabajo forma parte de la difusión pública delProyecto CGL2004-02179/BTE de la Dirección Generalde Investigación del Ministerio de Educación y Ciencia,sobre el Medio Natural de Guadalajara.

* Se refiere tanto a las obras citadas en el texto como alas principales obras de consulta sobre la geología regio-nal de Guadalajara.

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IGME. Mapa Geológico de España. Hojas: 432 Riaza,433 Atienza, 434 Barahona, 459 Tamajón, 460Hiendelaencina, 461 Sigüenza, 462 Maranchón,463 Milmarcos, 464 Used, 485 Valdepeñas de la Sie-rra, 486 Jadraque, 487 Ledanca, 488 Ablanque, 489Molina de Aragón, 490 Odón, 510 Marchamalo,511 Brihuega, 512 Cifuentes, 513 Zaorejas, 514Taravilla, 515 El Pobo de Dueñas, 535 Algete, 536,537 Auñón, 538 Valdeolivas, 539 Peralejos de lasTruchas, 540 Checa, 561 Pastrana, 562 Sacedón,565 Tragacete, 583 Arganda, 584 Mondejar, 585Almonacid de Zorita, 607 Tarancón.

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6. AGRADECIMIENTOS

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II. Guadalajara, encrucijada dehistorias, rocas y paisajes:

una rica geodiversidad

LOS SEDIMENTOS PALEOZOICOS DEL VIEJOCONTINENTE DE GONDWANA

J. C. Gutiérrez-Marco1, P. Herranz1, A. P. Pieren2, P. Carls3 e I. Rábano4

1 Instituto de Geología Económica (CSIC-UCM), José Antonio Novais 2, 28040 Madrid. [email protected] Departamento de Estratigrafía, Facultad de CC. Geológicas e Instituto de Geología Económica (CSIC-UCM), 28040 Madrid. [email protected] Institut für Geowissenschaften der Technischen Universität Braunschweig, Pockelstrasse 3, D-38106 Braunschweig (Alemania).4 Museo Geominero, IGME, Ríos Rosas 23, 28003 Madrid. [email protected]

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Las rocas más antiguas de Guadalajara correspon-den al Paleozoico pre-Carbonífero o pre-Varisco, sindescartar materiales neoproterozoicos. Se localizan endos sectores distintos, al Norte y al Este de la provincia.En el primer caso forman un núcleo con gran extensión

de afloramientos, que pertenece al extremo oriental delSistema Central (Figs. 1 y 5). En el segundo, constituyenafloramientos aislados de orientación Noroeste-Sureste,circunscritos a los núcleos de grandes estructuras alpi-nas de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica (Figs.1 y 13).

INTRODUCCIÓN

Figura 1. Distribución general de afloramientos precarboníferos en la provincia de Guadalajara.

Esta separación geográfica en dos sectores, implicaademás que las rocas precarboníferas de Guadalajarapertenecen a dos Zonas diferentes de la división delMacizo Hespérico (sensu San José, 2006). Cada una deestas Zonas presenta características estratigráficas, paleo-geográficas y estructurales propias. Así, los grandesafloramientos del Norte de la provincia corresponden ala parte septentrional de la Zona Centroibérica (Dominiodel Ollo de Sapo), en tanto que los núcleos paleozoicosorientales se incluyen en la prolongación Sureste de laZona Asturoccidental-Leonesa, que vuelve a asomar enlas provincias de Guadalajara, Teruel y Zaragoza, trasemerger de los recubrimientos cenozoicos de la Cuencadel Duero y su orla mesozoica local (Fig. 2).

Figura 2. Esquema geológico del Macizo Hespérico: a, Zona Can-tábrica; b, Zona Asturoccidental-leonesa; c, Zona Centroibérica; d,Zona Galicia � Trás-os-Montes (x, complejos alóctonos); e, Zona deOssa Morena; f, Zona Surportuguesa. Los afloramientos prevariscosde Guadalajara (A, sierras septentrionales; B, sierras orientales) seenmarcan en dos de esas zonas.

La característica común de todos estos conjuntoslitoestratigráficos es su origen sedimentario y marino, ysu implicación posterior en la Orogenia Hercínica oVarisca, desarrollada durante el Carbonífero. Ésta causósu principal deformación y metamorfismo, con intensi-dad variable en las dos áreas (mayor en el extremo Nor-oeste de la provincia), pero compartiendo una direcciónsimilar de plegamiento (ejes orientados predominante-mente Norte-Sur).

En términos geocronológicos, el rango temporal delconjunto de estas unidades litológicas antiguas arranca

tal vez en el Neoproterozoico terminal (Ediacárico), aun-que con seguridad abarca desde el Cámbrico inferior(hace aproximadamente 540 millones de años) hastafinales del Devónico Inferior (unos 398 millones de años).Ello supone un registro geológico provincial práctica-mente continuo de la Era Paleozoica, a lo largo de másde 140 millones de años, que se traduce en una acumu-lación máxima de materiales de unos 7000 m de espesorreal, con afloramientos repetidos por causas tectónicas(pliegues y fallas) hasta ocupar algo menos de la sextaparte de la superficie de Guadalajara (Fig. 1).

Desde el punto de vista petrológico, los materialesprevariscos de la provincia consisten esencialmente enrocas sedimentarias siliciclásticas (areniscas, cuarcitas,pizarras), con escasas unidades o intercalaciones calcá-reas en el Ordovícico Superior, Silúrico superior y Devó-nico Inferior. Por su parte, las rocas metamórficas domi-nan en la parte inferior de la sucesión (Neoproterozoi-co?, Cámbrico y Ordovícico basal) y están representadaspor esquistos, metacuarcitas, mármoles, rocas calcosili-catadas, anfibolitas, ortogneises glandulares, gneisesmigmatíticos y ortogneises graníticos (metagranitos),en parte derivados del metamorfismo de rocas volcáni-cas y de cuerpos intrusivos someros.

El comienzo de la historia geológica del área ocupa-da por la actual provincia de Guadalajara, basada en elregistro geológico superficial, se remonta al desarrollode una de las extensas plataformas marinas que circun-daban el gigantesco continente de Gondwana (Fig. 3),hacia los 540 millones de años. Era una etapa de relati-va calma tectónica, tan sólo interrumpida al comienzodel Ordovícico Inferior por un proceso de fragmenta-ción y dispersión, cuyo exponente más significativo fueel desgajamiento y deriva hacia el Norte del bloque lla-mado Avalonia (que actualmente incluye parte del Nor-oeste europeo y Terranova). Durante la mayor parte deesta etapa, el área correspondiente a la región medite-rránea actual, se mantuvo en latitudes próximas a loque entonces era el polo Sur, por lo que estuvo bajo elinflujo de importante sedimentación glaciomarina,acrecentada por la intensa glaciación gondwánica delOrdovícico terminal, que además acarreó una de las cri-sis climáticas y biológicas más acusadas del Fanerozoi-co. A partir del Silúrico, el continente de Gondwanacomienza a moverse hacia el Norte, de modo que suborde septentrional (que incluye el área que nos ocupa)migra hacia latitudes cada vez más bajas, hasta que enel Devónico Inferior se generaliza una sedimentacióncarbonatada propia de condiciones subtropicales.Como colofón de la lenta y persistente deriva hacia elNorte, el margen septentrional de Gondwana acabócolisionando con el macrocontinente de Laurusia (for-

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LOS SEDIMENTOS PALEOZOICOS DEL VIEJO CONTINENTE DE GONDWANA

mado por la unificación previa de Laurentia, Avalonia yBaltica durante la Orogenia Caledónica). De esta larga ycompleja colisión entre macrocontinentes, ocurrida fun-damentalmente durante el Carbonífero (Orogenia Varis-ca), resulta un supercontinente inestable, Pangea, cuyaposterior evolución tiene amplio y detallado registro enla región, marcando el segundo capítulo en la historiageológica provincial.

Figura 3. Reconstrucción paleogeográfica global para el Ordovíci-co Inferior, mostrando la posición aproximada de la región (flecha)en la plataforma marina periférica del continente de Gondwana, enunas latitudes próximas al polo sur.

En cuanto al desarrollo histórico de los estudios geo-lógicos en el Paleozoico de Guadalajara, debemos resal-tar el reconocimiento temprano de materiales fosilíferosatribuidos al antiguo Sistema Siluriano (los sistemasOrdovícico+Silúrico actuales) en Checa y Pardos (Ver-neuil y Collomb, 1853), así como del Sistema Devonia-no al Este de Atienza (Verneuil y Lorière, 1854; Palacios,1879). Castel (1882) publicó el primer estudio provin-cial detallado, acompañado de un mapa en color aescala 1:400.000 (Fig. 4), que sirvió de base al de esca-la 1:200.000 de Jordana y Soler (1935). Aparte de algu-nos estudios aislados realizados en la primera mitad delsiglo XX, el conocimiento geológico moderno del Paleo-zoico de Guadalajara comienza a partir de Riba Arderiú(1959) y los trabajos de las escuelas alemana y holan-desa, a los que se unirán en los decenios de 1970 y1980 algunas tesis doctorales nacionales y el desarrollodel proyecto MAGNA, aún sin publicar íntegramente.Los trabajos esenciales de la etapa moderna los citare-mos al abordar la descripción sumaria de las principalesunidades paleozoicas, que se realiza por separado paralos dos sectores de Guadalajara integrados en la ZonaCentroibérica y en la Zona Asturoccidental-Leonesa,respectivamente.

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Figura 4. Detalle de un sector del norte de Guadalajara, extraído del primer mapa geológico provincial (Castel, 1881). Se percibe la granextensión de los terrenos asignados por entonces al «Siluriano» (cuarcitas y pizarras ordovícico-silúricas) y al «Estrato Cristalino» (los gneisesque se creían precámbricos), así como la pequeña mancha devónica al Este de Atienza.

Las rocas paleozoicas afloran extensamente en laprolongación del Sistema Central en el Norte de la pro-vincia (sierras de Ayllón, Tejera Negra, Robredal, AltoRey, Bodera, Sierra Gorda...), siendo el asomo másoriental el de Riba de Santiuste. Desde el punto de vistaestructural, la mayor parte de este territorio (el antiguoComplejo de Somosierra-Ayllón y la Unidad de Angónde Capote et al., 1981, 1982) se ubica en el Dominiodel Ollo de Sapo de la Zona Centroibérica, encontrán-dose delimitado al Oeste por la falla de Berzosa. Éstacorresponde a una falla normal dúctil, de edad variscatardía, con hundimiento al Este y componente de des-garre dextro, que se superpone a una zona de cizallamás antigua (Escuder Viruete et al., 2004, con referen-

cias previas). Las principales estructuras compresivasque presentan los materiales precarboníferos, al Este dela falla de Berzosa, son el antiforme de El Cardoso, elsinforme de Majaelrayo, el antiforme-domo de Hiende-laencina y el sinforme de Riba de Santiuste (Fig. 5).Todos ellos tienen su origen en pliegues de la primerafase de deformación varisca (post-Devónico Inferior),supuestamente cortados por un cabalgamiento desegunda fase, y que se vieron replegados durante la ter-cera (Carbonífero próximo al límite Misisipiense-Pensil-vaniense), precisamente la que generó los grandes plie-gues verticalizados y retrovergentes actualmente visi-bles, asociados a una foliación de crenulación igual-mente retrovergente (Fig. 5). La deformación y el meta-morfismo variscos que afectaron a estas estructurasaumentan en intensidad hacia la falla de Berzosa y enprofundidad en el domo de Hiendelaencina, coincidien-do con otra cizalla dúctil.

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LOS MATERIALES PRECARBONÍFEROS DE LASIERRA NORTE

Figura 5. Esquema geológico del Paleozoico prevarisco en el Dominio del Ollo de Sapo del Norte de Guadalajara (arriba derecha: adaptado deDíez Montes et al., 2004), y corte geológico parcial Este-Oeste, con indicación de las estructuras principales (abajo: adaptado de Martínez Cata-lán et al., 2004b, basado a su vez en González Lodeiro et al., 1988, y Macaya et al., 1991). S1 y S3, clivajes de plano axial de pliegues.

La estratigrafía del Dominio del Ollo de Sapo enGuadalajara fue establecida esencialmente por Gonzá-lez Lodeiro (1980, 1981a, 1981b) para las formacionesmetamórficas y porfiroides cambro-ordovícicas, entanto que el resto de la sucesión ordovícico-devónicafue perfilada por Sommer (1965), Schäfer (1969) yBultynck y Soers (1971), centrándose con preferencialos estudios de detalle en los materiales devónicos (versíntesis de Fernández Casals y Gutiérrez-Marco, 1985;Azor et al., 1992; Carls, 1987, 1988, 2002; MartínezCatalán et al., 2004a).

Figura 6. Columna estratigráfica general del Paleozoico prevariscoen el Dominio del Ollo de Sapo del Noroeste de Guadalajara. Modi-ficada de Martínez Catalán et al. (2004a).

La columna estratigráfica de este sector (Fig. 6)comienza con las Formaciones Angón, Antoñita y Car-deñosa, cuyos afloramientos se restringen al domo deHiendelaencina, cortado por una falla normal con hun-dimiento al Oeste (Fig. 5). La Formación Angón incluyeunos 90-150 m de esquistos, cuarcitas, microconglo-merados, mármoles y anfibolitas, atribuyéndose en suconjunto al Cámbrico inferior por correlación de faciesy en ausencia de datos paleontológicos, lo cual noexcluye la posibilidad de que tenga edades más anti-guas. En contacto tectónico y por encima de la anteriorviene la Formación Antoñita (300-400 m), constituidapor un ortogneis granítico de grano grueso con abun-dantes diques, y xenolitos de metasedimentos, que hasido datado como Ordovícico Inferior (483-474 millo-nes de años, rango Tremadociense-Arenigiense inferior:Montero et al., 2007). Finalmente, la Formación Carde-ñosa comprende 15-30 m de micacitas, alternantes concuarcitas y lentejones de calizas y rocas calcosilicatadas,que hacia techo pasan a cuarcitas feldespáticas conmoderada continuidad lateral.

Al conjunto anterior se superpone tectónicamente laFormación Ollo de Sapo (= «formación Hiendelaenci-na»), una unidad porfiroide metavolcánica muy carac-terística, que alcanza aquí más de 2000 m de espesor, ycuyos afloramientos se prolongan desde la costa deLugo hasta Guadalajara, englobados en una estructuraantiforme de trazo arqueado y de unos 570 km de lon-gitud. Se trata de ortogneises glandulares con fenocris-tales de plagioclasa, feldespatos alcalinos y cuarzosredondeados, distribuidos de modo bastante homogé-neo en una matriz algo más oscura y de grano fino,completamente recristalizada y esquistosada (Fig. 7).Las abundantes glándulas feldespáticas suelen ser másgruesas en la parte baja de la formación, pudiendoalternar con otras facies de grano más fino, que son lasque predominan en la parte superior de la unidad. Entrelos ortogneises se reconocen cuerpos con texturas y lito-logías propias de un vulcanismo efusivo, tales comoignimbritas, tobas de grano grueso y metarriolitas, asícomo una secuencia vulcanosedimentaria localizada enla parte más alta de la formación, donde se intercalangrauvacas, cuarcitas y pizarras verdosas (Díez Montes etal., 2004). Las dataciones isotópicas obtenidas en Hien-delaencina (Montero et al., 2007: 495-483 millones deaños) demuestran que el vulcanismo vinculado con lagénesis del Ollo de Sapo se mantuvo activo desde elCámbrico superior (Furongiense) hasta el Ordovícicobasal (Tremadociense inferior). No obstante, estas eda-des discrepan de la atribuida al gneis de El Cardoso,

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aflorante más al Oeste, cuya datación como Cámbricoinferior (540 Ma: Wildberg et al., 1989) es cuestionabley requiere revisión.

Figura 7. Gneis glandular en facies de grano grueso. Contraria-mente a la creencia general, el nombre «Ollo de Sapo» (ojos de sapoen gallego) no deriva del aspecto ocelar de las notorias glándulas defeldespato, sino de la coloración azulada de los granos de cuarzopresentes en la matriz, tintados por diminutas inclusiones de rutilo.Fotografías de Alejandro Díez Montes.

Los modernos estudios geocronométricos inviertenel orden asumido hasta ahora para las formaciones por-firoides de la región de Hiendelaencina, al ser la Forma-ción Ollo de Sapo en realidad más antigua que el ortog-neis granítico (Formación Antoñita) sobre el que seapoya, implicando la existencia de una cizalla dúctilextensional también bajo la primera unidad (FernándezRodríguez, 1991; Martínez Catalán et al., 2004b). Elcontacto de la Formación Ollo de Sapo con los materia-les suprayacentes es aparentemente concordante(Arche et al., 1977; Bischoff et al., 1980), sin excluir laposibilidad de que entre ambos exista una leve discor-dancia cartográfica (Schäfer, 1969; González Lodeiro,1980), equiparable en ese caso con la DiscordanciaToledánica del resto de la Zona Centroibérica. La alter-nativa a la idea de la discontinuidad plantea que, aligual que ocurre con el gneis de El Cardoso, la Forma-ción Ollo de Sapo se halle intercalada en la sucesióncambro-ordovícica (referencias en Martínez Catalán etal., 2004a).

La sucesión ordovícica que incluye o se apoya sobrela Formación Ollo de Sapo comienza con la FormaciónConstante (= «fm. Bornova»), que consiste en unaalternancia de cuarcitas, areniscas y pizarras, con gran-des variaciones de espesor (350-800 m). Localmente sediferencia un miembro inferior (de hasta 150 m) conareniscas arcósicas e intercalaciones conglomeráticas(Soers, 1972), en tanto que en la parte superior de launidad predominan los tramos potentes de pizarras (dehasta 40 m). El conjunto de la formación se asigna aambientes marinos someros, congruentes con los esca-sos datos icnológicos disponibles en la parte media dela unidad (icnofacies de Cruziana y Skolithos). En con-tacto neto sobre la Formación Constante se apoya laFormación Alto Rey (70-130 m), equivalente a la Cuar-cita Armoricana de la Cordillera Ibérica y el Suroeste deEuropa, que es una unidad predominantemente cuarcí-tica que configura los principales relieves de la región yevidencia los pliegues variscos más importantes (Fig.5). Desde el punto de vista sedimentológico, la unidadtipifica diversos ambientes marinos costeros (Bischoff etal., 1980) y, a nivel suprarregional, se asigna al Areni-giense medio (= piso Floiense de la escala global). Suregistro paleontológico se reduce a una biofacies carac-terística de braquiópodos quitinofosfáticos y moluscosbivalvos, además de abundantes trazas fósiles (icnofa-cies de Cruziana y Skolithos).

Por encima de la Formación Alto Rey existe unanueva alternancia de cuarcitas y pizarras (FormaciónRobredarcas en Gutiérrez-Marco et al., 1990), de 20 a150 m de potencia, que supone una secuencia de trán-sito a la unidad suprayacente. Por correlación con uni-dades semejantes de la Zona Centroibérica meridional,su edad puede estimarse como Arenigiense medio-superior, equivalente a los pisos Dapingiense-Darriwi-liense Inferior de la escala cronoestratigráfica global.

De un modo tradicional, a la sucesión pizarrosa com-prendida entre las prominentes unidades cuarcíticas delOrdovícico Inferior (Fm. Alto Rey) y del Silúrico basal (Fm.Santibáñez), se la consideró como una sola formación degran espesor, subdividida en diversos miembros o tra-mos. La unidad fue designada como «Capas de Rodada»por Schäfer (1969) y como «Pizarras de Prádena» porBultynck y Soers (1971), denominaciones utilizadas indis-tintamente por los autores posteriores, lo que causa cier-ta confusión. En sentido litoestratigráfico, se trata en rea-lidad de un Grupo (designado como «Rodada» por laprioridad cronológica de este nombre) que originalmen-te comprendía entre cuatro y siete divisiones, en parteelevadas al rango de Formación. La inferior de todas ellas

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(la Fm. Robredarcas antes descrita) se asocia con claridada las litofacies de la Cuarcita Armoricana sensu lato y car-tográficamente constituye una unidad bien diferenciadae independiente, por lo que es preferible excluirla delGrupo. La unidad más antigua y notoria del Grupo Roda-da es la Formación Prádena (sensu stricto), compuestaexclusivamente por pizarras oscuras masivas (350-700m). Éstas pasan a techo a una alternancia de pizarras ylimolitas con intercalaciones de areniscas y cuarcitas, dife-renciadas como otra unidad (Formación Molinos: 300-500 m). El conjunto de las formaciones Prádena y Moli-nos se atribuye al Ordovícico Medio en virtud de los fósi-les del Oretaniense y Dobrotiviense inferior (piso Darriwi-liense global) encontrados en numerosos yacimientos delsinforme de Majaelrayo y del domo de Hiendelaencina, lamayoría de los cuales (salvo los citados por Hammann ySchmidt, 1972, y Gutiérrez-Marco et al., 1984) perma-necen sin publicar. No obstante, la presencia de delgadoslentejones de areniscas calcáreas en la mitad superior dela Formación Molinos, hace probable que esta parte de lasucesión corresponda ya al Ordovícico Superior (Dobroti-viense tardío a Berouniense medio: Sandbiense de laescala global), por correlación con secuencias compara-bles de la Zona Centroibérica meridional.

Por encima de la Formación Molino aparece unanueva unidad de pizarras negras homogéneas (Forma-ción Naharros: 100-150 m), infrayacente a pizarras arci-llosas y grauvacas que incluyen bancos cuarcíticos cen-timétricos, niveles con cantos de caliza y hacia techocuerpos cuarcíticos lenticulares con estructuras dedeformación sinsedimentarias o diagenéticas precoces(Formación Plantío: 50-170 m). La presencia de granosy cantos de caliza y arenisca, dispersos en una matrizarcilloso-limolítica en las dos últimas formaciones, per-mite compararlas con las facies glaciomarinas del Ordo-vícico terminal (Hirnantiense), ampliamente documen-tadas en la plataforma perigondwánica (Robardet yDoré, 1988), y descritas también al oriente de Guadala-jara (Fortuin, 1984). Esto implica la existencia de unalaguna estratigráfica importante en el seno del GrupoRodada, en el límite entre las formaciones Molinos yNaharros, equivalente cuanto menos al Berouniensesuperior y Kralodvoriense (= Katiense global), y tal vezal Hirnantiense basal.

En contacto neto sobre las pizarras con cantos de laFm. Plantío, se sitúa otra notoria unidad cuarcítica, la For-mación Santibáñez (= «fm. Cuento»), que comprende20-30 m de cuarcitas claras en bancos gruesos (2-3 m), ya la que se considera como referencia para establecer elcomienzo de la sedimentación silúrica (Rhuddaniense-

Aeroniense). Sobre ella se dispone una nueva unidad conpredominio pizarroso (Formación Cañamares: 250-350m), constituida por pizarras negras graptolíticas con tra-mos ricos en nódulos (Figs. 8 y 9) e intercalaciones espo-rádicas de areniscas finas, las últimas de las cualesaumentan en espesor y frecuencia hacia el techo de laformación, hasta constituir una secuencia alternante deareniscas y pizarras que incluye al menos un cuerpo len-ticular calizo. Los fósiles más abundantes en la unidadson los graptolitos, indicativos de diversas biozonas delLlandovery, Wenlock y Ludlow basal (referencias en Fer-nández Casals y Gutiérrez-Marco, 1985). Por su parte, elnivel calcáreo de la parte alta de la formación contieneabundantes cefalópodos y conodontos (Bultynck, 1971),que hoy día se identifican como Zieglerodina? zellmeridel límite Ludlow/Pridoli.

Figura 8. Afloramientos de pizarras negras graptolíticas de la For-mación Cañamares (Silúrico) en el barranco de Los Alcobones, alOeste de Atienza.

Figura 9. Detalle de un nivel con nódulos, en pizarras de la partemedia de la Formación Cañamares (Silúrico del Oeste de Atienza).Por su estructura e inclusiones orgánicas (ver Fig. 24), es posible quela formación de este tipo de nódulos estuviese ligada a la diagéne-sis temprana de sedimentos saturados de burbujas de metano.

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A la Formación Cañamares (Llandovery medio-Prido-li inferior) le sucede una potente alternancia de arenis-cas y pizarras, la Formación Alcolea (850 m), dividida encuatro miembros según predominen bancos gruesos ofinos de areniscas sobre las pizarras arenosas (Bultyncky Soers, 1971; Soers, 1972). El registro paleontológicose restringe a una decena de horizontes fosilíferosrepartidos por toda la unidad, que han librado abun-dantes braquiópodos, trilobites, moluscos y tentaculíti-dos preservados en areniscas. La mayoría de estos nive-les son de edad silúrica (Pridoli medio-alto), pero la apa-rición de ciertas formas características de braquiópodos(Howellella, Podolella, Platyorthis) ha permitido situar ellímite Silúrico / Devónico en el tercio superior de la For-mación Alcolea, a unos 280 m bajo el techo (Carls,1977).

La última unidad prevarisca de Guadalajara es la For-mación Cercadillo que, como la anterior, aflora única-mente en un núcleo del sinforme de Riba de Santiuste.Se trata de una sucesión de 860 m de pizarras con rit-mitas arenosas e intercalaciones de calizas fosilíferas ydolomías, cuyo depósito comienza hacia el Lochkovien-se medio y termina localmente (debido a la erosiónpérmica) en el Emsiense Superior, sin alcanzar el Devó-nico Medio. El abundante contenido paleontológicoincluye variados braquiópodos (Fig. 10), trilobites(Fig. 11), moluscos, briozoos, corales solitarios y tabu-lados, equinodermos, tentaculítidos, algas y conodon-tos (Fig. 12), identificados o descritos por Sommer(1965), Carls (1969a, 1969b, 1975, 1977 y 1986),Gandl (1972), Bultynck (1971, 1976 y 1979), y Carls etal. (1993). No obstante, la mayoría de estos fósiles aúnno han sido estudiados en detalle, salvo los conodontosy algunos braquiópodos y trilobites. Los materiales delDevónico Inferior del Norte de Guadalajara tienen granimportancia en el contexto ibérico, por componer unasucesión muy completa y de gran espesor (1900 m), endonde alternan distintos tipos de litologías con fósilesrepresentativos de ambientes someros y pelágicos (bio-facies renanas y hercínicas). Esto último es muy impor-tante de cara a precisar las correlaciones biocronoló-gicas a larga distancia, por el reflejo en la sucesiónde ciertos acontecimientos eustáticos globales (porejemplo el Evento Daleje), y como marco de referenciapara las reconstrucciones paleogeográficas y paleobio-geográficas.

Figura 10. Braquiópodos espiriféridos del Devónico Inferior(Emsiense inferior: Formación Cercadillo) del sinforme de Riba deSantiuste, géneros Euryspirifer (1-5), Subcuspidella (6-8) y Arduspiri-fer (9-10). Según Carls (1969a).

Figura 11. Trilobites facópidos del Devónico Inferior (FormacionesAlcolea y Cercadillo) de la sección de Alcolea de Las Peñas: génerosAcastella (centro y ángulo superior izquierdo), Protacanthina (dere-cha) y Paracryphaeus (ángulo inferior izquierdo); este último, perte-neciente a una especie (P. alcoleae: Praguiense basal) dedicada a lalocalidad. Según Gandl (1972).

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Los afloramientos paleozoicos de la Rama Castellanade la Cordillera Ibérica son marcadamente discontinuos,y componen una serie de «macizos» paleozoicos comonúcleo de grandes estructuras alpinas (Capote y Gonzá-lez Lodeiro, 1983), los cuales se hallan en prolongacióngeológica con el Paleozoico de la Zona Asturoccidental-Leonesa. Cuatro de estos núcleos se ubican enteramenteen la provincia de Guadalajara (Santa María del Espino,Aragoncillo, Ciruelos-Teroleja y Nevera), y otros dos (Sie-rra Menera y Tremedal) se prolongan en la provincia deTeruel (Figs. 1, 13 y 28). Desde el punto de vista crono-estratigráfico, la sucesión paleozoica está aquí muchomás limitada que en las sierras septentrionales de la pro-vincia (Ordovícico Inferior-Silúrico superior, frente alrango Cámbrico inferior-Devónico inferior conservado enel Dominio del Ollo de Sapo). No obstante, los aflora-mientos paleozoicos de estos núcleos orientales se pre-sentan comparativamente menos deformados y apenassufrieron metamorfismo, por lo que ofrecen mejores con-diciones de estudio y son bastante fosilíferos.

Figura 13. Situación y constitución geológica de los núcleos precar-boníferos de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica. Según Pie-ren et al. (2004).

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Figura 12. Aspecto de algunos microfósiles (conodontos) del Devónico Inferior de la Formación Cercadillo. Según Bultynck (1971).

EL PALEOZOICO PRECARBONÍFERO DE LASSIERRAS ORIENTALES

En líneas generales, la sucesión ordovícico-silúricaabarca nueve formaciones que suman un máximo de1900 m, frente a los 2400 m de sus equivalentes en elSistema Central. Los trabajos más representativos sonlos de Riba Arderiú (1959) para los «macizos» del Neve-ra y Tremedal; Sacher (1966) para Aragoncillo y Cirue-los-Teroleja; y Herranz (1968) y Villena (1976) para Sie-rra Menera. La estratigrafía de las unidades ordovícicasha sido revisada recientemente por Herranz Araújo et al.(2003), Gutiérrez-Marco et al. (2004) y Pieren et al.(2004), quienes detectaron variaciones en el desarrollode la sedimentación entre los núcleos nororientales(Aragoncillo-Sierra Menera) y los suroccidentales,donde, entre otros factores, la secuencia es algo máscompleta para el Berouniense (Santa María del Espino,Nevera y Tremedal).

La columna estratigráfica de síntesis (Fig. 14) mues-tra que los materiales paleozoicos más antiguos, a vecesdescritos como cámbricos, son en realidad equiparablescon la Formación Santed de la Rama Aragonesa (Tre-madociense superior-Arenigiense inferior), de la queafloran más de 450 m de pizarras y cuarcitas en las sie-rras de Aragoncillo y Sierra Menera.

Figura 14. Sucesión ordovícica de los macizos de Aragoncillo y Sie-rra Menera (Rama Castellana de la Cordillera Ibérica). A-D represen-tan miembros informales. Según Pieren et al. (2004).

La Cuarcita Armoricana suprayacente (potencia pro-medio: 450 m) combina bancos gruesos de cuarcitascon tramos de alternancias areniscosas y limolíticas, queen conjunto definen dos episodios sedimentarios princi-pales, separados por discontinuidades de amplitud des-conocida (Herranz et al., 2003). El registro paleontoló-gico es muy parecido al de la Formación Alto Rey, des-tacando los abundantes icnofósiles (Fig. 15) en una uni-dad asignada al Arenigiense medio.

Figura 15. Icnofósiles de la Cuarcita Armoricana (Arenigiense),procedentes de El Pedregal. Arriba: secciones de Daedalus halli enel plano de estratificación; debajo, Cruziana rugosa (centro) y C.goldfussi (a la derecha).

Por encima de la Cuarcita Armoricana, el OrdovícicoMedio comienza con la Formación Villar del Salz (=«Grauvacas de La Venta»), que incluye un miembrobasal de pizarras y grauvacas (50-70 m): Arenigiense-Oretaniense inferior), seguido por 100-300 m de micro-grauvacas y pizarras con algunas intercalaciones de are-niscas, además de raros horizontes de hierro oolítico(Oretaniense superior? a Dobrotiviense Inferior basal).Los fósiles son frecuentes en ciertos niveles, destacandolos graptolitos, trilobites (Fig. 16), moluscos y braquió-podos.

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Figura 16. Colpocoryphe rouaulti (trilobites) del Dobrotiviense dePardos.

En el Sur del Macizo de Aragoncillo, la Fm. Villar delSalz consiste principalmente en pizarras con nódulos fosi-líferos, especialmente abundantes en el Dobrotiviense. Enconformidad, sobre la unidad anterior está la FormaciónSan Marcos (40-170 m: Dobrotiviense a Berouniensebasal), que en Sierra Menera presenta dos miembroscuarcíticos separados por uno intermedio de pizarras,

donde se localiza el límite Ordovícico Medio-Superior(Fig. 17). Esta formación equivale a las antiguas «Alter-nancias del Ordovícico Superior», a la «Arenisca de Tor-desilos» y a la «Cuarcita de Colmenarejos» -parte baja delas «Calizas de El Pobo»-, vinculadas erróneamente conunidades ordovícicas más modernas («Caradoc-Ashgill»).El registro fósil está formado principalmente por bra-quiópodos, trilobites y graptolitos, conservados general-mente en areniscas (Fig. 18).

La Formación San Marcos queda interrumpida nor-malmente por una laguna estratigráfica que la separade las calizas kralodvorienses (en parte equivalente alpiso Katiense global). Sin embargo, en los núcleos delNevera y Tremedal existe una unidad intermedia, confósiles del Berouniense medio y superior (Sandbiensetardío-Katiense temprano), que se desarrolla como unaalternancia de areniscas, pizarras y cuarcitas (FormaciónBronchales: 150-200 m). Sobre ella, o sellando unalaguna estratigráfica sobre la Formación San Marcos, seapoyan los materiales carbonatados de la FormaciónOjos Negros, nombre que reemplaza a las antiguas

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Figura 17. Corte tipo de la Formación San Marcos, al Noreste de Tordesilos. Techo a la izquierda.

Figura 18. Areniscas con braquiópodos de la Formación San Mar-cos, Sierra de Aragoncillo.

Figura 19. Mina de Setiles, con afloramiento de la Formación OjosNegros (en primer plano a la derecha).

«Calizas del Cabezo» (= «miembro superior de las Cali-zas de El Pobo»). Las dolomías masivas características dela unidad (de hasta 90 m de espesor) suelen estar pre-cedidas por un miembro inferior (0-15 m) de pizarrasverdes o margas fosilíferas, con abundantes briozoos yequinodermos. El techo de la sucesión es una disconti-nuidad erosiva, o incluso consiste en un paleokarst conrelleno ferruginoso (con removilizaciones y mineraliza-ciones hidrotermales sobreimpuestas), explotado encortas a cielo abierto (minas de Setiles, El Pobo y OjosNegros): Figura 19.

La discontinuidad está relacionada con el descensoeustático ligado a la glaciación finiordovícica, tras cuyomáximo se depositan sedimentos detríticos finos congranos y cantos de origen glaciomarino (Fortuin, 1984),encuadrados en la Formación Orea (0-80 m: Hirnantien-se): Figuras 20 a 22. Esta última tiene un desarrollo varia-

ble, vinculado con la tectónica sinsedimentaria, que haceque en algunos puntos no se deposite y en otros man-tenga grandes diferencias de espesor y litofacies en cor-tas distancias (Álvaro y Gutiérrez-Marco, 2007).

El límite Ordovícico-Silúrico se sitúa dentro de la For-mación Los Puertos, constituida por 1-80 m de cuarcitasen bancos gruesos, correlacionable con la Formación San-tibáñez de las sierras septentrionales, y que también gene-ra resalte morfológico. Los graptolitos descritos en lamitad superior de la unidad indican diferentes biozonasdel Rhuddaniense, Aeroniense y Telychiense basal (Gutié-rrez-Marco y Storch, 1998), lo que implica que la unidadestá fuertemente amalgamada y tiene bastantes lagunasinternas. En ocasiones, la Fm. Los Puertos se apoya dis-conforme sobre las pizarras con cantos de la Fm. Orea(Fig. 23), sin que exista una discontinuidad generalizadaentre el Ordovícico y el Silúrico a nivel regional.

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Figura 20. Panorámica de un pequeño antiforme en la Formación Orea (Hirnantiense), en la carretera entre Checa y Orea, con un peque-ño sinclinal silúrico a la izquierda (zona con mayor vegetación por delante de la cresta de cuarcita).

Figura 22. «Dropstones» de caliza (arriba) y de arenisca (debajo) enlas diamictitas glaciomarinas de la Formación Orea. Secciones al Estede Checa.

Figura 21. Detalle de la parte central de la imagen anterior, conpliegues menores en la alternancia de areniscas y pizarras de la For-mación Orea (Ordovícico terminal).

La sucesión silúrica prosigue con la Formación Báde-nas, que toma su nombre en la Rama Aragonesa, y dela que afloran más de 300 m de pizarras oscuras anegras, bastante monótonas, con algunos tramos ricosen nódulos (Fig. 24). La unidad es muy fosilífera, espe-cialmente en su parte inferior, donde se suceden biozo-nas de graptolitos del Telychiense en yacimientos cierta-mente notables, como el de Checa (Fig. 25). Los tramosmedios y elevados de la sucesión contienen horizontesgraptolíticos del Wenlock y Ludlow, estos últimos enniveles con frecuentes intercalaciones arenosas e inclu-

so con raros lentejones calcáreos con fósiles inéditos. Laparte más alta de la Formación Bádenas aflora tan sóloen los núcleos de Ciruelos-Teroleja y Nevera, donde exis-

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Figura 23. Contacto erosivo de las cuarcitas de la Formación LosPuertos (arriba) con las diamictitas de la Formación Orea (debajo), enel Área de Interpretación Geológica ubicada al Este de Checa.

Figura 24. Nódulos fosilíferos de la Formación Bádenas, procedentesde El Pobo de Dueñas. En el del centro-derecha se distingue el planoecuatorial de un nódulo con los moldes tridimensionales de graptoli-tos monográptidos, resaltados con óxido de magnesio. Abajo, detallede los pliegues triangulares pertenecientes a la cutícula de un euripté-rido, conservada entre restos de nautiloideos ortoconos.

Figura 25. Algunos graptolitos del Silúrico (Telychiense) de Checa, parte inferior de la Formación Bádenas. A la izquierda, Parapetalolithuspalmeus, una especie de rabdosoma biserial con prominente nematulario. A la derecha, colonias aplastadas de Oktavites spiralis, una formauniserial de rabdosoma espiralado que llega a formar densas acumulaciones por corrientes (abajo).

ten tramos métricos de areniscas y cuarcitas ferrugino-sas que probablemente alcancen el Pridoli (Fig. 26). Porencima de ellos, los afloramientos se interrumpen alalcanzarse las cotas de erosión de la base del Pérmico ylas actuales de los núcleos paleozoicos de la Rama Cas-tellana.

En la provincia de Guadalajara se obtuvieron las pri-meras referencias españolas de fósiles y rocas del Ordo-vícico y Silúrico, merced a los trilobites del Sur de Par-dos ilustrados por Torrubia (1754) (Fig. 27) y a los grap-tolitos citados por Verneuil y Collomb (1853) en las pro-ximidades de Checa. El primer autor mencionaba tam-bién el hallazgo de unas «piedras geodes» en El Pobo deDueñas, que resultaron ser nódulos englobados en laspizarras graptolíticas del Silúrico (Figs. 24 y 27:Gutiérrez-Marco et al., 1997). Posteriormente, otrosmuchos autores citan la presencia de fósiles silúricos ydevónicos en la provincia (por ejemplo, y aparte de losartículos ya citados en apartados anteriores, Kindelán yRanz, 1918; Hernández Sampelayo, 1960; García Pala-cios y Rábano, 1996; Gutiérrez-Marco y Storch, 1998;Storch, 1998, Kríz, 2005...), si bien los fósiles ordovíci-cos han recibido hasta ahora una atención escasa (tansólo algunas descripciones de equinodermos y cono-dontos: Domínguez y Gutiérrez, 1990; Gutiérrez-Marcoet al., 1996; Del Moral González, 2008). Para una reco-pilación detallada de los fósiles de la provincia en sucontexto castellano-manchego, ver Gutiérrez-Marco yRábano (1999).

Figura 27. Ilustraciones originales de Torrubia (1754) de algunos«cuerpos marinos petrificados», encontrados en Pardos (a la izquier-da), y de «piedras Geodes» de El Pobo de Dueñas (a la derecha). Enrealidad se trata de trilobites ordovícicos y de nódulos silúricos, res-pectivamente.

Desde el punto de vista paleogeográfico, como yaexpusimos en la introducción, la historia geológica delas rocas prevariscas de Guadalajara comienza en unade las extensas plataformas marinas que circundaban elgigantesco continente de Gondwana (Fig. 3) durantelos periodos Cámbrico y Ordovícico (Cocks y Torsvik,2002; Robardet, 2003). A lo largo de esta dilatadaetapa, la cuenca sedimentaria se comportó principal-mente como un margen pasivo, viéndose afectada poruna tectónica extensional que generó fallas normales ydeslizamientos gravitacionales en parte del Dominio delAntiforme del Ollo de Sapo. Por ello, el magmatismo delNorte centroibérico no reviste un carácter orogénico, yse asocia con los estadios iniciales de rifting que reflejanlos ecos de la lejana fragmentación y deriva de Avaloniaa partir de Gondwana. En el registro geológico de Gua-dalajara, tales eventos magmáticos se traducen en elimportante vulcanismo peralumínico félsico (hacia los495-483 Ma) representado por las formaciones porfi-roides y las posteriores intrusiones graníticas someras(483-474 Ma), estas últimas virtualmente contemporá-neas del depósito de la Cuarcita Armoricana en una pla-taforma marina casi estable y de muy baja pendiente. Almismo tiempo, el análisis detallado de los circonesheredados por las rocas ígneas (Montero et al., 2007)revela que su fuente magmática original consistió enrocas calcoalcalinas del Ediacárico temprano (602-614

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FÓSILES Y PALEOGEOGRAFÍA

Figura 26. Contacto entre areniscas ferruginosas y pizarras delSilúrico superior (Formación Bádenas) al Noreste de Chequilla.

Ma), generadas al final de la colisión panafricana (tam-bién llamada asíntica o cadomiense). El escenario pre-gondwánico correspondiente se enmarcaba en unazona de subducción y de colisión arco-continente,donde las primeras rocas magmáticas fundieron otrasrocas pre-panafricanas. De cada una de estas últimassubsisten circones originales, agrupados en poblacionesvestigiales de edades orosíricas, tónicas y criogénicas, yque fueron heredados por las rocas magmáticas cam-bro-ordovícicas aflorantes en el Norte de Guadalajara,junto con los circones ediacáricos.

Los ambientes marinos del Ordovícico Inferior yMedio se vieron involucrados en una importante trans-gresión marina, que superpuso a los depósitos arenososcosteros que dieron la Cuarcita Armoricana, otros másprofundos, representados por las monótonas sucesio-nes de pizarras con fósiles de organismos bentónicosneríticos (trilobites, bivalvos, gasterópodos, rostrocon-chas, braquiópodos, equinodermos, etc.) y pelágicos(cefalópodos y graptolitos). A finales del OrdovícicoMedio e inicios del Ordovícico Superior, la sedimenta-ción arcillosa intercaló aportes arenosos de origen tem-pestítico. A partir de entonces las sucesiones pasaron aser más someras, de naturaleza esencialmente arenisco-sa a cuarcítica en la actualidad (Formaciones Molinos ySan Marcos), con registro de fósiles neríticos e inclusolagunas estratigráficas de variada duración según laszonas. Se llegó así al depósito de calizas masivas en laCordillera Ibérica (Formación Ojos Negros), que testi-moniaron el calentamiento global (Evento Boda) delKatiense Superior (= Kralodvoriense mediterráneo). Elmismo se vio sucedido en el Hirnantiense por un cortoe intenso ciclo glacial centrado en el indlandsis africano,al final del cual la sedimentación se reanudó con dia-mictitas con cantos de origen glaciomarino (Fms. Orea,Naharros y Plantío).

El límite Ordovícico-Silúrico se localiza en el seno denuevos depósitos litorales arenosos (Formaciones Santi-báñez y Los Puertos), seguidos de una nueva transgresiónque introdujo arcillas negras, propias de fondos anóxicos,que conservan abundantes graptolitos epiplanctónicos(Formaciones Bádenas y Cañamares). La sedimentaciónevolucionó a ambientes más oxigenados de la plataformainterna, de modo que en el Silúrico superior se hicieronfrecuentes los tramos arenosos dentro de la FormaciónBádenas, llegando a desarrollar una unidad predominan-temente cuarcítica (Formación Alcolea), que incluye eltránsito al Devónico. El registro fósil de esta formación

comprende numerosos braquiópodos, moluscos y trilobi-tes, cuya distribución estratigráfica ofrece la mejor posi-bilidad de conocer la vida en ambientes arenosos a esca-la europea, sobre todo para el Silúrico final.

La Formación Cercadillo suprayacente supuso uncambio ambiental en el Devónico Inferior, vinculadocon el desarrollo de un surco subsidente, a favor delcual se sucedieron con cierta ritmicidad etapas domi-nadas por fondos arenosos o arcillosos que alterna-ron con intercalaciones y tramos de calizas muy varia-dos. Lo más interesante es que la tasa de subsidenciadentro de este surco local superó reiteradas veces a latasa de sedimentación, posibilitando la llegada deplancton y necton pelágicos (en especial ciertos cefa-lópodos, tentaculítidos y conodontos), además deotros elementos bohémicos, que se asociaron en losmismos horizontes con faunas bentónicas de bra-quiópodos, trilobites, corales, briozoos y equinoder-mos, propias de fondos más someros y energéticos.Este proceso confirió a la sucesión devónica del Gua-darrama oriental un valor muy particular, y ha con-vertido a la Formación Cercadillo en una unidad dereferencia para la correlación bioestratigráfica inter-ambiental del Devónico Inferior a escala europea. Susmayores paralelismos se alcanzan con sucesiones coe-táneas de la Rama Aragonesa de la Cordillera Ibéricay la Bretaña francesa (Carls y Valenzuela-Ríos, 1999;Carls, 2002), si bien en Guadalajara la sucesión equi-valente es más potente que en las restantes áreasmencionadas.

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Figura 28. Vista hacia el Este del valle del río Cabrillas, entre Checay Orea, con espectaculares afloramientos de la sucesión del Ordoví-cico Medio-Silúrico Inferior, en el borde Sur del Macizo del Nevera.

El ciclo orogénico varisco provocó el plegamiento,metamorfismo y fracturación del conjunto de la suce-sión precarbonífera, incluyendo la superposición tectó-nica de unidades cambro-ordovícicas antiguas sobreotras ordovícicas más modernas, tal y como ocurre enel Domo de Hiendelaencina (Figs. 5 y 6). La OrogeniaVarisca favoreció la génesis de yacimientos mineralesdentro de las formaciones porfiroides (las antiguasminas de Hiendelaencina, emplazadas en el Ollo deSapo), así como enriquecimientos hidrotermales enmineralizaciones estratiformes previas (por ejemplo loshierros de Setiles, vinculados primariamente con unpaleokarst del Ordovícico terminal). Tanto en el Nortecomo en el Este de la provincia, los afloramientos paleo-zoicos prevariscos quedaron truncados por la erosiónprevia al Pérmico y fueron remodelados por procesoserosivos posteriores: pre-Cretácico Superior, Oligocenoy Plioceno, aparte de los del Cuaternario.

Tras la colisión continental varisca se formó el super-continente Pangea, en el que pronto nació un océanointerior (el mar del Tethys) cuya apertura acabó por divi-dirlo en otras dos grandes masas continentales. Elnuevo continente austral así formado, marcó el resurgirde un «Gondwana» distinto de su homónimo del Paleo-zoico Inferior, y que desapareció en la disgregación defi-nitiva impuesta por la apertura del Atlántico Sur y losdemás océanos recientes.

Al Prof. José Ramón Martínez Catalán (Universidadde Salamanca) y al Dr. Alejandro Díez Montes (IGME,Salamanca) por la cesión de algunos esquemas y foto-grafías, respectivamente. A D. Manuel Lombardero porsu colaboración en la designación de formaciones den-tro del Grupo Rodada, abordada en un proyecto incon-cluso con el primer autor, y a D. Carlos Alonso por suayuda con las ilustraciones fotográficas. Los datos obte-nidos en el Parque Natural del Alto Tajo representan unacontribución al proyecto PATRIORSI (CGL2006-07628/BTE) del Ministerio de Ciencia e Innovación.

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PÉRMICO Y TRIÁSICO

Alfonso Sopeña1 y Yolanda Sánchez-Moya1

1 Instituto de Geología Económica. CSIC - UCM. Departamento de Estratigrafía. Facultad de CC Geológicas, Universidad Complutense

28040 Madrid (Spain). [email protected]; [email protected]

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Los importantes cambios paleogeográficos y climáti-cos que se produjeron a finales del Carbonífero y prin-cipios del Pérmico (299-284 Ma) pueden reconocerseen muchos afloramientos de la provincia de Guadalaja-ra (Fig. 1). Se trata de una etapa de la historia de la Tie-rra en la que se completó el supercontinente Pangea yse inició un paulatino cambio climático hacía condicio-nes más áridas que culminaría con un proceso de deser-tización generalizada a mediados del Pérmico. Actual-

mente muchos autores invocan como causa principalde este cambio, un calentamiento global provocado porel aumento del CO2 atmosférico debido a la gran activi-dad volcánica de esta etapa y al consiguiente efectoinvernadero. Esta idea, aunque difícil de demostrar entodos sus términos, es muy sugerente. Como enmuchos lugares de Europa occidental y de todo elmundo, las primeras rocas que aparecen en la provinciade Guadalajara, discordantes siempre sobre los mate-riales metamórficos del ciclo varisco, son de origen vol-cánico y volcanosedimentario.

VOLCANES Y LAGOS EN EL PÉRMICO INFERIOR

FFiigguurraa 11.. Situación de losprincipales afloramientos delPérmico inferior de la provin-cia de Guadalajara, unidadeslitoestratigráficas en que se hadividido la sucesión y proba-ble edad de cada una de ellassegún los datos paleontológi-cos y radiométricos disponi-bles. CV: Conglomerados deValdesotos. AR: Areniscas deRetiendas. CIP: Conglomera-dos inferiores de Pálmaces.CVP: Complejo volcano-sedi-mentario de Pálmaces. AP:Areniscas de Pálmaces. LP:Lutitas de Pálmaces. CSP:Conglomerados superiores dePálmaces. AC: Andesitas deCañamares. LAA: Lutitas yareniscas de Alpedroches.LACN: Lutitas areniscas y con-glomerados de Noviales. CE:Capas de la Ermita. (Modifica-do de Sopeña y SánchezMoya, 2004).

Al Norte de la localidad de Atienza (Fig. 1). existeuno de los complejos más importantes de la PenínsulaIbérica (Andesitas de La Castellana; Hernando, 1980),En este caso, son potentes masas de rocas de tipo hipo-volcánico y depósitos variados de piroclastos como,bombas, aglomerados, lapilli, cenizas y tobas. Se reco-nocen dos fases sucesivas separadas por un intervalosedimentario. En el primer episodio ígneo dominan losflujos de andesitas. El segundo episodio tiene un carác-ter más explosivo con niveles de tobas y cenizas (Lagoet al., 2004). Entre ambos depósitos y por encima deellos, existen depósitos de abanicos aluviales represen-tados por conglomerados, areniscas y lutitas de coloresrojos y morados.

Los niveles intermedios incluyen también restosvegetales que indican un clima de cierta humedad. Lasdataciones radiométricas han proporcionado edades de287±12 Ma (Hernando et al., 1980). La cantera que enla actualidad explota estos materiales cerca de la locali-dad de Alpedroches, dedica la mayor parte de su activi-dad a la producción de balasto para la construcción dela red del ferrocarril de alta velocidad, AVE. El compor-tamiento geomecánico de las rocas que se extraen es,de bueno a excelente. Con más de 30.000 m3 al mes,ésta explotación es, en este año 2008, el mayor pro-ductor de balasto de España.

Como curiosidad botánica hay que señalar quesobre las andesitas meteorizadas y en un rango altitudi-nal de 1100-1200 m, existe una planta de la familia delas Geraniaceae amenazada de extinción y como talrecogida en el Catalogo Nacional de Especies Amenaza-das. Se trata del endemismo español Erodium glandulo-sum Dumort. paularense que se conoce también comoGeranio de El Paular o Erodio de Cañamares.

Más al Sur, en los alrededores del embalse de Pál-maces de Jadraque (Fig. 1) existe otra de las sucesionesmás completas del Pérmico inferior de la Provincia deGuadalajara. En este caso, se trata de una pequeñacuenca asociada a una falla activa durante la sedimen-tación que produjo una espectacular secuencia verticalgranocreciente de sedimentos. En la base se reconocenconglomerados que fosilizan un paleorelieve y querepresentan antiguos canchales y depósitos de ladera(Conglomerados Inferiores de Pálmaces, Fig. 1). Sesucede un conjunto de materiales de origen volcano-clástico, tobas, cenizas, e incluso bombas volcánicas,procedentes de focos emisores cercanos. Por encimacomienzan unas facies rojas que representan la progra-dación de un sistema de abanicos aluviales al frente deun sistema montañoso. El conjunto tiene un espesor

que supera los 600 m. El tramo inferior (Lutitas de Pál-maces, Figura 1) está constituido por lutitas rojas conintercalaciones de capas muy finas de dolomías, nivelesde rizoconcreciones y pequeños canales de conglome-rados o areniscas (Figura 2).

Las capas de dolomías se formaron en pequeñaslagunas de carácter efímero y en ellas se han encontra-do los primeros y únicos hasta el momento, conchos-traceos (Estheria tenella) del Pérmico de España. Estospequeños crustáceos viven en aguas dulces o salobres,cumplen su ciclo vital en pocas semanas y sus huevosson fácilmente transportados por el viento a distanciasconsiderables, lo que explica que puedan poblar aguasen zonas encharcadas temporalmente. El resto de lasucesión está compuesta por areniscas y conglomera-dos de colores rojos que representan distintos tipos decanales, barras aluviales y depósitos de transporte enmasa. El tamaño de los cantos que componen los con-glomerados aumenta de forma notable según ascende-mos en la secuencia vertical. En los últimos metros losconglomerados incluyen bloques con tamaños próxi-mos a los 2 m. Este notable aumento del tamaño de loscomponentes detríticos, es característico de la secuen-cias de abanicos aluviales al píe de frentes montañososlimitados por fallas activas contemporáneas con la sedi-mentación.

Figura 2. Lutitas rojas del Pérmico inferior en los alrededores delEmbalse de Pálmaces de Jadraque. D, indica los niveles de dolomíasde origen lacustre que contienen pequeños conchostraceos.

Un aspecto destacable de la composición litológicade esta sucesión que aflora en los alrededores delembalse de Pálmaces de Jadraque, es la gran cantidadde cantos que aparecen rubefactados, es decir recu-biertos de una fina capa de óxidos de hierro o de man-ganeso (pátina del desierto). Además, en muchas oca-

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siones la superficie está pulida por acción eólica y sonfrecuentes los cantos ventifactos. Este tipo de indicado-res son característicos de climas hiperáridos y anuncianya las condiciones de extrema aridez que van a regirdurante el resto del Pérmico.

Los afloramientos más occidentales donde tambiénse observa, la influencia de la actividad volcánica, aun-que en menor medida, dentro de la provincia de Gua-dalajara, están situados en los municipios de Valdesotosy Retiendas (Fig. 1). Se trata de series detríticas, com-puestas por conglomerados, areniscas y lutitas conintercalaciones de capas de carbón que incluso fueronobjeto de pequeñas explotaciones domesticas a finalesdel siglo XIX.

Su espesor total puede superar en algunos aflora-mientos los 350 m. También se intercalan algunas capasfinas de cenizas volcánicas (tonstein), que transportadaspor el viento, probablemente llegaban a este área desdefocos de emisión situados en las proximidades de Atien-za. Todos estos sedimentos constituyen el relleno depaleovalles situados en zonas intramontañosas de relie-ves importantes, con pequeñas zonas lacustres y unacobertera vegetal notable. Pero lo más sobresaliente delos sedimentos pérmicos de este sector, es la cantidad ycalidad de la macro y microflora fósil que contienen.Son los restos fósiles que permitieron demostrar por pri-mera vez la existencia de Pérmico Inferior en el centrode la Península Ibérica y donde por primera vez tam-bién, se describió una asociación palinológica del Pér-mico en España (Sopeña, 1979). Además, su composi-ción indica un cambio significativo con respecto a lasfloras del Carbonífero, con una mayor presencia deconíferas y elementos adaptados a periodos de sequía(Wagner, 1999). En la Figura 3 se han reproducidoalgunos de los géneros y especies de macro y microflo-rora encontrados en los yacimientos situados al Oestede Retiendas y al Noroeste de Valdesotos.

Figura 3. Ejemplares de macro y microflora del Pérmico Inferior deRetiendas. 1: Callipteris conferta. 2: Callipteris raimondi. 3: Vittati-na costabilis. 4: Potonieisporites sp. (Sopeña, 1979).

Sin duda, otro de los sectores donde el Pérmico Infe-rior de la Provincia de Guadalajara está mejor representa-do, es la Sierra de Aragoncillo (Fig. 1). En este caso lasucesión (Formación Capas de la Ermita, Fig. 1) está cons-tituida por tres tramos litológicos bien diferenciados. Elprimero, que como en los casos anteriores se apoya dis-cordante sobre el Paleozoico Inferior y fosiliza un paleo-relieve importante, está compuesto por un conjunto derocas de origen volcánico, volcanoclástico y volcanosedi-mentario de composición principalmente riolítica, y colo-res blancos, verdes y grises (Fig. 4 y Fig. 5).

Figura 4. Tormo sobre rocas volcánicas de composición riolítica dela base del Pérmico Inferior al Norte de Rillo de Gallo.

Figura 5. Niveles de tobas volcánicas verdes y cineritas alteradasdel tramo inferior del Pérmico de Rillo de Gallo.

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El tramo medio está constituido por una alternanciairregular de pizarras y areniscas de grano fino con inter-calaciones de dolomías (Fig. 6). En este tramo tambiénexisten algunos niveles de tobas riolíticas, cineritas ytonstein. El tramo superior está formado por calizas ydolomías silíceas en bancos potentes, con algunas inter-calaciones de lutitas.

Figura 6. Sedimentos de origen lacustre del tramo medio del Pér-mico Inferior de Rillo de Gallo.

Las características de los sedimentos, las secuenciasy las estructuras sedimentarias, granoselección, fre-cuentes grietas de desecación (Fig. 7), finas laminacio-nes paralelas, etc., permiten interpretar estos sedimen-tos como depósitos lacustres en un clima templadohúmedo y una evolución vertical que indica una reduc-ción progresiva del tamaño y profundidad del lago, enun clima posiblemente más árido (Ramos, 1979).

Figura 7. Grietas de desecación. Pérmico Inferior de Rillo de Gallo.

Pero sin duda, lo más característico de la unidad esla buena conservación de los troncos silicificados (xiló-palos) que incluyen las rocas volcánicas de la base (Fig.8). En este tipo de erupciones volcánicas, además de laefusión de lavas, se emitieron importantes volúmenesde productos piroclásticos y cenizas, probablemente enforma de corrientes turbulentas fluidificadas (suspen-sión de partículas y gas) con una relación de partícu-las/gas baja.

Figura 8. Columna tipo del Pérmico y Triásico de la provincia deGuadalajara.

El fenómeno es algo parecido a un fuerte huracánmuy cargado de partículas. Estas oleadas cubrieron latopografía, rellenando las depresiones y enterrando deforma rápida el relieve y la vegetación. De esta forma lostroncos, ramas y hojas, se han preservado en condicio-nes excepcionales (Sopeña y Sánchez-Moya, 1999). Enalgunos casos los fenómenos de permineralización, esdecir de ascenso de fluidos silíceos calientes a favor delas estructuras vegetales, permitieron una magníficaconservación del detalle celular, como puede verse enlas microfotografías de la Figura 9 de dos xilópalos deesta región.

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Figura 9. Microfotografías de dos xilópalos del Pérmico Inferior deLa Sierra de Aragoncillo. A: Xilema silicificado. Se aprecian las tra-queidas en sección transversal, y los radios en sección longitudinal.B: Probables conductos resiníferos de una conífera.

Con el transcurso del Pérmico, el supercontinentePangea derivó hacia el Norte y la línea ecuatorial atra-vesó lo que hoy es la provincia de Guadalajara. Almismo tiempo el clima se tornó más cálido y extrema-damente árido en muchas regiones del Planeta. Las líne-as de costa retrocedieron, se produjo una bajada impor-tante del nivel del mar estimada en unos 250 m y la for-mación de grandes cantidades de evaporitas en muchasáreas epicontinentales.

El único registro sedimentario de estos aconteci-mientos que puede observarse en Guadalajara es unaestrecha banda de sedimentos que aflora desde losmunicipios de Luzón y Santa María del Espino, hasta laSierra de Caldereros. Nunca se han encontrado restospaleontológicos que indiquen de forma clara su edad ypor tanto, su cronología es incierta. Por su posiciónestratigráfica estas facies denominadas saxonienses(Fig. 8), deben corresponder a algún intervalo de tiem-po comprendido entre los 265 y los 255 Ma, pero unamayor precisión hoy día es imposible. Son lutitas rojas,areniscas y conglomerados con algunas intercalacionesde pequeños niveles dolomíticos, y rizoconcrecionescarbonáticas de origen edáfico (Fig. 10). Se interpretancomo sedimentos de abanicos aluviales depositados enun clima árido. Los conglomerados y areniscas repre-sentan las facies proximales, cercanas a los relieves y laslutitas, las más distales según el módelo expresado en elbloque diagrama de la Figura 11 (Pérez-Arlucea y Sope-ña, 1986). La ausencia de fósiles en estos sedimentos esnotable.

Figura 10. Conglomerados y lutitas rojas en facies saxoniense.Entrada del Barranco de la Hoz del río Gallo.

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UN PAISAJE DESOLADOR AL FINAL DELPALEOZOICO

Sólo se han encontrado algunas asociaciones pali-nológicas en muestras de sondeos realizados en seriesequivalentes en la provincia de Teruel, cuya composi-ción también indica una gran aridez ambiental.

Figura 11. Bloque diagrama que muestra el aspecto del paisajedurante la sedimentación de las facies saxonienses en la provincia deGuadalajara. El observador estaría situado al Norte.

Durante la gran crisis biótica y climática del final delPérmico y comienzo del Triásico (alrededor de 252 Ma)en la región que hoy delimita la provincia de Guadala-jara comenzaron también los primeros movimientosdistensivos precursores de la rotura de la Pangea y delposterior avance hacia el Oeste del mar del Tethys. Prin-cipalmente a favor de antiguas fallas de dirección No-roeste-Sureste, se formaron valles amplios, con bordesescarpados y una importante red fluvial que drenabahacia el océano situado en regiones orientales más leja-nas.

El proceso de rifting generalizado y la subsidenciaconsiguiente, favorecieron la acumulación de potentesseries de conglomerados, areniscas y lutitas de origenaluvial, que con más de 800 m en algunos casos, sinduda conforman algunos de los paisajes más especta-culares y famosos de Guadalajara.

Por ejemplo, el Barranco de la Hoz del río Gallo, eldel río Arandilla, el anticlinal de Riba de Santiuste, LaSierra de Caldedereros o el pueblo de Chequilla. Por larespuesta ante la erosión formando tormos o morfolo-gías de tipo ruinoso (Fig. 12 y 13), las areniscas rojas deesta edad triásica se llaman en esta región rodeno, enreferencia a la cercana región turolense donde ademásde espectaculares afloramientos de areniscas y conglo-merados existen también importantes bosques de pino

rodeno. En gran parte de Europa occidental y en parti-cular Alemania de donde procede el vocablo, se cono-cen como Buntsandstein, que significa areniscas multi-colores o abigarradas.

Figura 12. Tormo en areniscas del Buntsandstein. Barranco de laHoz del río Gallo.

Los afloramientos de estas facies ocupan una anchabanda discontinua que atraviesa la provincia desde elnoroeste de Atienza hasta Orea, municipio cercano a laSierra de Albarracín (Teruel). También existe una peque-ña banda de afloramientos adosada al borde Surestedel Sistema Central, pero cuyo espesor nunca supera los150 m. Aunque son muchos los itinerarios en los quepueden observarse con detalle las secuencias de lasfacies Buntsandstein, uno de los mejores es el com-puesto por el Barranco de la Hoz del río Gallo y por laGarganta del Arroyo Viejo, al Norte del pueblo de Rillode Gallo. La exposición de todas las series que compo-nen la parte inferior del Triásico (Fig. 8), en este sectorde la provincia de Guadalajara, es excepcional. Por ello,es aquí donde se establecieron los estratotipos de refe-rencia que constituyen el llamado Grupo Guadalajara(Sopeña et al., 1983). Está integrado por cinco forma-ciones que toman el nombre de las localidades dondese sitúan los mejores afloramientos de cada unidad. Sonde base a techo las siguientes: Conglomerados de laHoz del Gallo, Areniscas de Rillo de Gallo, Nivel de Pra-dos, Areniscas del Río Arandilla y Limos y areniscas abi-garrados de Torete.

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LOS GRANDES RÍOS DEL COMIENZO DELMESOZOICO

La primera unidad se apoya en suave discordanciacartográfica sobre cualquier material más antiguo, Paleo-zoico Inferior o Pérmico. Está constituida en este casopor conglomerados y areniscas de color rojo con unmoteado blanco característico debido a disolución porpresión y recristalización de la sílice (Fig. 14). El resto dela serie está integrado por una alternancia de areniscasy lutitas con algunas intercalaciones de conglomeradosformando secuencias complejas depositadas por distin-tos tipos de sistemas fluviales (Sánchez-Moya, 1991).

Figura 14. Moteado característico de los cantos de los conglome-rados de la base del Buntsandstein.

La evolución vertical de las redes de drenaje duranteeste periodo de tiempo, estuvo controlada principal-mente por la actividad tectónica regional y por el clima,en principio continental y árido, pero con periodos delluvias torrenciales muy importantes. Los bloques dia-grama de la figura 15 representan las principales carac-terísticas que debieron tener los ríos que sedimentaronlas secuencias de conglomerados y areniscas de la parteinferior de la serie del Buntsandstein. Los depósitos deconglomerados representan grandes llanuras aluvialesal pié de relieves montañosos, con sistemas de múltiplescanales entrelazados que separan barras como lasrepresentadas en la figura 15 A y B. Las areniscas sedepositaron por ríos similares al actual Brahmaputra.

Los estudios sedimentológicos detallados han per-mitido reconstruir algunas de las características de lasbarras y de los canales de los ríos que drenaban estaparte de la provincia de Guadalajara. Por ejemplo, laaltura de la barras de arena de los ríos entrelazados quese representan en la figura 15 C y D, estuvo compren-dida entre 1 y 3 m, lo que indica también que la pro-fundidad mínima de los canales circundantes fue simi-lar. La longitud mínima de las barras puede estimarse en150 m y su anchura en 30 m. Las máximas que hanpodido medirse en algunos afloramientos de la Sierrade Caldereros superan los 400 m.

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Figura 13. Barras de areniscas depositadas por grandes ríos durante el comienzo del Triásico. Sierra de Caldereros.

Figura 15. Bloques diagrama que representan las característicasprincipales de los ríos que transportaban gravas y arenas durante elcomienzo del Triásico. Modificado de Ramos et al. (1986).

A partir de este momento las pendientes generalesdebieron suavizarse y la tendencia general de los gran-des ríos que drenaban este sector de la provincia deGuadalajara debió ser más sinuosa. Los sedimentos quese suceden son más finos y hay una mayor proporciónde lutitas como corresponde a las secuencias deposita-das por sistemas fluviales meandriformes. Al mismotiempo las condiciones climáticas parece que iniciaronun lento cambio y el registro fósil aunque muy escaso,presenta restos de macroflora e ichnofauna de peque-ños vertebrados.

Aunque una reactivación tectónica de carácter localprovocó un regreso a los sistemas de ríos con canalesentrelazados de baja sinuosidad y la sedimentación desecuencias de areniscas y lutitas rojas similares a las delos tramos inferiores, la parte superior de las faciesBuntsandstein presenta ya características muy diferen-tes que anuncian la llegada de la gran transgresiónhacia occidente del mar del Tethys (Fig. 16).

Figura 16. Parte superior del Buntsandstein en la trinchera delferrocarril AVE en los alrededores de Alcolea del Pinar.

La sucesión que aflora en la Garganta del ArroyoViejo, al Norte del pueblo de Rillo antes mencionada,está compuesta por una alternancia irregular de arenis-cas y lutitas rojas con intercalaciones de pequeños nive-les dolomíticos de yesos nodulares. Muestra una granvariedad de estructuras sedimentarias, laminacionesparalelas, ripples de corriente y de oscilación, estratifi-cación flaser, lenticular, distintos tipos de huellas y mar-cas de corriente, estratificación cruzada planar, desurco, etc. Pueden reconocerse también las seccionesde algunos canales de alta sinuosidad, con superficiesde acreción lateral separando secuencias de barras demeandro bien definidas. Son también muy frecuenteslos niveles de pseudomorfos de cristales de halita y deyeso. En conjunto todos estos sedimentos de la partesuperior del Buntsandstein de este sector de la provin-

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cia de Guadalajara se formaron en una llanura fangosamuy extensa y próxima a la costa, ocasionalmente atra-vesada por canales de alta sinuosidad en un climasemiárido. La presencia de pseudomorfos de cristales dehalita (Fig. 17), de otro tipo de evaporitas, de ripples deoscilación y de grietas de desecación, indica una sedi-mentación en zonas de transición invadidas de formaperiódica por aguas salinas.

Figura 17. Seudomorfos de cristales de halita (ClNa) de la partesuperior del Buntsandstein del Rillo de Gallo.

Es decir, este área fue muy probablemente una zonade transición entre los grandes ríos que drenaban losúltimos relieves del Macizo Ibérico situados al Noroestey el océano del Mar del Tethys que comenzaba a avan-zar hacia occidente. Estas condiciones supralitorales,aunque no demasiado favorables para la vida, permitie-ron el desarrollo de ciertos tipos de vegetación y dealgunos vertebrados de los que hasta el momento sólose ha encontrado ichnofauna en varios niveles areniscasde grano fino. Las huellas de las pisadas de diversostipos de vertebrados son frecuentes en la parte superiorde toda esta serie detrítica y se han encontrado ennumerosas localidades de la Provincia.

Cabe destacar que es aquí también, en Rillo deGallo, donde se describieron por primera vez en laPenínsula Ibérica, rastros completos de pequeños repti-les que permitieron efectuar cálculos y estimacionessobre su tamaño y algunas de las características de suhábitat. Por ejemplo, la pista Rhychosauroides se atri-buyó a un pequeño reptil de unos 40 a 60 cm, segura-mente un lepidosaurio, bien adaptado a la vida acuáti-ca (Demathieu et al. 1978).

Durante el Triásico Medio (245-228 Ma) tiene lugarel avance del mar Tethys hacia occidente. En el registrosedimentario se pueden reconocer dos episodios trans-gresivos principales separados por uno regresivo. EnEuropa occidental los depósitos de esta edad se com-ponen principalmente de carbonatos de origen marinoy se conocen como facies Muschelkalk (Fig. 8).

Esta palabra también es de origen alemán y signifi-ca caliza de conchas, en referencia a la unidad del Triá-sico Medio de Alemania que presenta estas característi-cas. La primera transgresión apenas alcanzó el extremooriental de la provincia de Guadalajara y sólo se reco-noce por la presencia de pequeños niveles de carbona-tos y evaporitas por encima de la serie roja del Bunt-sandstein que aflora al Este de Molina de Aragón.

Por el contrario, la segunda transgresión de un marentonces somero y epicontinental, casi alcanzó el extremoOeste de la provincia, hasta las proximidades de Alcorlo, alSur del Sistema Central y Norte de Atienza. El espesor máxi-mo de los sedimentos de este segundo episodio transgresi-vo, es de unos 120 m en los sectores más orientales de laprovincia. No se depositó en el extremo occidental.

La composición litológica es muy variada. Son dolo-mías, calizas y margas, con algunas intercalaciones delutitas y gran cantidad de texturas y estructuras sedimen-tarias, como corresponde a un complejo de medios mari-nos carbonatados someros con desarrollo de llanurasmareales y supramareales, lagoon y plataforma interna(Fig. 18). Incluso, en sectores más orientales como en lalocalidad de Chequilla, existen algunas facies que se haninterpretado como pequeñas bioconstruciones o edificiosarrecifales de algas dasycladáceas (Pérez-Arlucea, 1987).

Figura 18. Facies Muschelkalk en los alrededores de Alcolea delPinar.

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LA COSTA DEL MAR DEL THETYS

La línea de costa de este mar próximo al ecuador,estuvo situada en una posición submeridiana y muy cer-cana, por ejemplo, a la localidad de Riba de Santiuste(Fig. 19). En estos sectores occidentales de la provinciade Guadalajara la influencia del continente se observade forma muy clara. La transgresión marina llega debi-litada, el espesor total de los sedimentos que la repre-sentan es menor, apenas supera los 30 m y se interca-lan materiales detríticos procedentes del continente,areniscas y lutitas que contienen en ocasiones abun-dantes restos vegetales.

Las secuencias y estructuras sedimentarias como,por ejemplo, ripples de corriente, oscilación, interferen-cia, cresta plana, diferentes tipos de estratificacionescruzadas características de medios intermareales comoflaser, lenticular y ondulada, grietas de desecación,laminaciones de algas, tepees, etc., muestran de formaclara este carácter litoral de los depósitos (Fig. 20 y 21).Por tanto, desde el punto de vista paleogeográfico, losdepósitos del Triásico Medio del Oeste de la provinciade Guadalajara, representan el máximo avance haciaoccidente de la línea de costa del mar Mesozoico delTethys durante este periodo de tiempo.

Figura 20. Ripples de oscilación y cresta plana en las areniscas quemarcan la línea de costa del mar del Tethys durante el TriásicoMedio. Riba de Santiuste. Este tipo de estructura sedimentaria seforma por pequeñas olas, en límite con la zona de retroceso cuan-do las crestas quedan ya expuestas y fuera del agua.

Aunque el contenido fósil no es muy abundante, enlas facies Muschelkalk de Guadalajara se ha encontradouna cantidad significativa de bivalvos, foraminíferos,

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Figura 19. Castillo de Riba de Santiuste que se asienta sobre la parte superior del Buntsandstein. Las facies Muschelkalk de borde que repre-sentan la línea de costa del mar del Tethys afloran a lo largo del camino de subida a esta fortaleza medieval.

dientes de peces, ichnofauna y restos de vertebrados(Fig. 22), huellas de reposo de ofiuros, una nueva espe-cie de nautiloideo (Picardiceras sopegnai, Goy y Martí-nez, 1996) y otros restos de actividad orgánica (Fig. 23).

Figura 21. Ripples linguoides en las areniscas de las facies litoralesdel Triásico de Riba de Santiuste.

Figura 22. Ichnofauna de vertebrados del Muschelkalk de Riba deSantiuste. Batrachopus sp. a la izquierda. Synaptichnium sp. a laderecha. (Sopeña, 1979).

Figura 23. Picardiceras sopegnai, Goy y Martínez (1996). Nautiloi-deo de la parte superior del Muschelkalk de Valdecubo.

Sin embargo, hasta el momento, la edad de las dis-tintas unidades que componen esta sucesión, se haestablecido mediante las asociaciones palinológicas quecontienen diversos niveles de lutitas grises y negras enexcelente estado de conservación (Fig. 24).

Figura 24. Microflora de los niveles de lutitas negras intercaladosen las facies Muschelkalk de los alrededores de Riba de Santiuste(Sopeña, 1979). A: polen bisacado. B: Camerosporites secatus(espora triletes).

Al finalizar el Triásico Medio (228 Ma) los relieves delMacizo Ibérico que habían aportado sedimentos duran-te épocas anteriores a los grandes ríos que drenabanhacia el Tethys, estaban ya muy suavizados. Al mismotiempo se inicia un descenso del nivel del mar y sobreuna extensa llanura costera en situación regresiva seimplantan cubetas de tipo salino donde se depositanabundantes evaporitas. El conjunto de todas estasfacies compuestas por lutitas de colores rojos, grises yverdes con abundantes yesos y algunas intercalacionesde dolomías, se conoce con el nombre de Keuper. Estetérmino es también de origen alemán y significa arcillasirisadas o versicolores. Se sedimentan también grancantidad de sales que sólo es posible detectar en son-deos porque se disuelven antes de aflorar, pero su pre-sencia se ha comprobado en muchos lugares de la Cor-dillera Ibérica. Su espesor real es muy difícil de calculardebido a los procesos de halocinesis, aunque en algu-nas cubetas pudieron precipitar varios cientos demetros de cloruro sódico.

En los sectores más orientales de la provincia deGuadalajara, por ejemplo en los alrededores de Molinade Aragón, se pueden distinguir dos secuencias en la

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LAS SALINAS Y LOS YESOS DEL TRIÁSICOSUPERIOR

sucesión vertical de las facies Keuper. La inferior estácompuesta principalmente por lutitas grises o negras yyesos con intercalaciones de areniscas y carbonatos. Lasuperior que se depositó en un ambiente de sabkhas ysalinas costeras, está compuesta principalmente porlutitas rojas y yesos con intercalaciones de anhidritas ycarbonatos.

Una característica muy común de las facies rojas delKeuper de toda la Cordillera Ibérica y por tanto, del queaflora en la provincia de la Guadalajara, es la presenciade cristales de diversos minerales dispersos en la masade lutitas rojas, grises o negras. Los más comunes sonlos macrocristales de yeso de origen secundario con dis-tintos hábitos. También son frecuentes los cuarzos bipi-ramidados negros o rojos (Jacintos de Compostela) yuna variedad de dolomita ferrosa conocida como terue-lita. Pero sin duda, el mineral más conocido y caracte-rístico es el aragonito. Fue descrito por primera vez porTorrubia (1754). Más tarde Werner lo definió como unmineral de CO3Ca en los alrededores de Molina de Ara-gón, de donde toma su nombre como localidad tipo.Su origen en este caso es diagenético y aunque su apa-riencia es hexagonal se trata de una macla de prismasrómbicos.

La presencia de abundantes sales, carbonatos, sulfa-tos y cloruros, en los sedimentos del Triásico Superior dela provincia de Guadalajara es conocida desde muy anti-guo. Diversas salinas como las de La Olmeda o las deImón, que utilizan las aguas del río Salado, extraen lasal que este río lava en su recorrido por los afloramien-tos del Keuper de su cuenca de drenaje. La sal que seobtiene como producto final en estas salinas es de unapureza extraordinaria.

Gran parte de los conocimientos científicos que hanpermitido redactar este trabajo se han obtenido eninvestigaciones realizadas en Proyectos financiados porla DGICYT de la DGI del MEC. En la actualidad el pro-yecto vigente es el CGL2006-01074.

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AGRADECIMIENTOS

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EL MAR SUBTROPICAL DEL JURÁSICO ENGUADALAJARA

J. J. Gómez1 y M. L. Canales2

1 Dpto. de Estratigrafía, Facultad de Ciencias Geológicas (UCM) e Instituto de Geología Económica (CSIC-UCM). 28040 Madrid. [email protected]

2 Dpto. de Paleontología, Facultad de Ciencias Geológicas (UCM) e Instituto de Geología Económica (CSIC-UCM). 28040 Madrid. [email protected]

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Los materiales del Jurásico en la provincia de Gua-dalajara afloran extensamente en su zona oriental,incluida en la parte septentrional de la Rama Castellana

de la Cordillera Ibérica (Fig. 1). Desde un punto de vistalitológico, estos materiales están representados por unapotente sucesión de rocas carbonatadas, entre las quese intercalan algunas unidades margosas, casi todasellas formadas en ambientes marinos.

INTRODUCCIÓN

Figura 1. Mapa de afloramientos de los materiales del Jurásico en la provincia de Guadalajara y áreas circundantes. Los materiales de esteSistema afloran extensamente en la parte oriental de la provincia, siguiendo estructuras de orientación Noroeste generadas durante la etapacompresiva de la cordillera.

Esta sucesión ha sido dividida en unidades litoestra-tigráficas reconocibles en prácticamente toda la Cordi-llera Ibérica (Goy et al., 1976; Gómez y Goy, 1979,1998, 2004, 2005; Gómez et al., 2003; Gómez y Fer-nández-López, 2004 a, b), cuya superposición puedeverse en la Figura 2. Sin embargo, su distribución no esuniforme en esta provincia, ya que las sucesivas etapasde erosión post-jurásicas, y especialmente las que ocu-rrieron durante el Cretácico, han condicionado quebuena parte de estas unidades hayan desaparecido. Así,en la parte Oeste, bajo los sedimentos terciarios de laCuenca del Tajo (sondeos Baides y Santa Bárbara), losmateriales del Jurásico están ausentes mientras que enel borde Este de la provincia se conservan todas las uni-dades jurásicas (Gómez y Goy, 2005; Fig. 3).

Figura 2. Columna mostrando la sucesión litológica y la edad de lasunidades litoestratigráficas de los materiales del Jurásico en la Cordi-llera Ibérica, dentro de la provincia de Guadalajara. Las unidades mar-cadas en verde sólo están presentes en la parte Este de la Cordillera y,por tanto, no afloran en el área estudiada. La mayor parte de losmateriales del Jurásico Inferior integran los grupos Renales y Ablan-quejo. La mayor parte de los materiales del Jurásico Medio correspon-den al Grupo Chelva, y los del Jurásico Superior al Grupo Turia.

Figura 3. Mapa de la provincia de Guadalajara mostrando las áreasdonde se encuentran preservadas de la erosión las diferentes unida-des litoestratigráficas del Jurásico. En la parte Oeste todas estas uni-dades están ausentes. En la parte centro-occidental sólo se encuen-tran conservados, y parcialmente erosionados, los materiales delGrupo Renales. En la parte central se encuentran parcialmente ero-sionados los materiales del Grupo Ablanquejo y conservados los delGrupo Renales. En la parte centro-oriental se encuentran parcial-mente erosionados los materiales del Grupo Chelva y completos losmás antiguos. En la parte oriental se encuentran parcialmente ero-sionados los materiales del Grupo Turia, que se encuentran comple-tos exclusivamente en el extremo oriental de la provincia. Por tanto,se trata de un mapa paleogeológico de tiempos pre-cretácicos, mos-trando la distribución de materiales del substrato sobre el que seapoyan los materiales del Cretácico.

A comienzos del Jurásico (199,6 Ma; Ogg, 2004),las tierras emergidas estaban reunidas en un sólo conti-nente (Pangea), rodeado por un gran océano (Pantala-sa) y parcialmente dividido por el mar del Tethys. Gua-dalajara se encontraba situada a una latitud de unos35ºN (Osete et al., 2000), es decir, en latitudes quecorresponden al actual estrecho de Gibraltar (Fig. 4).Además, el clima de la Tierra era más cálido, 5 a 10ºCpor encima de la temperatura actual, y en general másárido, especialmente en el interior de Pangea (Hallam,1975, 1993; Chandler et al., 1992; Bailey et al., 2003;Sellwood y Valdes, 2006). Así pues, Guadalajara estabasituada en el borde noroccidental del Tethys, peroconectada con el Norte de Pantalasa a través del estre-cho de Laurasia (Bjerrum et al., 2001), que representa elinicio del océano Atlántico (proto-Atlántico), y con el

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EL MAR SUBTROPICAL DEL JURÁSICO EN GUADALAJARA

ESCENARIO PALEOGEOGRÁFICO YCONDICIONES PALEOAMBIENTALES DURANTEEL JURÁSICO

continente americano a través del Corredor Hispánico.A lo largo del Jurásico, ambos estrechos se abrieronprogresivamente, a medida que se produjo la separa-ción de las diferentes placas.

Figura 4. Mapa paleogeográfico del Jurásico Inferior mostrando ladistribución de tierras y océanos. Puede observarse la posición delcontinente Pangea, separado en dos grandes masas por el océanodel Tethys, que se comunicaba con el área ártica, parte del océanode Pantalasa, a través del estrecho de Laurasia. Un brazo de maremergente comienza a abrirse entre Norteamérica y África, uniendoel Tethys con América del Sur y facilitando la dispersión faunísticahacia esas latitudes. Guadalajara se encontraba situada a una latitudde unos 35ºN, junto a un área emergida, el Macizo Ibérico. Modifi-cado de Golonka (2006).

La última transgresión triásica

Los carbonatos de la Formación Imón (Figs. 2, 5),cuyo corte tipo se localiza en el Norte de Guadalajara(Fig. 3), representan la última transgresión marina delTriásico Superior, que provocó la inundación generaliza-da de las zonas que habían permanecido emergidasdurante la sedimentación de la mayor parte de la faciesKeuper. Esta subida del nivel del mar produjo un avan-ce del Tethys desde el Sureste al Noroeste, provocandola instalación de un mar somero de tipo plataformapoco profunda, donde se sedimentaron carbonatos enambientes submareales a intermareales y, a veces, porencima del nivel de las mareas (supramareales). No obs-tante, en algunas áreas se reconocen estructuras sedi-mentarias correspondientes a ambientes de llanurascosteras salinas de tipo «sebkha».

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EL CICLO DE SUBIDA Y BAJADA DEL NIVELDEL MAR DURANTE EL TRIÁSICO SUPERIORY EL JURÁSICO INFERIOR

Figura 5. Aspecto de la Formación Dolomías tableadas de Imón y de la Unidad de Miedes de Atienza en un desmonte del ferrocarril deMadrid-Zaragoza, en las proximidades de Sigüenza.

El retorno a las condiciones áridas-desérticasevaporíticas

La retirada del mar hizo que se instalaran de nuevoambientes continentales cálidos, incluso áridos o desér-ticos, en los que se acumularon espesores importantesde sedimentos evaporíticos (sales y yesos) con intercala-ciones de dolomías, correspondientes a la FormaciónLécera (Gómez y Goy, 1998; Fig. 2), que en las áreaspróximas al emergido Macizo Ibérico pasan a facies deabanicos distales, correspondientes a la Unidad de Mie-des de Atienza (Figs. 2, 5 y 6). Dentro de estos materia-les evaporíticos se encuentra el límite entre el Triásico yel Jurásico sin que, de momento, se haya podido preci-sar su posición estratigráfica en la Cordillera Ibérica(Gómez et al., 2007). Estas evaporitas se han identifica-

do en los sondeos petrolíferos profundos realizados enlas cuencas del Tajo y del Ebro, así como en otras cuen-cas terciarias y, localmente, en afloramientos de super-ficie (Gómez y Goy, 1998, 2005). No obstante, lo nor-mal es que estos materiales solubles se hayan disuelto,debido a la acción de las aguas superficiales y/o subte-rráneas, al aflorar en superficie o al situarse en nivelessomeros del subsuelo, dando lugar a un sistema degrandes cavidades que llegan a colapsar y de las quesólo se conservan restos fragmentados de las intercala-ciones dolomíticas en tamaños de cantos a bloques.Este proceso da lugar a una brecha de colapso, repre-sentada por la Formación Carniolas de Cortes de Tajuña(Figs. 2, 6 y 7), cuyo corte tipo se encuentra en la zonacentral de la provincia de Guadalajara (Fig. 3).

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Figura 6. Vista panorámica de la margen izquierda del río Henares, a unos 2,5 km al Suroeste de Sigüenza, mostrando las unidades delTriásico Superior y del Jurásico Inferior. El relieve deprimido situado a la derecha está condicionado por los materiales arcillosos del Keuper.Los materiales duros corresponden a las dolomías de la Formación Imón. La ladera cubierta de vegetación corresponde a los materiales arci-llosos de la Unidad de Miedes de Atienza, que representan las facies detríticas adosadas al Macizo Ibérico de la Formación Lécera. Los relie-ves de la izquierda corresponden a las brechas de la Formación Carniolas de Cortes de Tajuña, formadas por disolución y colapso de las eva-poritas de la Formación Lécera. Dentro de esta unidad se sitúa el límite entre el Triásico y el Jurásico.

La instalación de los ambientes marinos en la pro-vincia de Guadalajara tuvo lugar en una serie de ciclos,en los que se puede reconocer una parte de caráctertransgresivo y otra parte regresiva, durante la cual lascondiciones marinas se hacen más someras e incluso elmar llega a retirarse en intervalos cortos.

El primer ciclo transgresivo-regresivo delJurásico

La sedimentación de los carbonatos de la FormaciónCuevas Labradas (Figs. 2, 8) representa la inundaciónmarina prácticamente definitiva de la plataforma que

ocupó Guadalajara. El resto de los materiales del Jurási-co de la Cordillera Ibérica se depositaron en diferentesambientes marinos. El corte tipo de esta formación seubica en el sector centro-oriental de esta provincia (Figs.3 y 8). De forma general, en esta unidad se puede dis-tinguir una parte inferior transgresiva y una parte supe-rior de tendencia regresiva (Gómez y Goy, 2005). Losmateriales que la constituyen ponen de manifiesto quese depositaron en un ambiente de plataforma somerasubmareal a supramareal.

La primera llegada de organismos de marabierto a la plataforma de Guadalajara

La primera unidad de carácter predominantementemargoso corresponde a la Formación Cerro del Pez(Figs. 2, 9), que está constituida por una alternancia demargas y calizas cuyo corte tipo se encuentra en el

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Figura 7. Aspecto masivo de la brecha de carbonatos que constituye la Formación Carniolas de Cortes de Tajuña (a) y detalle de la brechade carbonatos (b) resultante de la disolución y colapso de la Formación Lécera, constituida originalmente por una alternancia de evaporitasy carbonatos. Foto tomada cerca de Cuevas Labradas.

LA INSTALACIÓN DEFINITIVA DEL MARJURÁSICO SOBRE LA PLATAFORMA DEGUADALAJARA

Cerro del Pez, cerca de la localidad de Turmiel (Fig. 3).Esta unidad representa un importante episodio trans-gresivo, que dio lugar a la instalación de condicionesmarinas relativamente abiertas, favoreciendo la primerallegada notable de organismos nadadores (ammonites)y el registro de comunidades de organismos fósiles conuna elevada diversidad.

La plataforma de ostréidos del JurásicoInferior

Las calizas bioclásticas de la Formación Barahona(Figs. 2, 9) representan un nuevo retorno a condiciones

marinas más someras, en las que se depositaron calizascon un elevado contenido en restos fósiles, entre losque predominan los de bivalvos ostréidos. Estos mate-riales, organizados en secuencias de somerización, sedepositaron en una plataforma somera influenciadacon frecuencia por la acción de las tormentas. Los epi-sodios de mayor energía hidrodinámica habrían provo-cado la rotura de los restos esqueléticos, encontrándo-se con frecuencia fragmentados. Como consecuenciade la tectónica sinsedimentaria, el techo de esta forma-ción, situado entre el Pliensbachiense superior y el Toar-ciense inferior, es diacrónico a la escala de piso (Goy etal., 1997).

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Figura 8. Formación Cuevas Labradas en su corte tipo. Puede observarse su estratificación en bancos bien marcados y su disposición ensecuencias estratocrecientes y estratodecrecientes. En detalle, la mayor parte de la unidad se organiza en secuencias de somerización con untérmino inferior de calizas, en ocasiones bioclásticas, depositadas en ambientes submareales, un término intermedio con laminaciones dealgas, depositadas en ambientes sub a intermareales, y un término superior con carbonatos depositados en ambientes supramareales, carac-terizados por la presencia de láminas rotas, porosidad fenestral, brechas de cantos planos, etc., que en ocasiones presentan estructuras dedisolución como tepees, pliegues enterolíticos y moldes de sales.

La extinción masiva y el máximo transgresivodel Jurásico Inferior

Las condiciones marinas más abiertas se dierondurante la sedimentación de los materiales de la For-mación Alternancia de margas y calizas de Turmiel (Figs.2 y 9), cuyo corte tipo se encuentra en el sector nor-oriental de Guadalajara (Fig. 3). La subida del nivel delmar se realizó en varios impulsos, alcanzándose duran-te el Toarciense medio el máximo transgresivo registra-do durante el Jurásico Inferior (Gómez y Goy, 2000,2005). Como consecuencia, en estos materiales seregistra la llegada masiva de organismos marinos nada-dores (ammonites, belemnites), así como una grandiversidad de fauna bentónica (bivalvos, braquiópodos,foraminíferos, ostrácodos, etc.).

No obstante, durante el Toarciense Inferior se regis-tra una de las cinco extinciones masivas más importan-tes de la historia geológica de la Tierra. Según algunos

autores, más del 25% de los géneros de los organismosexistentes se extinguieron a nivel global (Sepkoski,1996). Varios autores han relacionado las causas deesta extinción con la presencia de un evento anóxicooceánico de alcance global (p.e. Wignall et al., 2005),pero la comparación de la edad de las facies ricas enmateria orgánica generadas durante este evento ponede manifiesto que son diacrónicas entre sí y diacrónicasrespecto a la edad de la extinción masiva. Recientemen-te se ha podido comprobar la sincronía entre este even-to de extinción y una etapa de calentamiento global,con subidas de temperatura del orden de 6-7ºC, quehabría causado la desaparición de numerosas especiesde diferentes grupos fósiles, incapaces de adaptarse alas nuevas condiciones ambientales (Gómez et al.,2008). Este hecho guarda cierto paralelismo con laspredicciones realizadas por el Panel de Estudio para elCalentamiento Global, cuyas estimaciones apuntan a ladesaparición del 33% de las especies para un ascenso

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Figura 9. Materiales del Grupo Ablanquejo en el área de Turmiel. En la parte inferior se observan las margas y calizas de la Formación Cerrodel Pez. En la parte media, las calizas bioclásticas de la Formación Barahona y en la parte superior, la alternancia de margas y calizas de laFormación Turmiel en su corte tipo.

de la temperatura media del planeta de 2ºC. La regre-sión de la parte superior del Toarciense da lugar a laprogradación de las plataformas de carbonatos margi-nales, representadas por las calizas de la FormaciónCasinos (Fig. 2).

En la transición entre el Jurásico Inferior y el JurásicoMedio (Toarciense-Aaleniense), se asiste a un importan-te impulso en el movimiento de las placas involucradasen la apertura del Atlántico. Como consecuencia, engran parte del mundo el registro del Aaleniense es confrecuencia muy irregular y discontinuo. Sin embargo, en

la región de Fuentelsaz, situada en el Noreste de Gua-dalajara (Fig. 3), se ha encontrado un registro continuoy preciso del límite entre el Toarciense y el Aaleniense(Goy et al., 1996 a, b), hasta el punto de haber sidoseleccionado como Sección y Punto de Estratotipo Glo-bal del Aaleniense (Goy et al., 1994; Cresta et al.,2001). De este modo, la sección de Fuentelsaz repre-senta el registro de comparación para todo el mundodel límite entre ambos pisos (Figs. 10, 11 y 12). Se tratadel primer estratotipo global de límite oficialmentereconocido en el territorio nacional, siendo un seriocandidato a Geositio de importancia mundial (Goy etal., 1999). Esta sección es también un candidato aMonumento Natural de la Comunidad Autónoma deCastilla-La Mancha (Goy et al., 2004).

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EL MEJOR REGISTRO MUNDIAL DEL TRÁNSITOJURÁSICO INFERIOR-JURÁSICO MEDIO

Figura 10. Vista general de la sección de Fuentelsaz. En la zona abarrancada, por debajo de la línea discontinua, se encuentran los mate-riales margosos y calizos de la Formación Turmiel, dentro de los cuales está el límite entre el Toarciense (Jurásico Inferior) y el Aaleniense (Jurá-sico Medio). Por encima se disponen, netamente discordantes, los materiales del Cretácico, con unas facies siliciclásticas en la parte inferior.En la parte superior se reconocen las facies carbonatadas del Cretácico Superior.

Durante el Aaleniense, en gran parte de Iberia seasiste al movimiento tectónico diferencial bajo unambiente generalmente extensional, que da lugar a unsistema de elementos elevados y hundidos. Sin embar-go, el área de Fuentelsaz representa una cuenca subsi-dente en la que se produce un excelente registro deltránsito entre el Jurásico Inferior y el Jurásico Medio, enun ambiente de plataforma externa, representado porlos materiales de la Formación Turmiel, en la que losfósiles de ammonites son frecuentes a abundantes.

En el tránsito entre el Aaleniense y el Bajociense seregistra una importante discontinuidad sedimentaria,de diferente amplitud y desarrollo, pero reconocible enla mayor parte de la Cordillera Ibérica, con frecuencia

ligada a facies con oolitos ferruginosos (Fig. 13a). Porencima de la discontinuidad inferior se encuentranmateriales calcáreos del Bajociense inferior. Estos prime-ros materiales constituyen la Formación El Pedregal,cuyo corte tipo se sitúa en las proximidades de la loca-lidad de El Pedregal, cerca del límite entre las provinciasde Guadalajara y Teruel (Fig. 13b). Sobre esta unidad sedisponen las calizas de las Formaciones Moscadón yDomeño (Fig. 2). Estas unidades están representadaspor una facies muy característica, conocida como �cali-zas de microfilamentos�, llamada así porque en ella pre-dominan los restos de bivalvos nadadores de conchafina, que en sección presentan una morfología caracte-rística a modo de filamentos (Fig. 13c). Estos organis-mos proliferaron en plataformas externas de poca pro-fundidad, de aguas cálidas y generalmente de salinidadnormal, que en ocasiones fueron colonizadas por otrosorganismos nadadores, como algunas especies deammonites (Gómez y Fernández-López, 2006).

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Figura 11. Aspecto del estratotipo global de límite del Aaleniense (Jurásico Medio), representado en los materiales de la Formación Alter-nancia de margas y calizas de Turmiel. El límite, señalado por la flecha, se sitúa en la capa 107.

UN MAR DE MICROFILAMENTOS ENTRE DOSGRANDES DISCONTINUIDADES

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Figura 12. Detalle del estratotipo global de límite entre el Toarciense y el Aaleniense en la sección de Fuentelsaz. El límite está marcadoen la capa 107, por la primera aparición de Leioceras opalium (REINECKE) y Leioceras lineatum BUCKMAN. Puede observarse que este lími-te se encuentra dentro de una secuencia de somerización, por lo que es improbable la presencia de lagunas estratigráficas suficientemen-te importantes.

El desarrollo de estos mares someros se vio inte-rrumpido por un importante cambio en las condicionesambientales, que dio lugar a la sedimentación de nive-les con ooides ferruginosos de génesis compleja (Calizascon oolitos ferruginosos de Arroyofrío, Fig. 2), nivelesde retrabajamiento de sedimentos y removilización defósiles, y de una laguna estratigráfica que afecta, almenos, a parte del Calloviense superior y del Oxfordien-se inferior.

Una vez superada esta crisis, se volvieron a instalarcondiciones de plataforma marina, como resultado deuna importante subida del nivel del mar que inundóparte de los bordes del Macizo Ibérico que hasta elOxfordiense representaban ambientes someros, con fre-cuencia afectados por el oleaje y las mareas. En estasplataformas los organismos dominantes son las espon-jas (facies espongiolíticas), que tienden a formar bio-

construcciones de tipo arrecifal (biohermos). Aunquerara vez llegan a construir edificios arrecifales de impor-tancia, el volumen generado por su destrucción cubreprácticamente todo el sistema de plataformas ibéricasque se extiende por el Sur hasta los límites con las Cor-dilleras Béticas. Por el Norte, sin embargo, el levanta-miento y erosión del Macizo Ibérico y del Macizo delEbro da lugar a la presencia de facies terrígenas.

Durante el Oxfordiense se produjo un cambioimportante en el escenario en el que se habían estadodesarrollando estas plataformas. La tectónica extensio-nal a la que estaban sometidas las placas registró unagran aceleración durante el Jurásico Superior y el Cretá-cico Inferior, pasándose a una etapa de «rifting» carac-terizada por la subsidencia diferencial muy acentuada

UN MAR DE ESPONJASEL FENÓMENO QUE CAMBIÓ LACONFIGURACIÓN DE LOS MARES DELJURÁSICO SUPERIOR

entre los diferentes bloques, algunos de los cualesalcanzaron valores notables de hundimiento y, portanto, de acumulación de sedimentos.

Como consecuencia de esta dinámica, en la Cordi-llera Ibérica se distinguen 3 formaciones: la FormaciónSot de Chera, la Formación Loriguilla y la FormaciónHigueruelas. La Formación Sot de Chera está constitui-da por margas, que en las partes más próximas al Maci-zo Ibérico (margen Oeste de la cordillera) contienenintercalaciones de areniscas, y que representan faciesdistales de abanicos deltaicos procedentes de la erosióndel Macizo Ibérico, emergido al Oeste de Guadalajara.

La Formación Loriguilla está representada por unaritmita de calizas y margocalizas micríticas con muyescasos restos fósiles, pero cuyo espesor puede superarlos 100 metros. Por el contrario, la Formación Higue-ruelas está constituida por calizas con abundantes res-tos fósiles, entre los que pueden predominar las estruc-turas de algas (oncolitos), que representan el retorno acondiciones de plataforma marina abierta, bien oxige-nada y con salinidad normal, en la que prosperaronnumerosas formas de vida.

La sedimentación continúa durante el Jurásico Supe-rior y Cretácico Inferior en un ambiente estructural detipo «rifting» dominado por un sistema de fallas norma-les que provocan la generación de «horsts» y «grabens»que condicionan la división en subcuencas en gran partedel área estudiada y de sectores circundantes.

Este trabajo ha sido financiado por los proyectosCGL2005-01765/BTE y CGL2005-04574/BTE del Minis-terio de Educación y Ciencia.

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Figura 13. (a) Fotomicrografía de las facies de oolitos ferruginosos que se encuentran en las discontinuidades estratigráficas en el tránsitoentre el Jurásico Inferior y el Jurásico Medio y entre el Jurásico Medio y el Jurásico Superior. (b) Detalle de los materiales de la Formación ElPedregal en su corte tipo, situado en la carretera N-211 dentro del término municipal de El Pedregal, en las proximidades al límite provincialentre Guadalajara y Teruel. (c) Fotomicrografía de caliza con «microfilamentos».

AGRADECIMIENTOS

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COSTAS Y MARES DEL CRETÁCICO

M. Segura1 *, J. Gil1 *, J. F. García-Hidalgo1 * y B. Carenas2 *

1 Área de Estratigrafía. Departamento de Geología. Universidad de Alcalá. 28871 Alcalá de Henares. [email protected] Departamento de Geología y Geoquímica. Universidad Autónoma de Madrid. Campus de Cantoblanco. 28049 Madrid

* Miembros de Ibercreta, Grupo de Investigación Registrado de la UAH Referencia CCTE2007-R23

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En la provincia de Guadalajara se encuentran nume-rosos y extensos afloramientos de rocas cretácicas, algu-nos de ellos conocidos desde hace más de siglo ymedio. Las primeras rocas de esta provincia que se reco-nocieron como cretácicas son las situadas en el SistemaCentral, citadas ya en 1847 por Ezquerra del Bayo (Lyell,1847) como una referencia para el Cretácico de laPenínsula Ibérica, y utilizadas en 1850 por Casiano delPrado como base para atribuir al Cretácico las rocas dela provincia de Madrid. Incluso es posible que aflora-mientos como los de Congostrina, Alcorlo, Tamajón ySomolinos, igualmente conocidos en aquélla época,

fueran atribuidos al Cretácico pocos años después dedefinirse este como Sistema en 1822.

En la segunda mitad del siglo XIX otros muchos aflo-ramientos de la provincia fueron reconocidos como cre-tácicos, destacando las rocas calizas que afloran en Sace-dón, en los páramos de Sigüenza, en las sierras deCifuentes y en el Alto Tajo. Así, en el Mapa Geológico dela Provincia de Guadalajara (Castell y Clemente, 1881), yase pone de manifiesto que el Cretácico conforma unaorla de afloramientos en el límite del Sistema Central y laCordillera Ibérica con la Cuenca del Tajo. Igualmente, enestos años se reconocieron como rocas del Cretácico lasque forman las hoces del río Mesa o los cerros testigos deFuentelsaz o Embid, este último en el límite con Aragón.

INTRODUCCIÓN

Figura 1. El Cretácico a la entrada del Congosto de Alcorlo. Reproducción de la fotografía firmada por Royo Gómez que figura en la Memo-ria del Mapa Geológico 1:50.000 de Hiendelaencina de 1928.

A lo largo del siglo XX en la provincia de Guadalaja-ra continuaron identificándose afloramientos, los dePeñalén y Poveda, en las proximidades de la Serranía deCuenca, algunos cerros de las Sierras de Molina de Ara-gón o las estribaciones de los Montes Universales, aflo-ramientos que han quedado reflejados en los MapasGeológicos a escala 1:50.000 de la primera serie (Fig. 1)y en la cartografía más reciente. El conocimiento sobrela presencia del Cretácico en la provincia se completó enla segunda mitad del siglo XX a partir de la exploracióndel subsuelo con fines petrolíferos, reconociéndosemediante sondeos y líneas sísmicas, la presencia dedepósitos cretácicos por debajo de las rocas cenozoicasque rellenan la Cuenca del Tajo (Segura et al., 2006).

Actualmente sabemos que todas las rocas cretácicasde la provincia de Guadalajara se depositaron en unamisma cuenca sedimentaria, la Cuenca Ibérica, que ini-cialmente ocupaba lo que hoy conocemos como Cordi-llera Ibérica, y que durante el Cretácico, se extendióhacia el Oeste llegando incluso más allá de la provinciade Madrid. El conocimiento detallado e integrado deestas rocas y de su historia geológica, ha sido posiblegracias a la aplicación reciente de la estratigrafíasecuencial, por lo que en estudios con poco más de uncuarto de siglo, es frecuente que el Cretácico del Siste-ma Central y el de de la Cordillera Ibérica se estudienindividualizadamente.

Las rocas cretácicas de la provincia de Guadalajaracambian mucho de unas zonas a otras, tanto en suestructura estratigráfica como en su expresión morfoló-gica. En general el Cretácico presenta siempre un tramoinferior de naturaleza terrígena, las conocidas arenas en«facies Utrillas», sobre ellas un potente tramo de calizasy margas, y por último, un tramo superior de arcillas yyesos.

Las arenas de «Utrillas» presentan en esta provinciaalgunos de sus mejores afloramientos y son conocidas yexplotadas desde hace muchos años, obteniéndose,tanto caolín (en la zona Sureste), como arenas silíceas(en pequeños areneros repartidos por toda la provin-cia). Estas arenas presentan, a lo largo de la provincia,importantes cambios de espesor y de facies, recono-ciéndose dos zonas en las que predominan las facies dearenas blancas y rojas, una, al Sur, en Peñalen-Poveda yotra, al Norte, en las estribaciones del Sistema Central

(Fig. 2). Entre ambas zonas, las arenas de Utrillas pre-sentan menos espesor y una facies de arenas ocres ablancas con intercalaciones de dolomías (Segura y Gar-cía, 1985).

Por encima, el tramo calcáreo intermedio tambiénpresenta importantes cambios de unas zonas a otras,tanto en su litología como en su expresión morfológica.En el Sur y Este de la provincia (Alto Tajo, hoces del RíoMesa, etc) está formado por calizas, dolomías y brechascon más de 200 m de espesor, sin apenas intercalacio-nes margosas, ni fósiles. Esta sucesión es semejante alas que pueden verse en la Serranía de Cuenca y en losMontes Universales. En los afloramientos más septen-trionales (Ej. Santamera, Somolinos), el tramo interme-dio está formado por potentes unidades de margas ycalizas con abundantes fósiles, quedando las dolomíaslimitadas a los términos estratigráficamente más altos.Al reducirse el espesor de las masas calcáreas, los aflo-ramientos se hacen menos escarpados y ganan impor-tancia las laderas con pendientes más suaves o en gra-derío; las masas calizas quedan limitadas a un par detramos que destacan por su resalte en algunos aflora-mientos del Sistema Central o de los embalses de Alcor-lo, Pálmaces de Jadraque o Entrepeñas.

En el centro de la provincia estas masas calcáreasapenas si resaltan, ya que el relieve ha sido arrasado entiempos terciarios hasta formarse la actual paramera.Allí donde este páramo erosivo se desarrolla sobre rocasdel Jurásico o Triásico, los materiales cretácicos quedanformando cerros testigo, con laderas de suaves pen-dientes desarrolladas sobre las arenas de Utrillas y mar-gas inferiores, que culminan con los primeros nivelescalcáreos del tramo intermedio (ej. Muelas de Codes,cerros testigo de Atienza, Fig. 2).

Figura 2. El Cretácico de Atienza. Las arenas de la Formación Utri-llas destacan en la base de los cerros, sobre las arcillas triásicas enfacies Keuper que forman la llanura fotografiada en primer plano.

Finalmente, el tramo superior, formado por arcillasde colores verdes y rojos con intercalaciones de yesos

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EL CONTEXTO GEOLÓGICO DE LOS PRIMEROS POBLADORES DEL PÁRAMO: SIGÜENZA-AMBRONA

LOS AFLORAMIENTOS CRETÁCICOS DE LAPROVINCIA DE GUADALAJARA

blancos, y localmente, bancos de calizas y niveles dearenas, constituye un conjunto de pobre expresión mor-fológica en el relieve, difícil de observar detalladamenteal encontrarse generalmente labrado, vegetado ocubierto por depósitos terciarios. Estos materiales fue-ron atribuidos tradicionalmente al Terciario por su natu-raleza terrígena continental, que rompe claramente conla naturaleza carbonatada marina de los materialesinfrayacentes, no obstante, su disposición estratigráficaconcordante con las calizas infrayacentes, así como lapresencia de fósiles inequívocamente cretácicos enmateriales equivalentes a estos en las vecinas provinciasde Segovia y Cuenca, nos han llevado a considerar queuna parte importante de las arcillas y yesos de estetramo deben de ser atribuidas al Cretácico más superior(Segura et al., 2002; Gil et al., 2004; García et al.,2004).

Durante el Cretácico la placa Ibérica, experimentóimportantes cambios paleogeográficos y tectónicos,consecuencia principalmente de la apertura del Atlánti-co Norte. En el Cretácico inferior la placa sufrió unaintensa etapa de fracturación por distensión, que diolugar a la aparición de nuevas cuencas sedimentarias ymárgenes continentales. Esta actividad de las placastectónicas también provocó importantes cambios en suposición paleogeográfica, pasando de estar situada porencima del trópico (aproximadamente 40º N) a ocuparuna posición intertropical (30º N), lo que supuso unimportante cambio en su clima hacia condiciones máscálidas y áridas, que favorecieron un mayor desarrollode la vida en las áreas epicontinentales, y con ello, unamayor producción de sedimentos.

Actualmente sabemos que en la Cuenca Ibérica, lagran etapa sedimentaria en la que se depositaron losmateriales terrígenos permo-triásicos y las calizas jurási-cas, terminó en el Oxfordiense superior. A finales delJurásico, la Cuenca se reestructuró dando comienzouna segunda fase de rifting, que coincidió con la for-mación de corteza oceánica atlántica entre Portugal yTerranova y con la apertura del Golfo de Vizcaya, asícomo con el desarrollo de un margen transformante enel Sur de la Placa Ibérica (Fig. 3).

Durante esta etapa la Cuenca Ibérica se conformócomo un surco de orientación casi N-S, entre el MacizoIbérico y un ampliado Macizo del Ebro. En un principiola sedimentación estaba limitada a una serie de peque-

ñas cuencas extensionales muy subsidentes (Maestraz-go, Cameros, Columbretes y Sur-Ibérica, desarrolladassobre los materiales mesozoicos previos, especialmentelos del Jurásico (Mas et al. 2004, Comas-Rengifo et al.2007).

Figura 3. Situación paleogeográfica de la Placa Ibérica a mediadosdel Cretácico (M0 Apriense).

En cada una de estas cuencas ibéricas la sedimenta-ción comenzó en un momento diferente (Oxfordienseterminal en la Cuenca del Maestrazgo, Tithoniense infe-rior en la Cuenca de Cameros y Berriasiense en la Cuen-ca Sur-Ibérica), acumulándose en ellas potentes regis-tros sedimentarios durante el Cretácico Inferior (en laCuenca de Cameros superó los 5.000 m). En este perio-do, la actividad tectónica tuvo dos fases de máximaintensidad, una durante el Oxfordiense-Berriasiense yotra durante el Barremiense-Aptiense, separadas por unintervalo de menor actividad tectónica (Berriasiense-Valanginiense) durante el cual disminuyó la subsidenciaen las cuencas sedimentarias y con ello, la acumulaciónde sedimentos.

Durante el Cretácico Inferior, lo que hoy es provinciade Guadalajara, estaba situada en el extremo norocci-dental de la Cuenca Sur-Ibérica. En esta cuenca la sedi-mentación se inició en el intervalo Berriasiense-Aptien-se, acumulándose en su extremo mas meridional hasta2.000 m de sedimentos carbonatados, mixtos y terríge-nos, depositados en ambientes marinos someros (deplataforma y litorales) y continentales (aluviales y lacus-tres) (García, 1977; Arias, 1978; Mas, 1981). Esta cuen-ca estaba compartimentada en varias cubetas menores,de las cuales la más septentrional, la cubeta de Sace-corbo se sitúa en la parte central de Guadalajara.

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LA CUENCA IBÉRICA DURANTE EL CRETÁCICO

Finalizada esta segunda etapa de actividad tectónicaextensional, en el Albiense Medio-Superior comenzó unsegundo estadio de subsidencia térmica que se prolongóa lo largo de todo el Cretácico Superior hasta el EocenoInferior (García et al., 2004). Durante este periodo laCuenca Ibérica fue primero inundada por un mar some-ro (Albiense superior - Campaniense Medio) que conectóen varias etapas los dominios marinos atlántico y tethy-siano, depositándose en su fondo sucesivas plataformascarbonatadas y una extensa cuña de sedimentos areno-sos en sus costas. La retirada del mar dio lugar al depósi-to de potentes sucesiones de arcillas y yesos de ambien-tes litorales y evaporíticos, los cuales a partir del Campa-niense medio se extendieron por todo el centro de lacuenca hasta terminar generalizándose.

En Guadalajara, las rocas del Cretácico inferior tie-nen una extensión muy limitada, se encuentran única-mente en el área de Peñalen-Poveda y en la zona deSacecorbo (Comas-Rengifo et al., 1975). En esta últimason rocas detríticas en «facies Weald» formadas por are-niscas con intercalaciones de conglomerados, arcillas decolores abigarrados y calizas grises (Fig. 4). Contienen

algunos fósiles con valor cronoestratigráfico, entre losque se han reconocido ostrácodos y caráceas de edadBarremiense. Son sedimentos depositados en mediosfluviales y lacustres formados en cuencas limitadas porfallas, y desarrolladas sobre calizas jurásicas. La presen-cia de niveles locales de carbón y abundantes restos deostrácodos y caráceas sugieren que eran lagos someroscon amplias zonas palustres y una importante vegeta-ción en sus márgenes (Giménez y Rey, 1982)

Los depósitos del área de Peñalen-Poveda están situa-dos con el extremo Norte de la cubeta de la Huergina, ypresentan facies semejantes a las descritas en Sacecorbo,pero con mayor desarrollo y presencia de calizas oncolíti-cas y de algas, lo que sugiere sistemas lacustres fluvialesmejor desarrollados y más permanentes.

En esta zona de Peñalen-Poveda, sobre las faciesWeald se depositaron unas arenas en «facies Utrillas»que han sido atribuidas al Aptiense-Albiense (Ruiz ySegura, 1993). Representan las facies fluviales y cos-teras de un mar somero de origen tethysiano, des-arrollado en el extremo suroccidental de la CuencaIbérica como consecuencia del ascenso eustático delos mares que tuvo lugar durante el Aptiense-Albien-se (Ruiz, 1996). Este pulso eustático dejó depósitosde plataforma carbonatada (Calizas del ciclo Urgonia-no) en el margen Vasco-Cantábrico y en el Ibérico-Valenciano.

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LOS SEDIMENTOS FLUVIALES Y LACUSTRESDEL CRETÁCICO INFERIOR DE GUADALAJARA

Figura 4. Calizas del Cretácico inferior en la carretera de Sacecorbo a Esplegares.

A partir del Albiense Superior la actividad tectónicapasó a ser un factor secundario en la configuración dela Cuenca Ibérica y en el control de la sedimentación.Ambos parámetros, cuenca sedimentaria y sedimenta-ción, pasaron a estar controlados por el eustatismo(Segura et al., 2002; García et al., 2004).

El nivel del mar que había descendido hasta uno desus grandes mínimos en el Albiense medio, inició a par-tir de entonces un prolongado ascenso que le llevó aalcanzar en el Turoniense basal uno de los niveles másaltos de todo el Fanerozoico. Este ascenso eustático diolugar a una gran transgresión marina, edificada en

varios pulsos menores, instalándose primero un marsomero, abierto al Tethys y posteriormente un mar másprofundo y abierto al Atlántico (Carenas et al. 1989).

Los primeros episodios sedimentarios relacionados aesta trasgresión se encuentran al Sur de la actual Cordi-llera Ibérica y en el Maestrazgo (García et al. 1978, Gar-cía et al. 1989). Son calizas de plataforma somera(Miembro Calizas de Estenas) que se depositaron en unfondo aún irregularmente subsidente con surcos yumbrales claramente marcados (Fig. 5). A finales delAlbiense, en una cuenca ya homogenizada, la sedimen-tación marina (Miembro Calizas de la Bicuerca) seextendió a sectores más occidentales de la Cuenca Ibé-rica (Serranía de Cuenca, Montes Universales) y al Maes-trazgo, alcanzando las facies terrígenas costeras LaMancha y la Ibérica Aragonesa (Fig. 6)

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LOS MARES SOMEROS DEL ALBIENSESUPERIOR - CENOMANIENSE

Figura 5. Unidades estratigráficas del Cretácico superior de Guadalajara.

En la provincia de Guadalajara, los sedimentos delAlbiense superior se reconocen al SE, en la Muela dePiqueras-Alustante, en Peralejo de las Truchas, o en lascanteras de Peñalen y Poveda (Segura et al.. 1988). Sonsedimentos terrígenos y constituyen una gran parte delas arenas blancas (Fm Utrillas) que afloran en estazona. Representan ambientes principalmente costeros(Ruiz, 1996) en los que se destacan importantes costrasferruginosas con desarrollos edáficos, vinculadas a inte-rrupciones en la sedimentación y al desarrollo de proce-sos ferralíticos en relación con suelos (Fig. 7).

Durante el Cenomaniense nuevos ascensos eustáticosdejaron en la Cuenca Ibérica una sucesión de episodiossedimentarios progresivamente más marinos y extensi-vos. En el Cenomaniense inferior la sedimentación car-bonatada se extendió a lo largo del surco alcanzando loque hoy es el Sur de la Ibérica Aragonesa y La Manchadepositando en amplias zonas sedimentos margosos (FmChera) y carbonatados (Fm Alatoz) característicos de lla-nuras mareales fangosas y carbonatadas (Fig. 5).

En el Cenomanense medio un nuevo pulso eustáticoextendió aún más el mar a lo largo de la Cuenca Ibéri-ca, dejando una nueva plataforma carbonatada (con-junto inferior de la Fm Villa de Vés) que ocupó la tota-lidad de las zonas meridionales y centrales de la Cuen-ca (García et al. 1978, Segura y García, 1985). Estemismo ascenso eustático hizo avanzar el Atlánticodesde el Norte, hasta alcanzar las zonas centrales de laCuenca, estableciéndose una conexión entre los domi-nios Atlántico y del Tethys (Alonso et al. 1993). En laprovincia de Guadalajara, las calizas de la Fm Villa deVés depositadas en esta etapa pueden verse en lashoces del río Mesa, y las facies terrígenas costeras aso-ciadas a ellas en la zona central de la provincia, aunquesabemos que que alcanzan su zona más occidental yaque han sido reconocidas en Pálmaces de Jadraque,Sacedón y en Brihuega (sondeo Santa Bárbara).

En el Cenomaniense superior, un nuevo episodiotransgresivo, aún más extensivo que los anteriores, dejóuna somera, homogénea y extensa plataforma carbo-natada en la que predominan las facies mareales (con-junto superior de la Fm Villa de Vés), los depósitos acu-mulados en esta plataforma se reconocen actualmenteen toda la Cordillera Ibérica, desde su límite con el Pre-bético hasta las Catalánides y desde el Maestrazgo a laCantábrica, sin apenas cambios de espesor o de facies(Fig. 8). Hoy sabemos que esta plataforma se depositóen el singular contexto de una cuenca sedimentaria queestaba en el punto de equilibrio de su basculamiento (laCuenca Ibérica pasó de estar abierta hacia el Tethys enel Albiense superior, a estar abierta hacia el Atlántico enel Turoniense inferior) y era inundada por un mar próxi-mo a alcanzar su máximo eustático (en el Turoniense sealcanzó uno de los dos máximos del nivel del mar delCretácico). Guadalajara ocupaba dentro de la CuencaIbérica la zona de convergencia entre ambas áreas oce-ánicas (Atlántico y Tethys) y en sus rocas cretácicas hanquedado registrados detalladamente estos cambiospaleogeográficos

Las tres plataformas carbonatadas cenomanienses(Chera/Alatoz, conjunto inferior y conjunto superior de

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Figura 6. Unidades estratigráficas del Cretácico superior de Gua-dalajara.

Figura 7. Cantera de Caolín en Poveda de a Sierra. En la base, lasarenas de la Formación Utrillas de edad Albiense superior, mostran-do niveles de paleosuleos. Al techo de la cantera se observan lasarcillas verdes de la Fm Margas de Chera. Coronando el cerro aflo-ran las dolomías del Cenomaniense Inferior.

la Fm Villa de Vés) se identan hacia el margen costerocon otras tantas cuñas terrígenas, que hoy reconoce-mos superpuestas y marcando un onlap costero. Cons-tituyen el cuerpo principal de la Fm Utrillas que pode-mos ver en la zona central de la provincia de Guadala-jara. (Ruiz y Segura, 1993, Ruiz et al. 1994, García-Hidalgo et al., 2007).

Durante el Cenomaniense terminal � Turonienseinferior tuvo lugar un nuevo y singular episodio trans-gresivo coincidiendo con el máximo eustático y la cul-minación del basculamiento de la placa Ibérica hacia elN. La suma de ambos factores determinó que en laCuenca Ibérica la sedimentación dejase de estar relacio-nada con el Tethys para pasar a estar en relación conAtlántico. Esto permitió, que por primera vez desde elJurásico, se depositasen facies de plataforma abiertacon ammonites, muy bioturbadas y sin estructuras decorriente, depositadas bajo una lámina de agua de másde 100 m (calizas nodulares y margas de la Fm Pico-frentes) (Fig. 9).

Las condiciones netamente marinas y de aguas cáli-das que se dieron durante esta transgresión propiciaronun importante desarrollo de las comunidades bentóni-cas epicontinentales y con ello, una intensa producciónde carbonatos.

La redistribución de estos sedimentos carbonatadoshacia áreas más internas (profundas) de la cuenca, con

espacio suficiente para su acumulación, provocó la pro-gradación de la plataforma hacia el NO. De este modose formaron los grandes cuerpos masivos de carbona-tos, que forman las dolomías de la Fm Ciudad Encanta-da con sus espectaculares clinoformas de progradación(superficies de sedimentación inclinadas) (García et al.1985, Segura et al. 1989, Segura et al., 1993). Estossedimentos se fueron depositando en el frente de laplataforma, entre la superficie del agua y los sedimen-tos margosos del fondo marino.

Al máximo eustático de este episodio sedimentario,siguió un importante descenso del nivel del mar queredujo progresivamente el área de sedimentación a lazona más septentrional de la Cuenca. La mitad meri-dional de la plataforma carbonatada anteriormentedepositada, quedó emergida, favoreciendose su dolo-mitización y más al Norte se desarrolló, una amplia lla-nura costera fangosa (Capa Margas de Alcorlo) atrave-sada por canales mareales y fluviales en las que se depo-sitaron cuerpos de arenas lenticulares (Mb Arenas deSegovia). Estos depósitos pueden reconocerse en lazona norte de la provincia de Guadalajara, destacandolos afloramientos de Alcorlo y Somolinos.

La caída eustática del Turoniense medio marcó elfinal del gran ciclo sedimentario trasgresivo-regresivoque comenzó en el Albiense superior.

En el Turoniense superior dio comienzo un segundomegaciclo sedimentario (UZA 3 en la Fig. 5), que comoen el caso anterior, fue consecuencia de un nuevo ygran ascenso eustático. Durante este megaciclo, laCuenca Ibérica permaneció abierta hacia el Atlántico,siendo la comunicación hacia el Tethys restringida y epi-sódica. De esta forma, se mantuvo la configuraciónpaleogeográfica alcanzada a finales del megaciclo ante-rior (Segura et al.2001).

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Figura 8. Distribución de los sedimentos en la Cuenca Ibéricadurante el Cenomaniense Superior.

LOS MARES «PROFUNDOS» DEL TURONIENSE

Figura 9. Calizas y margas de Picofrentes en Somolinos. Situadaspor encima de las Arenas de Utrillas y por debajo de las dolomías delTuronense superior.

LAS GRANDES MASAS CALCÁREASDEPOSITADAS EN RELACIÓN AL ATLÁNTICO

El mar comenzó invadiendo la cuenca desde elAtlántico (Gil et al. 2006) y dejó una sucesión sedimen-taria similar a la de la etapa precedente: primero unaserie tableada, depositada en una plataforma somera,(Fm Muñecas y sus equivalentes laterales dolomíticosFms Tranquera y Caballar); por encima, una sucesión decalizas margosas nodulares fosilíferas, generada en unaplataforma mas profunda y abierta, (Fm. Hortezuelos);por último, los depósitos carbonatados bioclásticos ycalcareníticos (Fm. Hontoria), depositados en una plata-forma somera de alta energía, que representan elcomienzo de la colmatación de la cuenca (Fig. 10).

El primer episodio sedimentario de este megaciclo,de edad Turoniense medio � Coniaciense Inferior, estárepresentado en el centro de la Cuenca por calizastableadas de ambientes submareales y mareales (FmMuñecas). Hacia el Sur, predominan los depósitos deambientes mareales, estando dolomitizados (conjuntoinferior de las Fms Caballar y Tranquera), siendo susti-tuidos por depósitos residuales de margas verdes conpaleosuelos y paleoalteraciones (Fm Margas de Alarcón)en los sectores más meridionales de la Ibérica Castella-na y Altomira � La Mancha (Fig. 5).

Los afloramientos de Guadalajara son excelentespara reconocer esta transición lateral de facies, pasan-dose de las calizas de plataforma (Fm Muñecas) que seobservan en la muela de Somolinos, a las dolomíastableadas (Fm Tranquera) que se reconocen en la partecentral y oriental de la provincia, hasta las margas ver-

des (Fm Alarcón) que afloran al Sur, en el área de Sace-dón (Gil et al., 2006, Gil et al.2007).

El segundo episodio sedimentario, de edad Conia-ciense medio a Santoniense, comenzó en el contexto desubida eustática del megaciclo en el que se inscribe,alcanzándose el máximo nivel del mar de dicho megaci-clo a comienzos del Coniaciense superior. Está represen-tado por calizas nodulares y margas fosilíferas (Fm Hor-tezuelos), con abundantes ostreidos, entre los que desta-can las grandes conchas de Pycnodonte vesiculare carac-terísticas de esta unidad, así como gasterópodos, ammo-nites, equínidos, isocardias, etc, corresponden a mediosrelativamente profundos de plataforma abierta, coheren-tes con el máximo eustático que en ellos se reconoce. Laparte superior de la secuencia está formada por calizasbioclásticas de plataforma, estratificadas en bancos grue-sos, con frecuentes bioconstrucciones y bioacumulacio-nes de rudistas. Las facies netamente marinas de este epi-sodio no alcanzan las posiciones más meridionales delSistema Central, pasando hacia el S y SE a dolomíastableadas de ambientes mareales de plataforma (Conjun-to superior de las Fms Caballar y Tranquera).

El tercer episodio sedimentario se desarrolla dentrodel contexto regresivo del segundo megaciclo, iniciadoya en el episodio anterior. Está formado por calcarenitasestratificadas en bancos gruesos con numerosas estruc-turas sedimentarias tractivas (Fm Hontoria). Se interpre-tan como depósitos de alta energía generados por lamigración de barras submaerales en una plataformainterna somera.

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Figura 10. En la cerrada del embalse de Pálmaces de Jadraque se observan las Dolomías de Somolinos sobre las dolomías tableadas delPantano de la Tranquera.

Los dos episodios sedimentarios suprayacentes, deedad Santoniense y Santoniense Superior � Campanien-se Inferior, aunque son el resultado de pulsos eustáticospositivos, se encuentran ya en un contexto regresivomuy generalizado, de manera que los máximos eustáti-cos son cada vez menores (Fig. 11). Están formados enlas áreas centrales de la Cuenca Ibérica (provincias deBurgos y Soria) por calizas bioclásticas de plataformacon foraminíferos bentónicos y rudistas, y por una alter-nancia de calizas dolomitizadas y margas amarillentascon intercalaciones de brechas calcáreas y niveles deyesos, respectívamente.

En la provincia de Guadalajara, la parte superior delsegundo episodio y los tres episodios sedimentariossuprayacentes están intensamente dolomitizados,dando lugar a la Fm Somolinos en el Norte de la pro-vincia (Fig. 12). Hacia el Sur, estos materiales pasan a laFm Brechas calcáreas de la Serranía de Cuenca. Los son-deos de Baides, Santa Barbara o Torralba, muestran queen origen estas brechas eran una alternancia de dolo-mías y yesos (Meléndez 1971, Meléndez et al., 1985)depositadas en medios costeros evaporíticos (sebkhas).

Los depósitos de los tres episodios superiores se vie-ron afectados por los primeros movimientos tectónicoscompresivos que afectaron a la Cuenca Ibérica. Ello pro-

pició que durante los dos últimos episodios sedimenta-rios se estableciera de nuevo una buena comunicaciónepisódica con la plataforma tethysiana, así como unahomogenización de los ambientes sedimentarios quepasan a ser los de una plataforma carbonatada someray de baja energía.

Figura 11. Distribución de los sedimentos en la Cuenca Ibéricadurante el Campaniense inferior.

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Figura 12. Dolomías de Somolinos en su sección tipo de la carretera de Atienza a Ayllón.

Sobre los materiales carbonatados del segundomegaciclo, se reconoce en el centro de la Cuenca Ibéri-ca un tercer megaciclo sedimentario (UZA-4 en la Fig.5), en el que las facies dominantes son arcillas conpotentes intercalaciones de anhidritas y algunos bancosde dolomías (Segura et al., 2001 y 2006) (Fig. 13). Enrelación con este megaciclo afloran, en el sector occi-dental de la cuenca (en las proximidades de Segovia),niveles de arenas que contienen restos de vertebradoslos cuales datan el Campaniense superior-Maastrich-tiense y en la zona central (en las proximidades deCuenca) arcillas y yesos también con vertebrados, en laparte superior de la Fm Arcillas y yesos de Villalba de laSierra.

Durante este tercer megaciclo, las plataformas car-bonatadas quedaron limitadas a sus extremos septen-trional y meridional, en las proximidades con la CuencaVasco-Cantábrica y Prebético, respectivamente. El restode la cuenca pasó a ser una extensa llanura mareal atra-vesada por canales que distribuían los aportes fluvialesy mareales y localmente ocupada por lagunas someras,medios en los que se depositaron arcillas y yesos conintercalaciones de arenas y dolomías.

El megaciclo se desarrolló en un contexto eustáticoregresivo, continuación del iniciado en el Coniaciensesuperior, en el que la deriva de la Placa Ibérica la llevó aocupar durante el Campaniense�Maastrichtiense unaposición intertropical que acentuó la aridez de losmedios sedimentarios y propició la sedimentación deimportantes depósitos de anhidritas. Como sucedió enel megaciclo anterior, el descenso generalizado del niveldel mar se vio interrumpido por varios repuntes eustáti-cos, propiciando cada una de estas subidas del nivel demar la instalación momentánea de llanuras marealescarbonatadas que daban lugar a la sedimentación deunos pocos bancos de calizas o dolomías. Por el con-trario, la sedimentación de evaporitas ganaba impor-tancia cuando se acentuaba la caída del nivel del mar.

En la provincia de Guadalajara estas rocas afloransólo localmente, cerca de Tamajón y entre Sacedón yCifuentes, pero han sido reconocidas en los sondeosprofundos que han realizado en su zona central (Se-gura et al. 2006) donde presentan un importante desa-rrollo.

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Figura 13. Arcillas y yesos sobre las dolomías del Cretácico superior en Valdepeñas de la Sierra.

LA RETIRADA DEL MAR Y LA INSTAURACIÓN DELA SEDIMENTACIÓN CONTINENTAL

Este trabajo ha sido parcialmente financiado por elProyecto PAI08-0204-1312 de la Junta de Comunidadesde Castilla La Mancha y realizado como parte de lasactividades de IBERCRETA (Cretácico Medio y Superiorde la Cuenca Ibérica), Grupo de Investigación Registra-do de la UAH con referencia CCTE2007-R23.

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EL PALEÓGENO DE LA PROVINCIA DE GUADALAJARA:«EL COMIENZO DE UNA NUEVA ERA. LA FORMACIÓNDE LAS CORDILLERAS Y CUENCAS CONTINENTALES»

F. López Olmedo1, M. Montes1, F. Nozal1, A. Díaz de Neira1, J. Luengo1 y R. Martín Banda1

1 Área de Cartografía Geocientífica. Instituto Geológico y Minero de España. c/ Calera 1. Tres Cantos. 28760 Madrid

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El Cenozoico es una Era geológica que incluye losmateriales formados en la corteza terrestre desde hace65 millones de años hasta la actualidad. Se han defini-do como sub-Eras: el Terciario (entre -65 y -1,8 m.a.) yel Cuaternario (entre 1,8 m.a. y la actualidad). El Tercia-rio a su vez se divide en dos sistemas: el Paleógeno oTerciario inferior (de -65 m.a. a -22,5 m.a.) y el Neóge-no o Terciario superior (de -22,5 a -1,8 m.a.).

El Paleógeno (Fig. 1) está formado por el Paleoceno,Eoceno y Oligoceno, abarcando un periodo de tiempomuy activo de 42,5 m.a, en el que, tras la retirada en laregión de los mares cretácicos se instala una sedimen-tación continental que va a continuar durante todo elCenozoico alternando con momentos de deformaciónque van a generar la estructuración y formación de lascadenas montañosas a nivel peninsular entre ellas el Sis-temas Central, el Sistema Ibérico y la Sierra de Altomira,que conforman una buena parte de los relieves impor-tantes de la provincia de Guadalajara.

1. INTRODUCCIÓN

Figura 1. Leyenda cronoestratigráfica del Cenozoico.

Una visualización rápida del mapa geológico de laprovincia de Guadalajara permite observar como losmateriales paleógenos aflorantes aparecen asociados alos relieves que conforman las principales unidades geo-lógicas del centro peninsular. Generalmente se encuen-tran plegados y a veces discordantes sobre los materia-les cretácicos, quedando ocultos por los sedimentos ter-ciarios más modernos de la Cuenca del Tajo. Esta cuen-ca de origen intracratónico y de forma triangular, limi-tada al Norte por los materiales graníticos y metamórfi-cos del Sistema Central y al Este por los sedimentosmesozoicos de la Cordillera Ibérica. Hay que destacarademás, como rasgo característico de esta cuenca, losrelieves de la Sierra de Altomira, unidad de direcciónsubmeridiana, que individualiza la parte más oriental dela cuenca, separando la Cuenca de Madrid de la deno-minada Depresión Intermedia o Cuenca de Loranca. Laestructuración alpina del Sistema Central y de la Cordi-llera Ibérica durante el Paleógeno, como el emplaza-miento del cinturón de cabalgamientos de Altomira enel Mioceno inferior condicionaron la sedimentación yrelleno de la Cuenca del Tajo.

Los materiales terciarios aflorantes en la provincia,tanto los paleógenos como los neógenos, correspondena depósitos continentales, sedimentados por lo generalpor grandes sistemas aluviales, ríos y lagos, que duran-te esos tiempos ocupaban buena parte de la región yzonas limítrofes, quedando ocultos posteriormente ensu mayor parte por los depósitos neógenos que ocupanactualmente esa depresión. Los afloramientos paleóge-nos se localizan principalmente en las estribaciones yborde meridional del Sistema Central, así como en laCordillera Ibérica, tanto en el interior como a lo largodel borde suroccidental, así como en la Sierra de Alto-mira y zonas limítrofes, formando así parte del rellenode la Depresión Intermedia. La disposición de dichosdepósitos es en forma de orla sobre los relieves meso-zoicos o de forma dispersa e irregular, formando, aveces, parte de cuencas intramontañosas.

Es fácil deducir que los depósitos paleógenos, seencuentran relacionados con la evolución y el desman-telamiento parcial de las cadenas circundantes, inicián-dose la sedimentación continental a finales de los tiem-pos cretácicos y/o a comienzos del Terciario. La natura-leza y composición de los sedimentos de naturalezadetrítica (conglomerados y areniscas) ponen en eviden-

cia, tanto el área que se estaba levantando como lanaturaleza litológica de la misma. Los depósitos neóge-nos que afloran en buena parte de la provincia, ocultanbajo ellos, potentes series paleógenas que han sidoreconocidas en los sondeos profundos que se han rea-lizado (Baides, Santa Bárbara, etc.). Interesa tambiéndestacar que la configuración paleogeográfica de lascuencas paleógenas dista mucho de la existente poste-riormente durante los tiempos neógenos y por supues-to de la que tiene la actual Cuenca del Tajo. El estudiode sus depósitos, su distribución, las variaciones latera-les, cambios de facies, yacimientos, etc. y en general suestratigrafía, permiten reconstruir en parte o de formaaproximada, de donde procedían los mismos, el mediosedimentario donde se depositaron, el clima entoncesreinante y en resumen, su paleogeografía.

Por lo general los depósitos paleógenos presentanuna gran variedad litológica y están formados por rocassedimentarias tanto detríticas del tipo conglomeradosareniscas y arcillas, propios de ambientes aluviales y flu-viales como por sedimentos evaporíticos y carbonata-dos, característicos de sebkhas y lagos salinos o carbo-natados. Los afloramientos son muy discontinuos y sepresentan sobre las series mesozoicas, plegados y engeneral estructurados en forman de cinturones relativa-mente estrechos, donde son frecuentes los cambioslaterales de facies, lo que hace que resulte difícil esta-blecer una estratigrafía clara y precisa de los materiales(Alonso et al. 2004), más aun cuando se encuentranrelacionados con la evolución y deformación de las dis-tintas cadenas a las que se encuentran asociados.

Desde la retirada de los mares cretácicos a finales delMesozoico y ya durante los tiempos paleógenos se pro-duce un importante acumulo de materiales tanto denaturaleza evaporítica y carbonatada como de carácterdetrítico grosero, es decir se depositaron yesos, calizas,dolomías, margas, conglomerados, areniscas y lutitassobre un área fuertemente subsidente, ocupada enbuena en parte por la actual Cuenca del Tajo y sus relie-ves limítrofes. Es de destacar el escaso número de yaci-mientos paleontológicos existentes si bien y aunque deforma muy dispersa, se localizan en menor proporciónalgunos de ellos en el borde meridional del SistemaCentral (Beleña del Sorbe, Huérmeces del Cerro) y enmayor en el entorno de la Sierra de Altomira y Depre-sión Intermedia, lo cual han permitido una datación yatribución cronológica precisa.

La realización con fines petrolíferos de varios son-deos profundos y de líneas sísmicas (Fig. 2), ponen enevidencia en el subsuelo, la existencia de materiales

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EL PALEÓGENO DE LA PROVINCIA DE GUADALAJARA: «EL COMIENZO DE UNA NUEVA ERA.

2. CARACTERÍSTICAS GENERALES DE LOSDEPÓSITOS PALEÓGENOS

paleógenos de características similares a las descritas,así como su estructuración y relación con las seriesmesozoicas infrayacentes. Los perfiles sísmicos en laCuenca del Tajo delimitan un potente conjunto demateriales paleógenos, extendidos de forma continua alo largo de toda ella (Racero, 1988; Querol, 1989). Laslíneas sísmicas ponen de manifiesto un reparto neta-mente asimétrico del relleno sedimentario terciario ydentro de él, un dominio de las sucesiones paleógenas,que constituyen aproximadamente dos tercios del totalde depósitos acumulados en la cuenca a lo largo delCenozoico. El sondeo de Santa Bárbara, así como los deTielmes, San Sebastián de los Reyes y Pradillo, muestranun marcado predominio de facies evaporíticas de carác-ter lacustre, que afloran con bastante potencia al Nortede la cuenca (Jadraque-Cogolludo) y forman parte delas series paleógenas plegadas de la Sierra de Altomira(Muñoz Martín, 1997) y del borde suroccidental de laCordillera Ibérica.

Figura 2. Localización de sondeos profundos y de algunas líneassísmicas en la Cuenca del Tajo a las que se hace referencia en el textoy figuras adjuntas.

De acuerdo con todo lo anteriormente expuesto y agrandes rasgos en los materiales paleógenos aflorantesen la provincia de Guadalajara, se pueden agrupar entres grandes conjuntos.

1. Un conjunto inferior de edad Cretácico superior-Paleógeno inferior (Campaniense a Eocenomedio), formado por evaporitas, carbonatos ylutitas, con algunos niveles de areniscas. Esta uni-dad se encuentra muy bien representada tanto

en el borde meridional del Sistema Central comoen la Sierra de Altomira y borde suroccidental dela Cordillera Ibérica.

2. Un conjunto medio de edad Paleógeno (EocenoMedio - Oligoceno Medio), constituido por cali-zas, margas, yesos, arcillas, areniscas y conglo-merados. Se localiza tanto en el Sistema Centralcomo en la Sierra de Altomira.

3. Un conjunto superior de edad Paleógeno supe-rior-Mioceno inferior (Oligoceno superior-Age-niense) de conglomerados, areniscas y margas,aflorando tanto en el Sistema Central como en laCordillera Ibérica y Sierra de Altomira.

La evolución de la Cadena Ibérica tanto durante elEoceno como en el Oligoceno e incluso a comienzos delMioceno, hace que el relleno sedimentario de las cuen-cas cenozoicas aparezca caracterizado por la existenciade una serie de unidades separadas por discordancias,marcadas discontinuidades y/o rupturas sedimentariasespaciadas en el tiempo y relacionadas todas ellas conlos movimientos de levantamiento y deformación de lacadena.

Por todo ello, para la descripción y estudio estrati-gráfico de los materiales paleógenos, así como para unamejor comprensión de la evolución de la región duran-te esos tiempos, se ha dividido este epígrafe en tresapartados, de acuerdo a la ubicación de los depósitos yla relación de estos con las grandes unidades geológi-cas en las que afloran y con los que se relacionan:

� El Paleógeno del borde meridional de las estriba-ciones del Sistema Central

� El Paleógeno de la Cordillera Ibérica� El Paleógeno de la Sierra de Altomira y Depresión

Intermedia.

2.1. El Paleógeno del borde meridional de lasestribaciones del Sistema Central

El borde meridional del Sistema Central pone límitea esta cordillera con la Cuenca del Tajo y los aflora-mientos paleógenos se sitúan sobre el mesozoico car-bonatado, formando una ancha banda paralela a lacadena desde las proximidades de Torrelaguna y Pontónde la Oliva hasta cerca de Sigüenza.

En este sector, Portero y Olivé (1984), diferencianuna serie de unidades de edad paleógena que las defi-nen como «Unidades Inferiores plegadas», que hacia elNoreste de Guadalajara presentan notables variacionesde facies. Estos autores consideran como unidad basal,la Unidad de Brechas del Pontón de la Oliva, de unos 40m de espesor, conjunto sedimentario mal definido queintegra depósitos calcáreos fuertemente afectados porprocesos diagenéticos, a lo que atribuyen una edad fini-

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cretácica. Sobre ese conjunto brechoide se sitúan dosgrandes unidades paleógenas, que se caracterizan porsu notable espesor y extensión a lo largo de todo elborde del Sistema Central (Portero y Olivé, 1984; Arri-bas, 1986; Alonso-Zarza y Calvo, 2002 y Alonso-Zarzaet al., 2004) y que corresponden a:

� Unidad de lutitas rojas, yesos y conglomerados deTorrelaguna�Uceda. Constituida por lutitas, yesos, con-glomerados y cuarcitas que alcanzan unos 1100 m deespesor, comprenden los términos más superiores delCretácico así como parte del Eoceno (Portero y Olivé,1984). En los primeros 400-500 m predominan las luti-tas rojas y versicolores, con presencia de yeso, a vecesde carácter detrítico y en la parte superior de la unidadpredominan las lutitas rojas, areniscas, yesos y conglo-merados con matriz de yeso detrítico.

Tanto los términos inferiores como los superiores sedepositaron en un ambiente continental y se interpretancomo facies características de llanuras aluviales dístales,en tránsito a depósitos ligeramente más detríticos y pro-ximales en la parte superior de la sucesión. Cuanto máshacia el Este, los depósitos terrígenos pasan progresiva-mente a yesos, adquiriendo un predominio notable en elárea de Cogolludo y Jadraque. Estos yesos se interpretancomo el depósito en lagos salinos bastante extensos.Localmente, esta unidad paleógena presenta niveles decalizas y dolomías con delgadas capas carbonosas. Todoeste conjunto a su vez se puede subdividir en dos subu-nidades (López Olmedo et al., in press), respetando ladenominación existente. Así se diferencia:

� Subunidad de Torrelaguna. Correspondería a laparte baja de la citada unidad y predominarían en

ella los sedimentos lutíticos rojos y violáceos conintercalaciones de yesos blancos (Fotografías 1 y2). Sería equivalente a las facies Garumn caracte-rística del Cretácico terminal y con una edad queabarcaría probablemente desde el Campanienseal Maastrichtiense (Gil et al., 2004). Estos depósi-tos se situarían por encima de las Brechas del Pon-tón de la Oliva y lateralmente pasarían todas ellasa una alternancia de anhidritas y dolomías, reco-nocibles en el subsuelo en zonas algo más orien-tales, ya en plena Cuenca del Tajo.

� Subunidad de Uceda. Se sitúa por encima de laanterior y correspondería a la parte media-alta dela Unidad de lutitas rojas, yesos y conglomeradosde Torrelaguna-Uceda. Está formada por un con-junto heterogéneo de lutitas, yesos y conglomera-dos de tonalidades rosadas y grisáceas (Fotografí-as 3 y 4), con un carácter más evaporítico hacialos sectores nororientales, hasta pasar a los yesosde la Unidad Jadraque-Cogolludo. Hacia sectoresoccidentales, ya en la provincia de Madrid,adquieren un carácter más detrítico. Su edad sesituaría entre el Paleoceno y el Eoceno medio(Rhenaniense) al estar datados los términos bása-les de la unidad suprayacente.

� Unidad mixta terrígeno-carbonatada de Beleña deSorbe-Torremocha de Jadraque. Unidad litológicamentede carácter muy heterogéneo, presenta un espesorentorno a los 900 m y abarca desde el Rhenaniensesuperior al Arverniense, es decir desde el Eoceno mediohasta comienzos del Oligoceno superior. A su vez sepueden reconocer tres tramos: uno inferior, de calizas y

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Fotografía 1. Subunidad de Torrelaguna en las proximidades delPontón de la Oliva.

Fotografía 2. Subunidad de Torrelaguna junto al río Jarama.

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Fotografía 3. Subunidad de Uceda cerca de Valdepeñas de laSierra.

Fotografía 4. Subunidad de Uceda en el valle del río Jarama cercade Puebla del Valles.

margas lacustres, con un espesor medio de 350 m, cuyaedad se atribuye al Headoniense-Eoceno superior (Arri-bas, 1986, 1994 y Portero et al. 1990), otro intermedioque incluye niveles de yesos, margas y calizas de edadSueviense-Arverniense, con una potencia de unos 200m (Arribas et al., 1983) y finalmente uno superior, for-mado por lutitas rojas muy edafizadas, con intercala-ciones de areniscas y conglomerados, que alcanza espe-sores de 450 m (Alonso-Zarza et al., 2004).

La relación geométrica de estas unidades entre sí y conlos materiales neógenos suprayacentes es particularmenteneta en el borde norte de la Cuenca del Tajo, a lo largo delanticlinal de Baides, donde se reconoce una discordanciaprogresiva de la que forman parte estas unidades paleó-genas y la U. Inferior e Intermedia del Mioceno. Algo másal Sur, en las proximidades de Villaseca de Henares, lamisma serie paleógena aparece invertida y los depósitosmiocenos se disponen claramente discordantes sobre lospaleógenos (Alonso-Zarza et al., 2004).

En los materiales paleógenos aflorantes en el bordemeridional del Sistema Central, entre los valles del Sorbey el Henares (Figura 3), Arribas et al. (2004), distinguentres zonas o sectores: una primera, la más occidentalque denomina de Beleña de Sorbe, una segunda ó cen-tral que denomina de Torremocha de Jadraque y la ter-cera, la más nororiental que llama de Huérmeces delCerro. Además dichos autores caracterizan litoestrati-graficamente los materiales paleógenos aflorantes encada uno de esos sectores, diferenciando (Fig. 3) dosunidades: una inferior o Unidad Carbonatada (Fotogra-fía 7) y una superior o Unidad Detrítica (Fotografía 8).

En la primera predominan las facies químicas y corres-ponde a la parte baja de la serie, mientras que la segun-da se sitúa discordante sobre la anterior y muestra uncarácter más grosero y granocreciente. Ambas unidadesequivaldrían a la denominada por Portero y Olive (1983)«Unidad mixta terrígeno-carbonatada de Beleña deSorbe-Torremocha de Jadraque» (Fotografía 5).

La Unidad Carbonatada a su vez se dispone tambiéndiscordante sobre la infrayacente, formada por yesos ymargas (Unidad de Cogolludo, Fotografía 6), como sepuede observar en el anticlinal de Aleas entre el ríoSorbe y Cogolludo (Portero et al. 1990). Presenta espe-sores máximos de 500 m en Torremocha de Jadraque ydel orden de 200 m en Huermeces del Cerro, donde seencuentra datada como Eoceno medio (Crusafont et al,1960). En Beleña del Sorbe los depósitos correspondena ambientes lacustres y deltáicos y hacia el norestepasan a depósitos de ambientes palustres y lacustres.

Por último interesa destacar que en el borde noroc-cidental de la provincia, en la localidad de Campisaba-los en la Sierra de Pela, y próximo al borde de la Cuen-ca del Duero, sobre los materiales cretácicos que con-forman dichos relieves, se sitúa discordante un conjun-to detrítico de conglomerados, areniscas y arcillas clási-camente atribuidos clasicamente al Mioceno aunquerecientemente se les atribuye una edad Oligoceno(López Olmedo et al. in press), por su posición estrati-gráfica y relación con los materiales próximos que con-forman el relleno de la Cuenca del Duero, aunque sinargumentos paleontológicos que justifiquen tal edad.

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Fotografía 5. Paleógeno del valle del Sorbe. Unidad mixta terrígeno-carbonatada de Beleña de Sorbe-Torremocha de Jadraque (Portero yOlive, 1983).

Figura 3. Correlación de las Unidades carbonatada y detrítica del Paleógeno del borde meridional del Sistema Central según Arribas et al.(2004).

2.2. El Paleógeno de la Cordillera Ibérica

La Cordillera Ibérica ocupa la mitad oriental de laprovincia de Guadalajara y se sitúa en posición adya-cente a las estribaciones del Sistema Central. Se trata deuna cadena de tipo intermedio, afectada por plega-mientos, despegues y cabalgamientos, pero sin la inten-

sidad y marcada aloctonia de otras cadenas alpinaspeninsulares tipo Pirineos o Cordilleras Béticas. Dedirección general NO-SE, fue plegada durante la oroge-nia alpina en el Eoceno-Oligoceno superior (Álvaro etal., 1979), si bien existen deformaciones y fracturacióna lo largo de todo el Neógeno, durante el Mioceno eincluso hasta en el Plioceno.

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Fotografía 6. Unidad de Cogolludo. Yesos aflorantes en el flancoseptentrional del anticlinal de Aleas

Fotografía 7. Unidad de Beleña del Sorbe en la carretera de Pue-bla de Beleña a Cogulludo.

La Rama Castellana de la Cordillera Ibérica, está for-mada por una cobertera esencialmente mesozoica,cubierta parcialmente por sedimentos paleógenos queen conjunto pueden llegar a alcanzar los 1500 m deespesor y donde el basamento varisco aparece en aflo-ramientos muy localizados a favor de núcleos de estruc-turas y cabalgamientos y/o fallas importantes. La estruc-tura de la Cordillera Ibérica en el margen de la Cuencadel Tajo está caracterizada por la presencia de una seriede pliegues escalonados cuya dirección predominantees NO-SE, con vergencia tanto al Noreste como al Suro-este y asociados a importantes cabalgamientos delbasamento (De Vicente et al., 2004).

Figura 4. Línea sísmica situada sobre el Terciario alcarreño. Se reconocen las distintas unidades cenozoicas así como el sustrato mesozoicoy los principales accidentes (según Racero 1988).

Fotografía 8. Unidad Detrítica al Norte de Beleña del Sorbe

NW SE

Figura 5. Columna sintética del sector de Ledanca-Cifuentes y AltoTajo (Ríos Aragües et al. 2002).

Los afloramientos paleógenos de esta cadena, selocalizan en varias zonas de la provincia, si bien dondeadquieren mayor representatividad es en las proximida-des y borde de la Cordillera Ibérica con la Cuenca delTajo, aflorando tanto en las proximidades de Cifuentes,como en el Alto Tajo entre Ocentejo, Valtablado del Ríoy Zaorejas. Además se reconocen otra serie de aflora-mientos, aunque de forma discontinua, tanto al Nores-te de la provincia, cerca del límite con la de Zaragozacomo al Este en Checa, cerca de la de Teruel.

Algunas hojas geológicas MAGNA que abarcan elborde suroccidental de la Cordillera Ibérica (FernándezGiménez et al., 1989 y Ríos Aragües et al, 2002, Fig. 5)así como los estudios del subsuelo (Figuras 4 y 6) realiza-dos en este sector de la Cuenca del Tajo, (Racero 1988),diferencian sobre el Cretácico marino cuatro unidades:

� Una primera Unidad basal de carácter evaporíticoy carbonatado, que seria equivalente a las faciesGarumn.

� Una segunda unidad denominada T1 ó Serie pre-tectónica claramente paleógena.

� Una tercera denominada T2 o Serie sintectónicatambién paleógena.

� Una cuarta unidad o complejo somital, denomi-nado Serie postectónica, que equivaldrían paralos citados autores a las series neógenas clásicasque conforman el relleno de la Cuenca del Tajo asícomo de las pequeñas cuencas intramontañosasque se reconocen en esta región.

�� Unidad basal. Los afloramientos más extensos yrepresentativos se localizan en la zona del Alto-Tajo,desde el sector de Cifuentes hasta Zaorejas. Al igual queocurre en el borde del Sistema Central y en la Sierra deAltomira, sobre el Cretácico marino se dispone en tran-sito gradual con el infrayacente calco-dolomítico, unconjunto de más de 200 m de espesor, formado poruna alternancia de brechas calcáreas, margocalizas,calizas oncolíticas, arcillas y margas, más abundantesestas últimas hacia techo.

En algunas zonas como en Cifuentes (FernándezGiménez et al., 1989), se pueden diferenciar tres tra-mos: uno inferior de margocalizas y brechas dolomíticasformadas por colapso por disolución de anhidritas, unointermedio evaporítico, a veces bastante potente (alre-dedores de Trillo y Sotoca del Tajo), formado por yesosmasivos y anhidritas alternado con margas claras y nive-les de conglomerados calcáreos y un tramo superiordetrítico-carbonatado, con niveles de margas y calizaslacustres con gasterópodos y oncolitos.

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En los alrededores de Ocentejo se localiza del ordende 100 m de niveles margosos, calcáreos y arcillososcon yesos e intercalaciones arenosas, con characeas quecaracterizan al Eoceno inferior (Adell et al, 1979). Todoel conjunto descrito resulta equivalente a la Fm Villalbade la Sierra, aflorante en la Serranía de Cuenca y Sierrade Altomira, y a las series detrítico-evaporíticas delborde Sur del Sistema Central (Unidades de Jadraque-Cogolludo y Uceda-Torrelaguna), descritas en el epígra-fe anterior.

Desde el punto de vista de sedimentario estos depó-sitos corresponden y evolucionan desde ambientes tipo«sebkha» donde se depositarían dolomías y anhidritas aambientes palustres y lacustres con sedimentación demargas, margocalizas y calizas y donde los episodiosfluviales son bastante escasos y efímeros.

� Serie pretectónica. Por encima de la anterior y enclara discordancia se sitúa una segunda unidad deno-minada «T1 ó Serie pretectónica» (Fernández Giménezet al., 1989, Ríos Aragües et al, 2002). Fundamental-mente presentan un carácter detrítico formado por con-glomerados muy cementados, a veces cuarcíticos en labase, areniscas y arcillas, que hacia techo presentan tra-mos margosos de tonos asalmonados, niveles oncolíti-cos y calcáreos con gasterópodos y characeas, que indi-can ya una edad Oligoceno inferior-medio. Afloran en elanticlinal de Trillo así como en el Alto Tajo, cerca de Zao-rejas y en Valtablado del Río.

Corresponde a episodios fluviales que evolucionan aambientes lacustres y palustres similares a los que acon-tecieron durante la sedimentación del episodio anterior.En base a las características de esta unidad y por su posi-ción estratigráfica se les asigna una edad Rhenaniense

superior-Arverniense inferior, es decir Eoceno Medio-Oli-goceno Medio, por lo que resultaría equivalente a la Uni-dad Detrítica Inferior de Díaz Molina (1974) aflorante enla Depresión Intermedia y Sierra de Altomira.

� Serie sintectónica. Dentro de la serie paleógena sereconoce una tercera unidad, también de carácter detríti-co aunque algo más restringida y aflorante en las parame-ras del Alto Tajo y en Alustante, en la zona más oriental dela provincia, cerca del límite con la de Teruel. Es la deno-minada «T2 ó Serie sintectónica» (Fernández Giménez etal., 1989, Ríos Aragües et al, 2002), que se apoya en clara

discordancia sobre diferentes unidades infrayacentes.Está formada por conglomerados de cantos calcáreos

y cuarciticos, areniscas y arcillas de tonalidades rojizas(Fotografía 9), culminados a techo en el sector de Zaore-jas por un conjunto calcáreo de tonalidades claras, ocresy blanquecinas y formado por calizas arenosas, calizas ymargas (Fotografía 10), que pueden intercalar delgadosniveles de arcillas lignitíferas. Esta unidad corresponde aun medio de sedimentación de tipo abanicos aluvialesrelacionados con el levantamiento de este sector de lacadena y al desarrollo finalmente de ambientes lacustresbajo condiciones de clima de tipo semiárido. Por su dis-posición con respecto a los depósitos infrayacentes,estratigráficamente se sitúa a todo este conjunto entre elOligoceno superior y el Mioceno inferior, resultando equi-valente (Adell et al., 1978 y Lendinez et al., 1981) a laUnidad Detrítica Superior de Díaz Molina (1978) o bien laUnidad Paleógena de Torres et al. (2006) aflorante al Estede la Sierra de Altomira.

En resumen, los afloramientos paleógenos de estesector de la Cordillera Ibérica, presentan una cierta simi-

Fotografía 9. Conglomerados y arcillas rojas cerca de Zaorejas Uni-dad sintectónica en el Alto Tajo.

Fotografía 10. Unidad sintectónica en el Alto Tajo. Niveles calcá-reos en la carretera de Zaorejas a Villanueva de Alcoron.

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litud litológica con los de los bordes de las otras cade-nas circundantes a la Cuenca del Tajo. Es de destacar elcarácter continental de todos ellos, encontrándose rela-cionados con ambientes deposicionales de tipo aluvialy/o fluvial así como lacustres, desarrollados sobre losrelieves de la cadena Ibérica y en relación con las etapasde deformación de la misma.

2.3. El Paleógeno de la Sierra de Altomira yDepresión Intermedia

La Sierra de Altomira es una alineación mesozoicade dirección submeridiana, formada por un estrechocinturón de pliegues y cabalgamientos, vergentes haciael Oeste, que se encuentra situada en el interior de laCuenca del Tajo y que separa a esta de la denominadaDepresión Intermedia y cuyo límite oriental lo constitu-ye la Cordillera Ibérica (Fotografía 11).

La estructuración de la Sierra de Altomira comenzóa gestarse a comienzos del Terciario, en el Eoceno supe-rior, iniciando su emplazamiento a finales del Paleóge-no y terminándolo de hacer en el Mioceno medio-supe-rior (Muñoz Martín, 1997). Su estructuración afecta alos materiales de las cuencas adyacentes (Cuenca deMadrid y Depresión Intermedia) y se pone de manifies-to con la presencia de discordancias progresivas y otrasestructuras características de la sedimentación sintectó-nica. La edad del emplazamiento final de esta unidad sesitúa entre el Oligoceno superior y el Mioceno inferior,de acuerdo con los datos paleogeográficos y las dife-

rentes etapas de relleno de la Depresión Intermedia(Alonso-Zarza et al., 2004) así como por los datos obte-nidos en el borde con la Cuenca de Madrid (Rodríguez-Aranda et al., 1995).

En la Sierra de Altomira, la serie paleógena aparecetambién plegada y está formada por una potente suce-sión de evaporitas, con intercalaciones de conglomera-dos, areniscas y lutitas rojas, que localmente aparecencobijadas por los cabalgamientos de los materiales cre-tácicos (Muñoz-Martín, 1997). En Sayatón, en el bordecon la Cuenca de Madrid, donde existe un yacimientode vertebrados de edad Oligoceno superior (Calvo et al.,1990), se observan dos ciclos paleógenos separados poruna discordancia angular, a su vez cubiertos por unaunidad en disposición subhorizontal que es correlacio-nable con la serie aflorante al Este de la Sierra de Alto-mira. Unas relaciones geométricas similares son recono-cibles también en el anticlinal de Pareja (Calvo et al.,1990).

El Paleógeno del sector occidental de la provincia deGuadalajara posee una reducida representación, sensi-blemente inferior a la que tiene tanto el Cretácicocomo, especialmente, el Neógeno. Sus afloramientospertenecen al dominio de la Depresión Intermedia y deforma puntual a la Cuenca de Madrid. Como conse-cuencia de su escasa representación superficial se tratade un periodo con notables lagunas en cuanto al cono-cimiento de su paleogeografía, especialmente durantesus comienzos. Como puntos de observación de la seriepaleógena y de sus discontinuidades, destacan el cortede Sacedón y la discordancia de Pareja (Díaz de Neira etal., 1999; Hernaiz et al., 1999).

Fotografía 12. Fm Villalba de la Sierra (Cretácico Superior-EocenoMedio) en las proximidades de Sacedón.

Fotografía 11. Sierra de Altomira y margen izquierda del embalsede Entrepeñas. Afloramientos de la Fm Villalba de la Sierra (VS), Uni-dad Detrítica Inferior (UDI) y Unidad Detrítica Superior (UDS).

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Fotografía 13. Afloramientos de la Unidad Detrítica Inferior (Eoce-no superior-Oligoceno inferior) en las proximidades de Sacedón.

En cualquier caso, el inicio del Paleógeno representaen esta zona un periodo de continuidad con relación alos últimos episodios del Cretácico superior, cuyo regis-tro evidencia una clara tendencia regresiva, de formaque la plataforma carbonatada característica de lostiempos cretácicos es reemplazada por un régimen con-tinental que perdura a lo largo de todo el Terciario eincluso hasta la actualidad.

El final del Cretácico y el inicio del Terciario en estesector están representados por la Fm Villalba de la Sie-rra (Fotografía 12), equivalente a la tradicional faciesGarumn o a la denominada Unidad Basal de Díaz Moli-na (1974). Sus afloramientos evidencian que a comien-zos del Paleoceno aún no se habrían insinuado los relie-ves que dominan actualmente la región, de forma quela zona constituiría una extensa llanura costera conzonas a veces con influencia marina en la que se sedi-mentarían sucesivamente anhidritas nodulares, yesos,dolomías con anhidritas, lutitas yesíferas y arcillascorrespondiendo a un ambiente de sebkhas, marismasy llanuras fangosas, instaladas tras la retirada del marhacia zonas más orientales.

El desarrollo de la orogenia alpina (Fase Pirenaica)durante el Eoceno supuso una reactivación de los relie-ves circundantes de la gran cuenca sedimentaria cretá-cico-paleocena. En concreto, en la región se instaló unasedimentación fluvio-lacustre, ya sin influencia marinacon importantes sistemas aluviales procedentes del Sur,que se correspondería con la denominada Unidad Detrí-tica Inferior (Díaz Molina, 1974) o Unidad Paleógena

(Díaz de Neira et al., 1999). Las areniscas y arcillas rojasy asalmonadas que la conforman alternan con nivelescalcáreos blanquecinos (Fotografía 13) desarrolladosdurante episodios palustres y lacustres, más frecuentesy extensos hacia el Norte de la sierra.

Fotografías 14. Unidad Detrítica Superior (Oligoceno superior) enlas proximidades de La Puerta.

La fisonomía del relieve actual comienza a esbozar-se durante el Oligoceno como consecuencia de la FaseCastellana o Fase Altomira (Calvo et al., 1991), de formaque la Depresión Intermedia queda ya delimitada por laelevación de la Sierra de Altomira y la Serranía de Cuen-ca. Ésta constituiría la fuente de los abanicos aluvialesque llegarían a la zona desde el Sureste y cuyos deposi-tos integran la Unidad Detrítica Superior (Díaz Molina,1974) o Unidad Paleógena-Neógena (Díaz de Neira etal., 1999), constituido por una importante y represen-tativa alternancia de areniscas y lutitas ocres y rojas(Fotografías 14 y 15). La cuenca también quedaría com-partimentada por la elevación del umbral de Córcoles-Pareja-La Puerta, al Este del cual se desarrollaríanambientes restringidos, poco energéticos y de tipopalustre-lacustre.

Este dispositivo paleogeográfico se mantendríahasta comienzos del Mioceno, cuando con el desenca-denamiento de la Fase Neocastellana o Fase Guadarra-ma (Calvo et al., 1991) se produce el emplazamientoprácticamente definitivo de los cabalgamientos de Alto-mira y como consecuencia una nueva reactivación delos relieves existentes y de los sistemas aluviales proce-dentes de la Serranía de Cuenca.

Desde un punto de vista estructural, el registro sedi-mentario paleógeno, está caracterizado por una seriede discontinuidades, aunque presenta una deformaciónsolidaria con el sustrato mesozoico, de pliegues dedirección submeridiana y vergentes hacia el Oeste. Tansólo los niveles superiores (Unidad Detrítica Superior)muestran un carácter claramente discordante sobre lasucesión infrayacente, menos acusado en cualquiercaso, que el que se observa en la serie miocena supra-yacente. La acusada vergencia de las principales estruc-turas que se ponen de manifiesto, hace que tanto la Sie-rra de Altomira, como el anticlinal de Pareja (Fotografía16), se resuelven geométricamente mediante fallasinversas y/o cabalgamientos.

Durante el Terciario, el acercamiento de las placasAfricana y Euroasiática, provocaron una deformacióngeneralizada en lo que es hoy la Península Ibérica,denominada Iberia, plegándose y levantándose entreotros los márgenes de la actual Cuenca del Tajo, condi-cionando el área fuente junto con el clima, la composi-ción y las características de los depósitos que rellenarondicha cuenca.

A comienzos de la Era Cenozoica, durante el Paleó-geno, las aguas del mar que habían comenzado a reti-rarse de la región a finales del Cretácico, lo hacían deltodo para no volver nunca más a cubrirla. La causa deeste retroceso del mar no fue tanto por un descenso del

nivel de los océanos, sino más bien por el levantamien-to del sustrato fruto de las primeras etapas de la for-mación de la denominada Cadena Ibérica.

Los materiales paleógenos en su conjunto tienen unconector pre y sinorogénicos en relación con los movi-mientos alpinos. Durante los comienzos del Paleógenolos sedimentos depositados pueden ser consideradoscomo preorogénicos. Posteriormente el levantamientode las cadenas próximas circundantes (C. Ibérica y S.Central), conlleva un proceso de denudación y desman-telamiento de las áreas elevadas, generándose unimportante acumulo de depósitos, teniendo estos sedi-mentos un marcado y claro carácter sinorogénico. LaFigura 7 representa un esquema de correlación de lasdistintas unidades paleógenas aflorantes en las distintaszonas descritas.

Los depósitos finicretácicos y paleógenos, tras laretirada progresiva del mar, pueden considerarse comopretectónicos hasta el Eoceno medio, ya que es a partirde entonces cuando comienzan los movimientos y ladeformación y empiezan a individualizarse las grandescuencas. En concreto y por lo que afecta, el relleno sedi-mentario de la Cuenca del Tajo, esta presenta una fuer-te asimetría, coincidiendo con la del propio basamentosobre el que se apoya, reconociéndose espesores dehasta 4.000 metros junto a los bordes del Sistema Cen-tral, mientras que en la parte centro-oriental de la cuen-ca, están sobre los 2.000 metros, según se desprendede las investigaciones llevadas a cabo en esas zonas(Racero, 1988; Querol, 1990).

La orogenia Alpina es la responsable de la estructu-ración principal de buena parte de los relieves de la pro-

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Fotografía 16. Discordancias de Pareja. Sierra de Altomira. VS Fm Villalba de la Sierra. UDI Unidad Detrítica Inferior o Unidad Paleógena.UDS Unidad Detrítica Superior UN1 Primera Unidad Neógena.

3. EVOLUCIÓN DE LA PROVINCIA DURANTELOS TIEMPOS PALEÓGENOS

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vincia, al margen de las deformaciones variscas másantiguas, que afectaron a los materiales paleozoicosaflorantes en el Sistema Central a favor de los núcleosde las principales estructuras anticlinales y/o de las fallasimportantes. Los efectos de dicha orogenia, comenza-ron a manifestarse a principio de los tiempos terciariosy no como un evento único, sino que se llevo a acaboen varias etapas separadas en el tiempo, no afectandoademás por igual a todos los sectores, es decir los movi-mientos no fueron sincrónicos en todas las cadenas,existiendo una clara diacronía de la deformación entrelos acaecidos en el Sistema Central y los de la CordilleraIbérica o en la Sierra de Altomira.

Los primeros movimientos alpinos provocaron laretirada definitiva del mar, retirada que se pone demanifiesto por la presencia de depósitos supramarealescon influencia de agua dulce, dando lugar a finales delCretácico Superior, a las brechas del Pontón de la Olivay de San Andrés del Congosto (Portero et al. 1990), cre-ándose una serie de umbrales incipientes que separa-ban amplias cubetas a veces aisladas unas de otras.Durante el Paleoceno y hasta el Eoceno medio, se depo-sitaron potentes niveles de evaporitas que tanto hacia elNorte como al Oeste, estaban interrelacionadas con sis-temas deposicionales del tipo abanico aluvial, queincorporarían depósitos groseros procedentes de losrelieves paleozoicos y mesozoicos del Sistema Central.

En el Eoceno medio y ya en el superior acontecenuna serie de movimientos que dan lugar al levanta-miento del Sistema Central por un lado y de la Cordille-ra Ibérica por otro, con la presencia de una zona subsi-dente, en lo que hoy día es el territorio alcarreño, esdecir en los sectores septentrionales ocupados por lasactuales Cuenca del Tajo y Depresión Intermedia. Estoconlleva a la instalación de ambientes sedimentarios detipo abanico aluvial, playas continentales carbonatadasy una acumulación de sedimentos de cerca de 1000 m,bajo unas condiciones climáticas cada vez más áridas,que se mantuvieron durante todo el Oligoceno.

Los movimientos acaecidos a finales del Oligoceno(Fase Castellana) dan lugar a una importante deforma-ción de los materiales depositados en sectores próxi-mos al Sistema Central, concretamente, los localizadosa lo largo del borde meridional de dicha cadena. Desdefinales del Oligoceno y hasta comienzos del Mioceno,continua la actividad sedimentaria, con los mismosambientes deposicionales y condiciones de aridez,puestos de manifiesto en el sector Sureste de la provin-cia, en la denominada Depresión Intermedia o Cuencade Loranca.

En el intervalo Oligoceno�Mioceno inferior tienelugar la denominada «Etapa Ibérica», responsable de laestructuración de la Cordillera Ibérica. A finales del Pa-leógeno, se individualiza la Cuenca de Madrid y de la

Figura 7. Ensayo de correlación de las distintas unidades paleógenas aflorantes en los diferentes dominios geológicos en la provincia deGuadalajara.

Depresión Intermedia, por el emplazamiento de la Sie-rra de Altomira, si bien por el Norte, en el sector deCifuentes, existe conexión entre ambas. Durante el Oli-goceno y el inicio del Mioceno inferior, se producen unaserie de movimientos tectónicos, que se traduce en elestablecimiento de varias discordancias que afectan alos depósitos paleógenos con la consiguiente entradade nuevos materiales terrígenos de tipo aluvial. En laDepresión Intermedia esta deformación afecta a losdepósitos de la Unidad Detrítica Superior (Díaz Molina,1978), observándose una variación brusca en la litolo-gía por el cambio en la naturaleza del área fuente. Final-mente una serie de movimientos, atribuidos a la llama-da Fase Altomira (Sánchez Serrano, 2004) terminan deconfigurar la Cuenca del Tajo a finales de los tiemposneógenos. La estructuración de la Rama Castellana de laCordillera Ibérica, Sierra de Altomira y Depresión Inter-media o Cuenca de Loranca aparece representada en laFigura 8.

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EL NEÓGENO: DE LAS CRISIS TECTÓNICAS A LATRANQUILIDAD DE LOS LAGOS SOMEROS

A. M.ª Alonso Zarza1

1 Dpto. Petrología y Geoquímica. Fac. CC. Geológicas. Universidad Complutense de Madrid. 28040 Madrid. [email protected]

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Los depósitos neógenos de la provincia de Guadala-jara, además de estar muy bien expuestos, dejan ver lainterrelación entre la sedimentación dentro de la cuen-ca y la tectónica de sus márgenes. En esta zona de laCuenca del Tajo están presentes y fueron efectivosdurante la sedimentación, al menos tres sistemas mon-tañosos (Fig. 1): El Sistema Central al Norte, La Cordille-ra Ibérica al Noreste y la Sierra de Altomira al Este.

El Sistema Central se había elevado ya durante elEoceno-Oligoceno, pero no la Cordillera Ibérica y la Sie-rra de Altomira, cuya estructuración principal se produ-ce entre el Oligoceno y Mioceno Inferior (Capote et al.,1990), en lo que se denomina «Etapa Ibérica». El levan-tamiento de la Sierra de Altomira dio lugar a la com-partimentación de la Cuenca del Tajo, en dos subcuen-cas la de Madrid y la Depresión Intermedia o Cuenca deLoranca (Fig. 2). Por suerte, en la provincia de Guadala-jara se pueden observar y correlacionar los eventos tec-tónicos y la estratigrafía de ambas cuencas. Aunque,algunos casos es difícil separar lo que se denomina«Ciclo Paleógeno» del «Ciclo Neógeno», pues en algu-nas veces la discordancia es progresiva y el límite másclaro entre los dos se encuentra en la base del Neóge-no (Fig.2). Por ello en este capítulo describiremos laestratigrafía y los eventos tectónicos más importantesen la provincia de Guadalajara a lo largo del «Ciclo Neó-geno», aunque su base se sitúe por encima del límiteNeógeno-Paleógeno.

Figura 1. Mapa Geológico de la Cuenca de Madrid (Modificado deCalvo et al., 1989).

1. INTRODUCCIÓN

El hecho de que la provincia de Guadalajara englo-be parte de las dos subcuencas de la Cuenca del Tajo,ha hecho difícil establecer un cuadro estratigráfico sin-tético para toda la cuenca. A esto hay que unir la esca-sez de métodos para datar algunas de las unidades,sobre todo las detríticas. Por ello cuando se analizandistintas propuestas de definición de unidades y su cro-noestratigrafía, se encuentran algunos desacuerdos. Lostrabajos de síntesis más completos se pueden encontraren la Memoria de la Hoja Geológica de Auñón (Hernaizet al., (1998) y en Alonso-Zarza et al., (2004).

En las zonas marginales de la cuenca es dónde seobserva la relación entre las unidades paleógenas y neó-genas, aunque es difícil precisar este límite e inclusoseparar las distintas unidades, pues éstas suelen apare-cer dentro de una discordancia progresiva, ya sea en elárea de Baides-Villaseca de Henares o en el de Pareja. Lamayor parte de los autores están de acuerdo en que la

Unidad Detrítica Superior (Díaz Molina, 1978) se inclu-ye claramente dentro del Ciclo Paleógeno, aunque sutecho se sitúe en el Neógeno (Ageniense) (Fig. 3). Elrango temporal que abarca esta unidad y su posibledivisión en distintas unidades es un hecho que se hadiscutido con cierta frecuencia, si bien pensamos que susituación como techo del «Ciclo Paleógeno» no ofreceninguna duda (Alonso-Zarza et al., 2004).

Las tres unidades definidas clásicamente en la Cuen-ca de Madrid (Inferior, Intermedia y Superior), estánrepresentadas en la provincia de Guadalajara y puedentener sus equivalentes (Ciclos Primero a Cuarto) en laDepresión Intermedia.

La Unidad Inferior en las zonas marginales de laCuenca de Madrid se sitúa discordante sobre los depó-sitos paleógenos o mesozoicos. La discordancia puedeser progresiva como en el caso de Baides, o angularcomo en la zona de Villaseca de Henares. En estas situa-ciones marginales, la Unidad Inferior está formada porconglomerados y brechas con distintos grados y tiposde cementación (carbonato o yeso). Su máximo espesorvisible es de 100 m. En la zona Noreste de la Cuenca de

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EL NEÓGENO: DE LAS CRISIS TECTÓNICAS A LA TRANQUILIDAD DE LOS LAGOS SOMEROS

Figura 2. Corte geológico simplificado de la Hoja de Auñón. Se ha modificado a partir de Hernaiz et al. (1998). Se puede observar la com-partimentación de la Cuenca del Tajo en Cuenca de Madrid y Depresión Intermedia. La distribución y cambio de espesores de las distintasunidades neógenas en las dos Cuencas también queda bien patente.

LAS UNIDADES NEÓGENAS EN LA PROVINCIADE GUADALAJARA

Madrid, área de La Alarilla-Ciruelas se puede observar eltránsito desde depósitos conglomeráticos en las zonasmás proximales a lutitas y calizas en las zonas más dis-tales (hacia el Sur). La unidad termina con un nivel decarbonatos muy potente (10 m). Sin embargo lo máscomún es que la unidad esté formada por conglomera-dos y brechas cementados por sulfatos y que pasanlateralmente a niveles yesíferos más potentes (Rodrí-guez-Aranda et al., 1991), que también se sitúan atecho de la unidad, dada la evolución secuencial de launidad hacia términos o más finos o más químicos.Sobre estos yesos se desarrolla el paleokarst que define

la discontinuidad entre la Unidad Inferior y la Interme-dia en zonas centrales de la Cuenca de Madrid (Rodrí-guez-Aranda y Calvo, 1997). Las formaciones evaporíti-cas, a veces muy potentes (500 m), son las facies máscaracterísticas de esta unidad, se sitúan en las partesmás centrales de la cuenca, e incluyen sulfatos, carbo-natos y cloruros. Su presencia responde al reciclado deformaciones evaporíticas más antiguas, sobre todo lasrelacionadas con el emplazamiento de la Sierra de Alto-mira y de la Cordillera Ibérica. Estás formaciones mássalinas, casi siempre se han estudiado mediante son-deos (Ordoñez y García del Cura, 1994).

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Figura 3. Estratigrafía del Neógeno de la Cuenca de Madrid y de la Depresión Intermedia.

En la Depresión Intermedia el equivalente a la Uni-dad Inferior se ha denominado Primer Ciclo Neógeno ytiene muchas características en común con dicha uni-dad. Este primer ciclo se deposita sobre una discordan-cia con paleorrelieve o definiendo una ruptura sedi-mentaria con la Unidad Detrítica Superior. Su potenciapuede llegar a 350 m. Está formado por conglomera-dos, areniscas grises, lutitas, yesos bioturbados y detrí-ticos y calizas. Su techo se sitúa ligeramente más altoque el de la Unidad Inferior y en él también hay undesarrollo importante de los términos evaporíticos.

La Unidad Intermedia de la Cuenca de Madrid tienesu equivalente en el Segundo Ciclo Neógeno de laDepresión Intermedia. Su potencia varía entre 50 y 200m y su base está definida por la penetración de depósi-tos detríticos sobre los lacustres de la Inferior. En laszonas marginales se observa en algunos casos (área deJadraque) una discordancia angular suave sobre la Uni-dad Inferior, a la vez de una progradación de los depó-sitos detríticos de la Intermedia sobre los de la Inferior.Especialmente dentro de la provincia de Guadalajara, sepuede observar que esta unidad está formada por dossecuencias (primera y segunda).

En las zonas marginales las dos secuencias detríticasson grano y estratodecrecientes, y pueden terminar encalizas. En las zonas distales, hacia techo de cadasecuencia y también en el conjunto de la unidad, hayuna tendencia clara a la disminución de los depósitosaluviales y un aumento de los lacustres (Alonso-Zarza etal., 1990a; Hernaiz et al., 1998). Esta unidad es muycompleja y en las distintas zonas de la provincia puedepresentar ciertas variaciones, en líneas generales la pre-sencia de evaporitas es mayor hacia en Sur y hacia elEste, mientras que hacia el Norte son dominantes lostérminos carbonáticos. En general, en las zonas margi-nales la Unidad Intermedia está formada por depósitosde gravas gruesas, que pasan distalmente a lutitas rojascon muchos niveles edáficos y depósitos lacustres (car-bonatos o evaporitas dependiendo de las zonas). Eltecho de la Unidad está marcado por un importantepaleokarst desarrollado sobre las calizas.

En la Depresión Intermedia el Segundo Ciclo Neóge-no se apoya discordantemente sobre materiales másantiguos (en zonas plegadas) o supone una rupturasedimentaria con el ciclo inferior (en zonas no margina-les). Está formado por areniscas amarillas, lutitas rojas,calizas y yesos bioturbados. En este ciclo dominancomo depósitos lacustres los carbonatos sobre los sul-fatos. Su potencia es de unos 200 m. Es común que losniveles carbonáticos marquen el techo de este ciclo

(Díaz de Neira y Cabra, 1998), en el que no se recono-cen las dos secuencias de la Cuenca de Madrid. En Cór-coles, además de la riqueza faunística, hay que destacarel desarrollo de una zona palustre carbonática, queparece estar ligada a aguas epitermales.

La Unidad Superior (Cuenca de Madrid) o TercerCiclo Neógeno (Depresión Intermedia), parece ser dia-crónicos en su techo en las dos cuencas. En amboscasos el espesor máximo es de 50 m y los afloramientosson más discontinuos, pues en muchos casos han des-aparecido por erosión. Es importante señalar que serompe el modelo concéntrico de facies que presenta-ban las unidades infrayacentes, pues parece que lacuenca intenta ser exorreica y las direcciones dominan-tes de los sistemas fluviales son N-S para la Cuenca deMadrid y E-O en la Depresión Intermedia. La base en lasdos cuencas la constituyen los niveles detríticos fluvialesde la denominada «Red Fluvial Intramiocena» y el techoson las «Calizas del Páramo», constituidas por tobas ymicritas fosilíferas. La topografía del sistema kársticoinfrayacente, condiciona la morfología y distribución delos sistemas fluviales de la Unidad Superior. Estas «Cali-zas del Páramo» no deben confundirse con las que for-man los páramos de la zona NE de la cuenca (valles delBadiel, Tajuña o Henares), que son las del techo de laUnidad Intermedia.

Los afloramientos pliocenos son muy discontinuos, yaparecen sobre todo en las zonas Sur y Este de la Cuen-ca de Madrid, a grandes rasgos pueden ser equivalen-tes al Cuarto Ciclo Neógeno de la Depresión Intermedia.En la Cuenca de Madrid se reconocen dos unidades. Lainferior o «series rojas» (Pérez-González, 1982) estánformadas por 40 m (máximo) de lutitas rojas, areniscasy conglomerados, cuyos afloramientos siguen unadirección N-S. La unidad superior del Plioceno estárepresentada en el centro de la cuenca por una calcretalaminar muy potente (Sanz, 1996). Hacia los márgenesde la cuenca se desarrollaron en épocas más recienteslas rañas y rampas arenosas.

Durante el Terciario la evolución de la Península Ibé-rica y, en concreto, la de la Cuenca del Tajo estuvo con-dicionada por los esfuerzos resultantes de la aproxima-ción entre África y Eurasia. Las fases más importantestuvieron lugar sobre todo durante el Paleógeno, perotambién en el Neógeno quedan reflejados algunos de

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EVOLUCIÓN PALEOGEOGRÁFICA: HITOSESPACIALES Y TEMPORALES

estos movimientos. El levantamiento de los márgenesde la Cuenca del Tajo durante el Oligoceno y parte delMioceno Inferior es el responsable de las distintas dis-cordancias que se observan dentro del Paleógeno ytambién de la discordancia progresiva y/o angular entreel Ciclo Paleógeno y Neógeno (Fig. 4). Estas discordan-cias, tanto en la Cuenca de Madrid como en la Depre-sión Intermedia, ponen de manifiesto la continuidad dela deformación. La disposición de las unidades mioce-nas en el barranco de Pareja, configurando una discor-dancia progresiva, indica eventos tectónicos significati-vos que en momentos determinados rompían la conti-nuidad sedimentaria (Torres et al., 2006).

Figura 4. Discordancia angular y erosiva de los depósitos neógenossobre los paleógenos, que en este caso están invertidos. Área deVillaseca de Henares.

La evolución vertical de la Unidad Inferior y del Pri-mer Ciclo Neógeno desde depósitos detríticos gruesos asistemas lacustres someros a lo largo de toda la cuencaindica un periodo de escasa actividad tectónica. Laamplia presencia de evaporitas responde a la erosión yreciclado de las formaciones evaporíticas más antiguas(Rodríguez-Aranda et al., 1991). El desarrollo del paleo-karst indica probablemente un cambio en el nivel debase de la que pudo preceder o incluso ser el resultadode la «Fase Guadarrama» s.l. (Capote et al., 1990; DeVicente et al., 1996). La discordancia angular que seobserva entre las Unidades Inferior e Intermedia enalgunos puntos de la Cuenca de Madrid o la que seobserva entre los dos primeros ciclos Neógenos sería elresultado de estos movimientos tectónicos, que tam-bién favorecerían la progradación de los depósitosdetríticos de la Unidad Intermedia y Segundo Ciclo Neó-geno sobre los lacustres de las unidades infrayacentes.

La discontinuidad entre las dos secuencias de la Uni-dad Intermedia no queda reflejada en la DepresiónIntermedia, quizás puede relacionarse con movimientosen el borde SO de la Cordillera Ibérica, pero también esposible que el clima condicionara esta discontinuidad,aparentemente de orden menor.

El límite entre las Unidades Intermedia a Superior oentre el Segundo y Tercer Ciclo neógenos es una dis-continuidad muy significativa, marcada en la Cuenca deMadrid por el importante desarrollo del paleokarst y enla Depresión Intermedia por una discordancia. Esta dis-continuidad refleja un cambio significativo en la estruc-turación de las cuencas que pasan de un régimen com-presivo a distensivo, probablemente relacionado con unproceso de elevación tectónica regional asociado confenómenos flexurales relacionados con la compresiónNO-SE Bética. Se produjo durante el Vallesiense y causaun descenso significativo y continuado del nivel debase, que se ve en el área de Guadajalara por el relati-vo encajamiento de sistemas fluvio-lacustres en los car-bonatos karstificados de la Unidad Intermedia. Enzonas más centrales de la cuenca, ya en la provincia deMadrid, algunos procesos pseudokársticos (tipo«piping») dieron lugar a la formación de cavidades quesirvieron como trampa a algunos grandes mamíferos,cuyos esqueletos han quedado preservados en el yaci-miento de Los Batallones (Pozo et al., 2004). Es decir, enun paisaje con relieves intracuencales, no muy acusa-dos, se instalan, a favor de las irregularidades topográ-ficas, importantes sistemas fluviales. La sedimentaciónfluvio-lacustre continuó rellenando valles previos.

Desde el Vallesiense hasta el Plioceno, los cambiosmás importantes parecen ser climáticos. Así en las eta-pas más húmedas se favorece el desarrollo de sistemaskársticos, mientras que en las áridas se forman calcretaslaminares (Sanz, 1996). La actividad de algunas fallasnormales y algunos episodios de deformación que afec-tan a las calizas de la Unidad Superior, dan lugar a laformación de nuevos surcos sinclinales; a favor de estossurcos se instala la red fluvial pliocena que fosiliza elkarst formado sobre la Unidad Superior y, confirma elcarácter exorreico de la cuenca para esta etapa.

En el tránsito Plio-Pleistoceno, de forma diacrónica,se produce el acoplamiento de los antiguos canales ali-mentadores de los sistemas marginales detríticos (rañasy rampas arenosas pliocenas) con el drenaje extracuen-cal atlántico (Silva y González-Hernández, en prensa).Este proceso viene acompañado por un basculamientogeneralizado hacia el SO.

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Una gran parte de la evolución de esta cuencapuede observarse de forma sintética en algunos puntosde interés. Uno de ellos es el área de Villaseca de Hena-res-Baides, que se ha descrito en uno de los itinerariospropuestos en este volumen. Otro punto de interés es elAnticlinal de Pareja y la discordancia progresiva que enél se observa, que incluye los Ciclos Paleógeno y Neó-geno de la Depresión Intermedia al completo (Torres etal., 2006). Nos referiremos aquí exclusivamente a lasunidades neógenas, que forman una discordancia enabanico. Cada unidad se configura en las áreas proxi-males como sistemas de abanicos aluviales húmedos,que pasan distalmente a sistemas lacustres que sehacen expansivos a techo de cada ciclo.

Hay algunos depósitos neógenos de la provincia deGuadalajara cuyas características y disposición les danun indudable interés didáctico, debido a las buenascondiciones de afloramiento y a la conservación demuchos de sus rasgos y geometría iniciales. Por ello, enalgunos casos han servido como modelo para interpre-tar depósitos similares en diferentes cuencas continen-tales, tanto en España, como en el resto del mundo. Eneste apartado, se describen los sistemas deposicionalesque se desarrollaron durante el Neógeno en este áreade la Cuenca del Tajo.

Los depósitos aluviales

La disposición y evolución de los sistemas sedimen-tarios clásticos (abanicos, ríos y coluviones) estuvo con-dicionada por los movimientos, la paleomorfología y laslineaciones estructurales de los márgenes de la cuenca(Sistema Central, Cordillera Ibérica y Sierra de Altomira).Los sistemas de mayor envergadura (abanicos del Tajo,Baides, entre otros) se desarrollan y encajan en paleo-valles, condicionados estructuralmente; a partir de ahíentran en la Cuenca del Tajo y presentan característicasdistintas. En la Depresión Intermedia se han caracteri-zado casi siempre como abanicos húmedos, muy efi-cientes (Torres y Zapata, 1996). Mientras que en laCuenca de Madrid, parecen tener menor recorrido.

El Abanico del Tajo tiene su salida hacia la cuenca enel área de Trillo, muy relacionado con la zona de máxi-

ma cercanía entre la Cordillera Ibérica y la Sierra deAltomira. Por lo que muy probablemente su cuenca dedrenaje pudieron ser estos dos sistemas montañosos yde ahí su gran desarrollo (Torres y Zapata, 1996). Sudirección general es, a grandes rasgos, SE-NO. Sondominantes los depósitos fluviales, funcionó probable-mente también durante toda la Unidad Superior y, es elresponsable de la presencia de muchos de los nivelesdetríticos de las dos cuencas. En el caso de la Cuenca deMadrid, sus depósitos (ya netamente fluviales) se locali-zan a más de 50 km del área de Trillo, sobre todo en lasunidades miocenas más altas. Posiblemente otros siste-mas de abanicos de la Depresión Intermedia (Júcar,Bolliga y Guadiela) tuvieron un funcionamiento similar(Torres et al., 1997). Ya en la provincia de Cuenca, algu-nos de los depósitos fluviales meandriformes han servi-do como modelos no sólo puramente sedimentológi-cos, sino también como análogos para almacenes depetróleo (Díaz- Molina et al., 1995).

En la zona NE de la Cuenca de Madrid, los sistemasaluviales tienen mucha menor envergadura y, es posiblecaracterizar individualmente los distintos abanicos, suszonas de sombras e incluso los depósitos de ladera(paleocoluviones) (Alonso-Zarza 1989, Alonso-Zarza etal., 1993). En la Figura 5 se observa que en la Zona NEde la Cuenca de Madrid fueron activas durante el Neó-geno cuatro sistemas sedimentarios marginales: La Ala-rilla, Jadraque, Baides y Cifuentes-Las Inviernas. A lasque habría que unir el Abanico del Tajo, situado unos10 km al Sur de Cifuentes.

Las facies proximales del sistema de La Alarilla sesitúan distanciadas de su área fuente principal (SistemaCentral), el transporte de los materiales clásticos (deprocedencia metamórfica) hasta sus áreas de sedimen-tación tuvo lugar a través de cañones encajados en elpaleorrelieve paleógeno, expandiéndose a la salida deéste. El sistema de La Alarilla sólo fue funcional duran-te la Unidad Inferior y sus depósitos son observables enla base del Cerro de La Muela. La sucesión está forma-da por unos 80 m de gravas clastosoportadas y relati-vamente ordenadas intercaladas entre lutitas arenosas,que se depositaron en una gran llanura en la que se ins-talaron sistemas fluviales de tipo braided.

En una situación similar se sitúa el sistema de Jadra-que, cuyos depósitos corresponden tanto a la UnidadInferior como Intermedia. Los de la Unidad Inferior sonaglomerados muy desordenados formados por grandesbloques de cuarcita. Sus afloramientos se puedenobservar en la carretera de Jadraque a Castilblanco y enlas proximidades de Jadraque. Los depósitos de la Uni-

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DESDE LOS RÍOS EFÍMEROS A LOS GRANDESLAGOS SOMEROS DEL MIOCENO

dad Intermedia se sitúan discordantes sobre los de laUnidad Inferior y son los niveles de conglomerados quese reconocen en Jadraque. El sistema de Jadraque es unsistema braided de gravas, con dirección N-S y abaste-cido a partir de los materiales metamórficos del SistemaCentral. A este sistema afluyen abanicos aluviales meno-res en los que se reconocen depósitos de transporte enmasa y depósitos de corrientes menos viscosas.

El sistema de Baides también fue funcional durantelas Unidades Inferior e Intermedia. Se sitúa en la zonatectónicamente más activa de esta zona NE, encajadoentre los materiales mesozoicos y paleógenos que cons-tituyen su área fuente. Fue un sistema aluvial de tipobraided muy amplio. Sus depósitos más caraterísticos sepueden observar en una de las figuras de la excursiónrealizada en la zona NE en este mismo volumen. En lasproximidades de este sistema se sitúa una serie de edi-ficios aluviales menores (Mirabueno, Aragosa, La Cabre-ra), cuyo depósito tuvo lugar sobre todo a partir de flu-

jos viscosos. Estos depósitos son fácilmente reconoci-bles desde la carretera de Sigüenza, en las proximidadesde estas localidades.

En el sector de Cifuentes-Las Inviernas se han recono-cido tres sistemas de abanicos aluviales. El mayor es elabanico del Tajuña, que es un sistema aluvial dominadopor corrientes de tipo braided (Alonso-Zarza et al.,1990b). En esta zona son característicos los depósitos deladera (paleocoluviones o paleocanchales), con cuñas demateriales detríticos mal seleccionados, que tapizan elpaleorrelieve labrado sobre los materiales Cretácicos.

Los grades lagos someros: las calizaspalustres

Cuando se viaja a través de la Alcarria llama la aten-ción la gran cantidad de niveles tabulares de calizas quese ven (Fig. 6).

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Figura 5. Esquema de los principales sistemas aluviales del NE de la Cuenca de Madrid. 1: Pizarras y cuarcitas, 2: Mesozoico, 3: Paleóge-no. Mioceno (4 a 7), 4: gravas y areniscas (facies proximales y medias), 5: lutitas (depósitos aluviales distales o de llanuras de inundación),6: depósitos de ladera y abanicos menores, 7: depósitos lacustres. Modificado de Alonso-Zarza et al., (1993).

Figura 6. Calizas del techo de la Unidad Intermedia, con la que cul-minan gran parte de los páramos alcarreños. Castejón de Henares.

Estos niveles son muy abundantes en todas las cuen-cas terciarias de la Península Ibérica, pero en la provin-cia de Guadalajara la calidad de los afloramientos y losrasgos que en ellas se observan las hacen especialmen-te interesantes desde el punto de vista didáctico. Estascalizas se observan en casi todos los páramos y tambiénintercaladas dentro de las series terciarias. Casi siemprese habla de ellas como calizas lacustres, es decir depo-sitadas en lagos. Ahora bien, los lagos eran muy some-ros y se desecaban muy frecuentemente. En cuanto alas dimensiones, se puede decir que habría lagos relati-

vamente pequeños (escasos km) o charcas y grandeslagos de extensiones superiores a 30 km. En realidadcorresponderían a zonas húmedas, dentro de un con-texto, en general seco. La fauna (Sesé et al., 1990) yflora estarían presentes, pero el paisaje sería más bienabierto. Estos lagos se desarrollarían en las zonas dista-les de los abanicos, entre abanicos separados espacial-mente y en las llanuras de inundación de los sistemasfluviales. Un ejemplo de estos sistemas sería el de Cór-coles en donde se han identificado unos 5500 restos demacromamíferos y más de 12000 microvertebrados(Alférez et al., 1999). Los fósiles se encuentran en depó-sitos de margas y calizas, que se depositaron en unambiente lagunar de aguas poco profundas, limpias ybien oxigenadas.

Un hecho notable es que las calizas depositadas enestos lagos son más abundantes a techo de las distintasunidades, es decir en los momentos de mayor estabili-dad tectónica, en los que posiblemente la superficie tanplana de la cuenca favorecía: a) el ascenso del nivel freá-tico, pues al irse rellenando las cuencas cerradas el nivelfreático asciende, b) la emersión de dicho nivel freáticoy c) que los lagos fuesen muy amplios y someros, puessu fondo (base de la cuenca) también era muy amplio ycon escasa pendiente. El hecho de que estos lagos fue-sen tan someros y amplios condicionó que pequeñasvariaciones en su nivel ocasionaran la desecación dealgunas de sus partes, bien sólo de sus márgenes o dezonas más amplias (Fig. 7).

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Figura 7. Modelo esquemático del ambiente de sedimentación de las calizas palustres del techo de la Unidad Intermedia, en la zona NE dela Cuenca de Madrid. 1: Castejón de Henares, 2: Argecilla, 3: Mandayona, A: Sistema de Jadraque, B: Abanico de Baides, C: Abanico deLas Inviernas, D: Abanico del Tajuña. Modificado de Alonso-Zarza et al. (1992a).

Estos cambios en el nivel de los lagos pudierondeberse a variaciones climáticas, cambios menores en eldrenaje, o a la misma sedimentación o colmatación. Elresultado es que las calizas lacustres, o mejor el barrocarbonático que se deposita en el lago, queda expues-to y se puede desecar. Las vegetación que vivía en él oen su entorno necesita más agua, por lo que las plantastienen que penetrar más el barro micrítico generandoporosidad y removilizando el material depositado. Enresumen, las calizas lacustres depositadas sufren proce-sos importantes (edáficos, físicos y mecánicos) debido aque quedan expuestas. Se forman así lo que se deno-minan calizas palustres, que tienen que tener rasgos desu sedimentación bajo lámina de agua (micrita, gaste-rópodos, caráceas, ostrácodos, algas, etc.) y rasgos desu exposición (grietas de desecación, moldes y tubos deraíces, tinciones de óxidos de hierro...).

Si bien estas calizas palustres son muy abundantes entoda la Cuenca del Tajo, la accesibilidad y los rasgos quepresentan hace que algunas secciones del NE sean espe-cialmente interesantes (Argecilla, Castejón de Henares).En esta zona de la cabecera del Río Badiel quedanexpuestas más de 70 m de calizas palustres correspon-dientes al techo de la Unidad Intermedia. La carreteralocal que une las dos localidades mencionadas ofrece unbuen corte de la serie. Como rasgos más significativosdestacaremos: 1) la base de la serie de Argecilla, en la quese observan tres pequeñas discontinuidades debidas a ladesecación y penetración de las raíces; esto da lugar a laformación de pequeñas cavidades irregulares que des-pués se rellenan por fragmentos de la micrita rota y dese-cada. A este proceso se le denomina pseudomicrokarsti-ficación y, 2) Las calizas con porosidad vertical (Fig. 8)debida a la putrefacción de las raíces que penetraron elbarro micrítico en busca de más agua.

Figura 8. Calizas palustres. Se observan algunos restos de gasteró-podos y los huecos verticales, correspondientes a la porosidad deja-da por las raíces.

Dos de las grandes discontinuidades sedimentariasdel Neógeno de la Cuenca de Madrid están marcadasen sus áreas más centrales por el desarrollo de impor-tantes sistemas kársticos que posteriormente quedaronsellados por los materiales que se depositaron sobreellos.

El paleokarst que limita las unidades Inferior e Inter-media se desarrolla sobre los depósitos lacustres yesífe-ros del techo de la Unidad Inferior. Se pueden observaralgunas secciones de este paleokarst en el área de Pas-trana y Pezuela de las Torres (Rodríguez-Aranda y Calvo,1997). Se ha interpretado que se desarrolló en la inter-fase roca-aire y dio lugar a una superficie paleokársticacon lapiaces y dolinas como formas superficiales carac-terísticas. Pero también se reconocen formas subterrá-neas como conductos, cuevas, brechas de colapso yrellenos sedimentarios de esas cavidades. Fue un karstmuy superficial, cuyos rasgos se reconocen hasta 5,5 mpor debajo del límite superior de los yesos. El karst secubrió por los depósitos de la base de la Unidad Inter-media (lutitas depositadas en las zonas distales de losabanicos o en las llanuras de inundación), que no pre-sentan evidencias de colapso ni de otros rasgos kársti-cos. Esto indica que la disolución no continuó y queefectivamente el karst es un paleokarst que se desarro-lló previamente a la sedimentación de la Unidad Inter-media. El tiempo necesario para formar un karst enyesos es mucho menor que si se tratara de carbonatos.En este caso la duración del periodo de karstificación seha estimado en unos pocos miles de años y tendríalugar bajo condiciones climáticas áridas a semiáridas(Rodríguez-Aranda et al., 2002).

El paleokarst que limita las Unidades Intermedia ySuperior se desarrolla sobre las calizas lacustres deltecho de la Unidad Intermedia. En él se reconocen for-mas endokársticas y exokársticas (brechas, rellenos dedepósitos detríticos, espeleotemas, pequeñas cuevas,dolinas,....) (Cañaveras et al., 1996a). El resultado finales la destrucción parcial de la estructura de los carbo-natos y transformaciones mineralógicas y texturales delos mismos (Cañaveras et al., 1996b; Rossi y Cañaveras,1999). Es un karst tabular que generalmente estácubierto por los depósitos de la Unidad Superior, aun-que en la zona N está exhumado. Se formó poco tiem-po después de depositarse la Unidad Intermedia. Losrasgos característicos indican condiciones climáticashúmedas, y además no hay rasgos de condiciones másáridas, como puede ser la presencia de calcretas.

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LOS PALEOKARSTS

La formación de este paleokarst requirió la emersiónde los carbonatos lacustres y la posterior modificación delos sistemas sedimentarios de la cuenca. Todo esto coin-cidió en el tiempo con el cambio de condiciones tectóni-cas de compresivas a distensivas (De Vicente et al., 1996)y también con un inicio de exorreismo en la Cuenca.

Las relaciones estratigráficas entre el paleokarst y losmateriales sobre los que se desarrolla indican que tantoel desarrollo como la fosilización del paleokarst fuerondiacrónicos. Los periodos más largos de karstificación (1-2 millones de años) probablemente se registraron en elNE de la Cuenca (Miralrío-Torija) y los más cortos algomás al Sur (Pastrana). La distribución de este paleokarstestá limitada a las zonas en las que el techo de la UnidadIntermedia son carbonatos. Algunas áreas de la cuencano estuvieron emergidas, por lo que en ellas no se desa-rrolló el paleokarst (Cañaveras et al., 1996a). Un buencorte y muy accesible del paleokarst se puede observar enla carretera que une la N-320 con el Poblado de Villaflo-res (Fig. 9). En él se observan el techo de la Unidad Inter-media con dolinas, mucha porosidad y espeleotemas.Todo esto está sellado, según las zonas o por calizaspalustres de la Unidad Superior (no carstificadas) o porlutitas rojas, dependiendo de las zonas, indicando elpaleorrelieve de la superficie de paleokarstificación.

Figura 9. Calizas del techo de la Unidad Intermedia, fuertementeafectadas por procesos paleokarsticos: disolución y brechificación.Hay algunos espeleotemas pero no apreciables en la foto. Proximi-dades de Guadalajara.

Una idea muy generalizada es que la formación deyesos requiere condiciones áridas, que impiden la vidade muchos organismos. En la zona Sur de la provinciade Guadalajara, sobre todo a lo largo del valle del ríoTajuña, al Sur de Brihuega, se reconocen niveles deyesos de color crema, que presentan claros rasgos debioturbación. Lo que quiere decir que en esos lagoshabía vida y que posiblemente no eran tan salinos comose pensaba. Los yesos se presentan en bancos métricosy son de color crema, por ello muchas veces se handenominado «yesos crema». Están formados general-mente por cristales de yeso lenticular, que se han des-ordenado por efecto de la bioturbación. Estos yesos sedepositaron en llanuras lutíticas, y en las zonas margi-nales y centrales de los lagos. Rodríguez-Aranda (1997)ha descrito la amplia variedad de ichnitas (trazas de laactividad de organismos) en los yesos. Las plantas danlugar a la formación de chimeneas y túneles, mientrasque los insectos y anélidos dan también lugar a chime-neas y túneles pero que presentan rellenos en menisco(los yesos siguen la disposición arqueada de los tubos).También se han atribuido a estos animales los tubosmayores con ramas verticales y horizontales. Por último,también hay algunas pisadas de vertebrados.

Estas formaciones yesíferas están muchas veces sili-cificadas, pues las bioturbaciones favorecen el procesode silicificación (Pérez-Jiménez et al., 2004), por elloes frecuente encontrar los tubos de bioturbación silici-ficados y no el sedimento yesífero donde se encuen-tran (Fig. 10).

Figura 10. Yesos bioturbados y silicificados del Sur de Brihuega.

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LAGOS SALINOS CON VIDA: LOS YESOSBIOTURBADOS

La sedimentación durante el Neógeno no fue nimucho menos continua, ni en el espacio ni en el tiem-po. Dentro de un mismo sistema deposicional, porejemplo los abanicos, hay zonas con mayor tasa desedimentación y otras en las que la tasa de sedimenta-ción es nula o reducida. En estas zonas, siempre que nohaya procesos erosivos, se pudieron formar distintostipos de suelos. La vegetación pudo colonizarlas y a par-tir de ahí acelerar los procesos edáficos. Posteriormentenuevos sedimentos entierran ese suelo, que por tantopasa a ser un paleosuelo. Las secuencias miocenas de lazona NE tienen muchos horizontes de paleosuelos muybien conservados, son distintos en las zonas proximalesque en las distales (Alonso-Zarza et al., 1992b), pero engeneral son horizontes muy llamativos y vistosos. Lospaleosuelos más característicos se pueden observar enlas lutitas rojas tanto de las llanuras de inundacióncomo de las zonas distales de los abanicos. Uno de lospaleosuelos más llamativos es el de Muduex (fig. 11),que se sitúa a media ladera de la margen derecha delRío Badiel.

Figura 11. Paleosuelos superpuestos en Muduex. Primera secuen-cia de la Unidad Intermedia.

Sobre las lutitas rojas se observan zonas verticalesmás o menos cilíndricas de color verde y con mayor pro-porción de carbonato. A veces estas zonas están comu-nicadas horizontalmente. Corresponden a la zona deinfluencia de las raíces de las plantas que vivían en esossuelos. Hacia techo la proporción de carbonato esmayor, hasta formar niveles nodulares más compactos.Posteriormente hay un nivel masivo y más duro de car-bonato, que fosilizó el suelo y que indica la sedimenta-ción posterior de carbonato en un sistema lacustresomero. En el área de Hita se puede observar otro deestos paleosuelos cortado por un canal fluvial que impi-dió su mayor desarrollo (Fig. 12).

Figura 12. Paleosuelo cortado por un canal de gravas y arenas.Sobre los depósitos más finos (lutitas) depositados en las zonas dis-tales de los abanicos o en las llanuras de inundación se instala unacobertera vegetal. Las zonas próximas a las raíces, debido a la acti-vidad de estas y a los restos de materia orgánica, sufren procesos dereducción, que dan los tonos verdosos. Hita, primera secuencia de laUnidad Intermedia.

Hay muchos aspectos interesantes en el Neógeno dela provincia de Guadalajara, entre ellos destacaremos:

1. Se pueden caracterizar nítidamente las tres unida-des Miocenas de la Cuenca de Madrid (Inferior,Intermedia y Superior) y sus equivalentes, aunquealgo diacrónicos en la Depresión Intermedia oCuenca de Loranca (primero a tercer ciclos Neóge-nos). Además, también hay depósitos pliocenos.

2. Las discontinuidades entre las Unidades estánmarcadas en los bordes de Cuenca por discor-

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LOS SUELOS FÓSILES O PALEOSUELOS

CONCLUSIONES

dancias y en las zonas más centrales por el desa-rrollo de importantes sistemas paleokársticos. Laruptura entre las unidades Inferior e Intermedia,o Primer y Segundo ciclos neógenos, responde ala «Fase Guadarrama» s.l. En el caso del límiteentre las unidades Intermedia y Superior, oSegundo y Tercer ciclos, parece que está condi-cionado por el cambio desde un régimen com-presivo a uno distensivo. Posteriormente a cadaépoca de mayor actividad tectónica, hay etapasmás largas de mayor tranquilidad que hacen quelas secuencias de todas las unidades y ciclos seanpositivas y terminen con la instalación de grandessistemas lacustres muy someros. Su desarrolloqueda interrumpido por nuevos eventos tectóni-cos.

3. Desde los márgenes al centro de la cuenca sedesarrolló una importante variedad de ambientessedimentarios. En las zonas marginales la ubica-ción de los abanicos aluviales y depósitos deladera estuvo condicionada por la morfología yelementos estructurales de los bordes de la cuen-ca, muchos de ellos aún conservados. Se deposi-taron así importantes espesores de conglomera-dos que pasan lateralmente al lutitas rojas conintercalaciones de canales arenosos y conglome-ráticos. En las zonas más centrales se desarrolla-ron lagos someros desde carbonáticos a evaporí-ticos, en los que la fauna y flora dieron lugar aalgunos rasgos muy característicos, como lascalizas palustres o los yesos bioturbados. Por últi-mo, en etapas y zonas con menores tasas desedimentación se desarrollaron horizontes edáfi-cos (paleosuelos) que quedaron enterrados porlos sedimentos suprayacentes.

En resumen, los depósitos neógenos de la provinciade Guadalajara presentan una amplia variedad dedepósitos, desde abanicos aluviales a lagos salinos.Además, las condiciones de afloramiento, extensión ypotencia de los mismos son excepcionales. Todo ello daa esta zona un gran interés didáctico y científico, por loque ha servido como modelo para otras cuencas conti-nentales similares de otras partes del mundo.

Este trabajo es una contribución al proyecto CGL-2005-05953-C02-02. Agradezco a J. L. Pérez su ayudaen el diseño final de algunas figuras.

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III. Itinerarios geológicos en laprovincia de Guadalajara

UN PASEO POR EL JURÁSICO DE LA PROVINCIA DEGUADALAJARA ENTRE PELEGRINA Y FUENTELSAZ

M.ª J. Comas-Rengifo1, A. Goy1, A. Rodrigo2 y S. Ureta1

1 Dpto.-UEI de Paleontología, UCM-CSIC. Facultad de CC Geológicas, José Antonio Novais, 2, E-28040 Madrid, España.

[email protected], [email protected], [email protected] Museo Geominero, IGME, Ríos Rosas 23, E-28003 Madrid, España. [email protected]

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Esta excursión, enmarcada en las actividades decarácter geológico del «XV Simposio sobre Enseñanzade la Geología», va a discurrir por una parte del sectorcentral de la Cordillera Ibérica, en la que pueden versemateriales y fósiles del Jurásico.

Tiene como objetivo principal reconocer la bioestra-tigrafía y los cambios sedimentarios correspondientes alas transgresiones y regresiones marinas que tuvieron

lugar durante el Jurásico Inferior y Medio, en un áreadonde la sucesión de fósiles nectónicos y bentónicos hapermitido establecer una biocronoestratigrafía precisa.

La Cordillera Ibérica es una estructura alpina, par-cialmente arrasada, situada en el E de la Península Ibé-rica, en el antepaís de los Pirineos y de la Cordillera Béti-ca (Fig. 1). Es una cadena con tegumento potente ycobertera que presenta un grado de deformaciónmoderado, con una esquistosidad alpina muy escasa yapenas metamorfismo.

1. INTRODUCCIÓN

2. OBJETIVOS

3. MARCO GEOLÓGICO

Figura 1. A) Esquemageológico de las Cade-nas Ibéricas. CordilleraIbérica (RC: Rama Cas-tellana, RA: Rama Ara-gonesa, SL: SectorLevantino). CordilleraCostero-Catalana (CL:Cordillera Litoral, CP:Cordillera Prelitoral). B)Corte esquemático ytransversal de la Cordi-llera Ibérica (modificadode Sopeña y De Vicen-te, 2004).

El registro estratigráfico es muy amplio abarcandodesde el Precámbrico hasta el Cuaternario. Sin embargolo que otorga el rasgo esencial a esta cordillera es laexistencia de una potente serie sedimentaria del Pérmi-co superior y sobre todo del Mesozoico (Sopeña y DeVicente, 2004). De acuerdo con estos autores, en ellapueden distinguirse un basamento pre-pérmico, queacomoda una importante deformación cenozoica y losniveles de despegue más profundos, un tegumentohasta las margas yesíferas del Triásico Superior (Keuper)y una cobertera post-Noriense.

La acumulación de sedimentos del Pérmico y delMesozoico, en esta cordillera, está condicionada porsucesivos episodios de tectónica extensional, relaciona-dos con la expansión del Tethys hacia occidente y con laapertura del Atlántico Norte, lo que condujo a un siste-ma de rifts mesozoicos. Los dos momentos de mayoractividad de la extensión tuvieron lugar durante el Pér-mico-Triásico Inferior y durante el Jurásico Superior-Cre-tácico Inferior.

El contexto paleogeográfico, la estratigrafía desecuencias y las condiciones paleoambientales duranteel Jurásico Inferior han sido descritas en otro capítulo deeste libro (Gómez y Canales, 2008).

Esta excursión va a discurrir por una parte del sectorcentral de la Cordillera Ibérica, relativamente cercana aMadrid, en la que pueden verse materiales y fósiles delMesozoico (Fig. 2). Se mostrarán materiales del Triásico(terrígenos del Carniense-Noriense y carbonatados delNoriense-Rhaetiense) y del Jurásico en la región de Pele-grina (Guadalajara), prestando una especial atención alas variaciones de espesor y facies del Jurásico Inferior ydel Aaleniense en los afloramientos de Pelegrina, Tur-miel y Fuentelsaz, dentro de la Rama Castellana de laCordillera Ibérica.

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UN PASEO POR EL JURÁSICO DE LA PROVINCIA DE GUADALAJARA ENTRE PELEGRINA Y FUENTELSAZ

4. ITINERARIO

Figura 2. Itinerario de la excursión con las correspondientes paradas.

Parada 1. El Triásico Superior y el JurásicoInferior en la Hoz de Pelegrina

Localización

En las inmediaciones de Pelegrina el río Dulce y suafluente el Barranco de las Varenosas excavan sus cau-ces en rocas del Mesozoico. Los materiales más anti-

guos que nos vamos a encontrar en nuestro recorridopertenecen al Triásico Superior, Keuper, constituido porarcillas con yesos que incluyen aragonitos y jacintos decompostela. Sobre ellos se dispone una potente serie demateriales carbonáticos del Triásico terminal y del Jurá-sico Inferior, que son cortados por el río Dulce dandolugar a la espectacular garganta que se observa al Surdel pueblo de Pelegrina (Fig. 3).

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Figura 3. Detalle de las formaciones del Grupo Renales. En primer término los materiales del Keuper. Sobre ellos se aprecian las formacio-nes Imón, Cortes de Tajuña y la parte inferior de Cuevas Labradas.

Descripción

Desde la década de los 70, los materiales carbonáti-cos del Triásico terminal y del Jurásico Inferior de la Cor-dillera Ibérica han sido agrupados en secuencias y uni-dades litoestratigráficas que tienen sus localidades tipoen las provincias de Guadalajara y Soria (Fig. 4). Se dis-

tinguen dos unidades mayores: el Grupo Renales, conformaciones dolomíticas y calizas, y el Grupo Ablan-quejo, con formaciones margosas y calizas.

A continuación, de una manera sucinta, se exponenlas características litológicas de estas unidades, asícomo el contenido fósil más representativo de las mis-mas.

Grupo Renales Goy, Gómez y Yébenes, 1976

Unidad carbonática situada sobre el Keuper y for-mada por dolomías, carniolas y calizas, con escasasintercalaciones margosas. Comprende tres formaciones:Imón, Cortes de Tajuña y Cuevas Labradas (Fig. 3).

Contenido fósil: En general los fósiles son escasos.La Formación Imón ha podido ser datada con bivalvos,foraminíferos y palinomorfos como perteneciente alTriásico Superior (Noriense-Rhaetiense). La FormaciónCortes de Tajuña incluye muy pocos fósiles de inverte-brados y ha sido datada con palinomorfos como Triási-co Superior (Rhaetiense)-Jurásico Inferior (Sinemurien-se), y la Formación Cuevas Labradas ha podido ser data-da con braquiópodos y ammonites como Jurásico Infe-rior (Sinemuriense superior-Pliensbachiense inferior).

Formación Dolomías tableadas de Imón

Está constituida por dolomías, en ocasiones oolíti-cas, que se disponen bien estratificadas. Algunas veces

presentan laminaciones y en la parte superior seencuentran niveles fosilíferos. Tiene una amplia distri-bución geográfica en todo el E de España. El espesor esrelativamente constante, siendo lo más frecuente quevaríe entre 20 y 30 m.

Contenido fósil: Los invertebrados son escasos,habiéndose citado la presencia de bivalvos y gasterópo-dos cerca del techo de la unidad, en localidades de lasCordilleras Ibérica y Costero Catalana. Los más repre-sentativos son Rhaetavicula, Neoschizodus y Protocar-dia, entre otros, que están presentes en Renales muycerca de la región que visitamos. Esta asociación esconocida en materiales del Rhaetiense de numerosaslocalidades alpinas (Goy y Márquez-Aliaga, 1998).

Formación Carniolas de Cortes de Tajuña

Se trata de una alternancia de arcillas y dolomías quepasan en la vertical a calizas y dolomías masivas o malestratificadas. En el área de Pelegrina se distinguen dosmiembros: 1) Brechas margosas, que es un tramo poco

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Figura 4. Distribución de las unidades litoestratigráficas y ciclos del Jurásico Inferior reconocidos en la Cordillera Ibérica y Costero-Catalana(Gómez y Goy, 2004, 2005).

competente respecto a la erosión, constituido por arcillascon intercalaciones calco-dolomíticas y que en estaregión no suele sobrepasar los 20 m; 2) Carniolas, queestá formado por calizas y dolomías, de aspecto masivo,con tonalidades rojizas o amarillentas, estratificadas en laparte superior (Fig. 5). El espesor es muy variable, pudien-do alcanzar en superficie valores próximos a los 120 m.Esta unidad, tal como ha sido descrita, no se reconoce enlos sondeos profundos. En ellos, sobre la FormaciónImón, del Triásico Superior, se sitúa un potente conjuntode anhidritas y otras sales con intercalaciones de rocascarbonáticas que representan el equivalente inalteradode una parte de la Formación Cortes de Tajuña (Forma-ción Lécera Gómez y Goy, 1998).

Contenido fósil: Los invertebrados son escasos,habiéndose citado la presencia de bivalvos y gasterópo-dos con mala conservación, que no permiten una data-ción fiable. En la base de la Formación Cortes de Tajuñase han obtenido asociaciones palinológicas con elemen-tos típicos del Triásico Superior (Rhaetiense) y en la basedel Miembro Carniolas asociaciones palinológicas propiasdel Hettangiense. En consecuencia, es probable que ellímite entre los sistemas Triásico y Jurásico se sitúe en elinterior de esta formación (Gómez et al., 2007).

Figura 5. Panorámica de la Hoz del río Dulce desde el Mirador deFélix Rodríguez de la Fuente. A la derecha y en el fondo del valle, sedistinguen las carniolas de la Formación Cortes de Tajuña y sobreestas las calizas tableadas de la Formación Cuevas Labradas. Alfondo, a la izquierda, pueden verse los niveles margosos de la For-mación Cerro del Pez.

Formación Calizas y dolomías tableadas de CuevasLabradas

Está constituida por calizas y dolomías estratificadasen capas de espesor variable. En el área de Pelegrina se

distinguen dos miembros: 1) Calizas y dolomías micro-cristalinas con aspecto tableado que dan un fuerteresalte y tienen un espesor de, al menos, 50 m; 2) Dolo-mías, calizas y margas verdes, en capas de espesor des-igual, que incluyen niveles de margas en la mitad supe-rior del miembro. Terminan con una o más superficiesferruginizadas que incluyen ostreidos. El espesor esti-mado es próximo a los 45 m.

Contenido fósil: En el miembro inferior los inverte-brados son relativamente escasos y entre ellos se pue-den destacar los braquiópodos que proceden de nivelessituados en la base del miembro, encontrados en elárea de Olmedillas (Sigüenza): Cuersithyris, Gibbirhyn-chia, Zeilleria (Cincta), Squamirhynchia, Tetrarhynchia yLobothyris. A unos 30 m por encima se localizan nivelesde conchas fragmentadas de braquiópodos (Figs. 6 A-C), que pueden verse en la Hoz del río Dulce al pie de lacarretera que conduce a Pelegrina, algo antes de llegaral mirador. Se han podido reconocer Spiriferina,Cuneirhynchia, Piarorhynchia y Squamirhynchia. Estasdos asociaciones son típicas del Sinemuriense superior-Pliensbachiense inferior y lo más probable es que lasegunda corresponda al Pliensbachiense inferior. Losammonoideos son muy escasos: se han obtenido Rads-tockiceras en niveles situados entre las asociaciones debraquiópodos y Uptonia en los niveles superiores. En elmiembro superior de la formación, los fósiles de inver-tebrados son todavía más escasos, habiendo sido cita-dos Prodactylioceras y Aegoceras en áreas próximas dela Rama Castellana de la Cordillera Ibérica. Ambosgéneros son característicos de los niveles más altos delPliensbachiense inferior.

Figura 6. Detalle de los niveles con concentraciones de braquiópo-dos del miembro inferior de la Formación Cuevas Labradas. A) vistade un nivel canalizado; B y C) vista de las conchas fragmentadas enel campo y en lámina delgada, respectivamente.

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Grupo Ablanquejo Goy, Gómez y Yébenes, 1976

Este grupo se compone de dos unidades margosas:Formación Cerro del Pez y Formación Turmiel, separadaspor una unidad carbonática, la Formación Barahona.

Contenido fósil: Los invertebrados son muy abun-dantes en las tres formaciones. Se puede destacar lapresencia de ammonoideos, braquiópodos, belemníti-dos y bivalvos, pero también son frecuentes los gaste-rópodos, equinodermos, corales y otros grupos. Las for-maciones Cerro del Pez y Barahona son de edad Pliens-bachiense, si bien la parte más alta de la FormaciónBarahona puede ser Toarciense inferior. La FormaciónTurmiel es, en su totalidad, de edad Toarciense.

Las características litoestratigráficas de detalle de lasunidades del Grupo Ablanquejo se verán en la paradasiguiente.

Parada 2. El Pliensbachiense y el Toarcienseen Turmiel

La existencia de sedimentos del Jurásico Inferior muyfosilíferos, al NO de Molina de Aragón, es conocidadesde el siglo XVIII. Torrubia (1754) cita por primera vezen España fósiles jurásicos procedentes de varias locali-dades de esta región. En el texto de su obra hace refe-rencia a la localidad de Turmiel, pero no figura ningúnfósil de ella. También los autores del siglo XIX citannumerosos fósiles procedentes sobre todo de Anchueladel Campo, sin referirse a la cercana localidad de Turmielde similar riqueza fosilífera y con secciones más repre-sentativas. De Verneuil y Collomb (1853) y Mallada(1885) consideran esta región como una de las más ricasen fósiles de invertebrados, y hacen referencia o descri-ben numerosas especies de ammonoideos, bivalvos, bra-quiópodos, equinodermos, etc. Así por ejemplo, la espe-cie Telothyris jauberti (Deslongchamps), conocida entodo el margen O del Tethys, fue descrita con ejemplaresrecogidos por De Verneuil y Collomb (1853) en materia-les toarcienses de Anchuela del Campo.

Tricalinos (1928) es el primer autor que publica unestudio estratigráfico del Jurásico Inferior y Medio deTurmiel. Realiza dos perfiles detallados, incluye en suobra una lista bastante extensa de fósiles del Pliensba-chiense, Toarciense y Aaleniense y utiliza como referen-cia las divisiones bioestratigráficas propuestas porDereims (1898) para el bajo Aragón.

En una etapa más reciente, Goy (1974), Goy yRobles (1975), Goy et al. (1976), Yébenes et al. (1978)

y Comas-Rengifo (1982), estudian el Jurásico inferior yel Aaleniense, diferenciando varias unidades litoestati-gráficas. Eligen dos secciones situadas a 1,5 y 0,5 km alE de Turmiel como localidades tipo de la FormaciónCerro del Pez y de la Formación Turmiel, respectivamen-te, y establecen con detalle la sucesión de ammonoi-deos y de braquiópodos.

En la región de Turmiel (Fig. 7) afloran los materialesde la parte superior del Grupo Renales y están bienrepresentados los materiales del Grupo Ablanquejo.Dentro de este grupo los fósiles característicos suelenser frecuentes, por lo que su datación puede realizarsede forma precisa.

Parada 2.1. La sección tipo de la FormaciónCerro del Pez

Localización

Está situada a 1,5 km al E de Turmiel, junto al valledel río Mesa. En la actualidad, la carretera que une Tur-miel con Anchuela del Campo dificulta la visión de losniveles basales de la Formación Cerro del Pez, con la quecomienza el Grupo Ablanquejo. No obstante, puedeverse que está constituida por 9,40 m de margas grisescon intercalaciones de calizas margosas, que son másfrecuentes hacia la parte superior de la unidad (Figs. 2,7-9).

Descripción

Unidades litoestratigráficas

Formación Cerro del Pez

Se dispone sobre una superficie ferruginosa con laque termina la Formación Cuevas Labradas en la región.Está compuesta por una alternancia irregular de margasy margocalizas de tonos grises o beiges, y de calizasnormalmente «mudstone» o «wackestone», y ocasional-mente «packstone» o «grainstone» bioclásticos. En con-junto dominan los términos margosos, y las calizas sue-len disponerse en capas finas o medias. Se organizan enparasecuencias de profundización y de somerización. Eltecho de las secuencias de somerización puede estarmarcado por la presencia de «hard-grounds», costrasferruginosas y colonizaciones biogénicas. La sedimenta-

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ción de esta unidad se ha llevado a cabo en una plata-forma carbonática de baja energía normalmente situa-da por debajo del nivel de base del oleaje, aunque afec-tada ocasionalmente por las corrientes inducidas por lastempestades. Los fondos estaban colonizados por orga-

nismos bentónicos indicadores de salinidad normal y laplataforma estaba comunicada con el mar abierto, loque permitía la entrada de conchas de ammonites. Enel sector visitado el espesor varía entre 8 y 10 m.

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Figura 7. Columna estratigráfica del Grupo Ablanquejo en Turmiel. THO: Zona Thouarsense. De izquierda a derecha, ciclos de profundiza-ción-somerización, unidades litoestratigráficas, columna estratigráfica, contenido fósil y escala zonal de ammonites.

Formación Barahona

Está constituida por calizas «wackestone» y «packsto-ne» bioclásticas, y en menor proporción calizas «mudsto-ne» y «grainstone» bioclásticas. A veces, en la parte infe-rior, se encuentran intercalaciones de margas grises o bei-ges. Los carbonatos se disponen en capas que no suelensobrepasar los 50 cm de espesor, con aspecto nodular. Enla parte superior de la unidad y en el techo de ésta seencuentran «hard-grounds» con perforaciones biogéni-cas y costras ferruginosas. La unidad se organiza ensecuencias de somerización estratocrecientes. Con fre-cuencia se encuentran «rills» bioclásticos intercalados, yla bioturbación es muy abundante. El techo de lassecuencias suele estar marcado por la presencia de«hard-grounds» colonizados por organismos infaunales ycostras ferruginosas. La sedimentación de esta unidad seha llevado a cabo en ambientes submareales de unarampa de carbonatos de baja pendiente y de escasa pro-fundidad, intensamente colonizada por organismos ben-tónicos propios de medios de salinidad normal, que esta-ba generalmente situada por debajo del nivel de base deloleaje, pero que con cierta frecuencia se veía afectadapor eventos de alta energía inducidos por la acción de lastempestades. Esta energía fue capaz de generar y trans-portar los sedimentos bioclásticos con fango micríticogenerando cuerpos de tipo bajío, alguno de los cualespudo quedar sometido a la acción directa del oleaje,dando lugar de forma puntual a la existencia de ambien-tes playeros (Gómez, 1991). El espesor más común en laregión varía entre 14 y 18 m.

Unidades bioestratigráficas

Los macrofósiles son abundantes y muestran unanotable diversidad en ambas unidades. Destacan espe-cialmente los bivalvos (Pholadomya, Pleuromya, Pseu-dopecten, Plicatula, Gryphaea y otros ostreidos, mitíli-dos, límidos, etc�) y los braquiópodos (Liospiriferina,Gibbirhynchia, Lobothyris, Plesiothyris, Aulacothyris yZeilleria). También se han encontrado, aunque enmenor proporción, gasterópodos, belemnites, ammoni-tes y equinodermos.

Por su importancia bioestratigráfica se han estudia-do de forma particular los ammonites y los braquiópo-dos (Fig. 9). Dentro del primer grupo, cabe destacar lapresencia de Protogrammoceras, Leptaleoceras y Arieti-ceras. En localidades próximas también se han obteni-do Fuciniceras, en los niveles basales, y Amaltheus en laparte superior de la formación. Aunque en esta locali-dad no se puede demostrar, es probable que la forma-ción comience en la parte superior de la Zona Davoeidel Pliensbachiense inferior (Comas-Rengifo et al.,1999). La mayor parte corresponde a la Zona Stokesidefinida en la Cordillera Ibérica (Goy, 1985) y la asocia-ción de ammonoideos obtenida: Protogrammocerascelebratum, P. cf. lusitanicum, Leptaleoceras cf. com-pressum, L. fieldingi, L. ugdulenai y Arieticeras cf. amal-thei, permite caracterizar la Subzona Celebratum de labiozonación ibérica, equivalente al horizonte homóni-mo de la escala estándar del NO de Europa (Meister etal., 2006).

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Figura 8. Izquierda. Vista general de los materiales de la parte superior del Grupo Renales: CL: Fm Cuevas Labradas y del Grupo Ablan-quejo: CP: Fm Cerro del Pez, BH: Fm Barahona, TU: Fm Turmiel, CS: Fm Casinos. Derecha. Detalle de la Fm Cerro del Pez en la localidadtipo: HG: «Hard-ground» de la parte superior de la Fm Cuevas Labradas. CP: Fm Cerro del Pez. BH: Fm Barahona.

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Figura 9. Columna estratigráfica y zonas de ammonites del Pliensbachiense superior en la localidad tipo de la Fm Cerro del Pez (modifica-do de Yébenes et al., 1978 y Comas-Rengifo, 1982). DV: Zona Davoei. SP: Zona Spinatum.

Entre los braquiópodos, los terebratulacéos (51%) ylos zeilleriáceos (32,5%) son los que están mejor repre-sentados frente a los rinconélidos (11,5%) y los espirife-rínidos (5%). Entre los primeros cabe destacar el géne-ro Lobothyris (L. thomarensis, L. punctata, L. subpunc-tata) y entre los segundos, el género monoespecíficoPlesiothyris (P. verneuili), que es muy característico entoda la cuenca. Otros zeilléridos, como Aulacothyris yZeilleria, son frecuentes pero menos abundantes. Porotra parte, el registro de espiriferínidos y rinconélidos esdiscontinuo en la Formación Cerro del Pez.

Estos sedimentos pasan progresivamente a la For-mación Barahona, en la que los niveles margosos se vanhaciendo cada vez menos potentes y las calizas aumen-tan en contenido bioclástico. Como puede observarseen las Figuras 7 y 9, los fósiles de braquiópodos conti-núan siendo frecuentes, aunque su registro es disconti-nuo y se observa un aumento en la diversidad de los rin-conélidos respecto a la formación anterior.

En los últimos niveles bioclásticos crece la abundan-cia y la diversidad de los macrofósiles. Entre los ammo-nites, Pleuroceras cf. spinatum, Emaciaticeras sp. yCanavaria sp. son característicos de la Zona Spinatum(Subzona Hawskerense) del Pliensbachiense superior yDactylioceras (Eodactylites) aff. simplex y D. (E.) cf.pseudocommune caracterizan la Zona Tenuicostatum(Subzona Mirabile) del Toarciense inferior. Entre los bra-quiópodos, se pueden destacar algunas especies queson muy características de la Cordillera Ibérica, comoLiospiriferina falloti, Zeilleria (Zeilleria) quadrifida consus dos morfotipos bicórneo y cuadricórneo, Aula-cothyris resupinata y Quadratirhynchia attenuata.

Parada 2.2. La sección tipo de la FormaciónTurmiel

Localización

A 0,5 km al E de Turmiel se encuentra una exposi-ción completa de todas las unidades del Grupo Ablan-quejo (Figs. 2, 7). En esta parada sólo nos ocuparemosde la Formación Turmiel, ya que las dos primeras for-maciones de este grupo se han visto en la parada 2.1.

Descripción

Unidades litoestratigráficas

Formación Turmiel

Está constituida por una alternancia irregular demargas y calizas. Las margas representan la mayor partedel volumen de la unidad. Entre las calizas dominan lascalizas «mudstone», encontrándose en menor propor-ción calizas «wackestone», y calizas «packstone». Se dis-ponen en capas de 10-20 cm de espesor más común,aunque localmente pueden superar 1m. En líneas gene-rales, los miembros superiores de la Formación Turmielpasan a las facies más carbonáticas de la FormaciónCasinos (Gómez y Fernández-López, 2004) hacia regio-nes meridionales de la Cordillera Ibérica. Sin embargo,localmente, como veremos en Fuentelsaz en la Parada3, las facies margosas persisten en el tiempo hasta elAaleniense.

La unidad está compuesta por secuencias de pro-fundización y somerización y representa la primerainundación importante de la Plataforma Ibérica, lo quecondiciona que se implanten ambientes submarealesen gran parte del área reconocida, que fueron insufi-cientes para que se produjera su colonización perma-nente por los organismos nectónicos. La sedimenta-ción se llevó a cabo en un ambiente de plataformaexterna, generalmente de baja energía, cuyos fondosse situaban por debajo del nivel de base del oleaje,aunque existen niveles de removilización y de carbona-tos bioclásticos, producto de las corrientes inducidaspor las tempestades. En general, los ambientes sonbien oxigenados y de salinidad normal, dando lugar ala presencia de una comunidad bentónica abundante ydiversificada. Aunque el episodio anóxico reconocidoen el Toarciense inferior de otras áreas de Europa y delN de España, apenas tiene representación en este sec-tor de la Plataforma Ibérica, existen evidencias de unevento de extinción masiva que afecta notablemente atodo los tipos de organismos. El espesor más común enla región oscila alrededor de 50 m.

Unidades bioestratigráficas

La gran abundancia de fósiles de ammonites quecontiene las formaciones del Grupo Ablanquejo ha per-mitido caracterizar, en la sección de Turmiel, casi la tota-lidad de las zonas y subzonas propuestas para el Pliens-bachiense superior y el Toarciense del sector central dela Cordillera Ibérica (Goy 1974; Comas-Rengifo, 1982).En la Figura 7, se detalla la sucesión y distribución de losgéneros de ammonites registrados en esta sección.

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El límite entre el Pliensbachiense y el Toarciense sesitúa en la parte superior de la Formación Barahona porel hallazgo, en el tramo 13, de Dactylioceras (Eodactyli-tes).

La Formación Turmiel contiene numerosos ammoni-tes toarcienses, lo que permite realizar divisiones deta-lladas. En el Toarciense inferior, Protogrammoceras cf.paltum y Dactylioceras (Orthodactylites) semicelatumcaracterizan la Zona Tenuicostatum. A esta zona corres-ponde prácticamente todo el Miembro Margas y calizasmargosas. La Zona Serpentinum ha sido reconocida porla presencia de Harpoceras serpentinum, Hildaites, Bou-leiceras, Nodicoeloceras, etc. A esta zona correspondeel Miembro Calizas amarillas y margas verdes y la basedel Miembro Margas rosas. La Zona Bifrons está defini-da por la presencia de Hildoceras (H. sublevisoni - H.lusitanicum - H. bifrons - H. semipolitum) a los que pue-den estar asociados Harpoceras, Dactylioceras, Porpo-ceras y Phymatoceras. A ella corresponde la mayor parte

del Miembro Margas rosas y la base del Miembro Alter-nancia rítmica de margas y calizas (Fig. 11).

En el Toarciense superior, la Zona Variabilis ha sidoreconocida por la presencia de Haugia cf. variabilis,Pseudomercaticeras, Pseudolioceras, Paroniceras, Pseu-dogrammoceras subregale, Podagrosites aratum y Mer-laites alticarinatus. A ella corresponde la mayor partedel Miembro Alternancia rítmica de margas y calizas. LaZona Thouarsense está caracterizada por la presenciade Pseudogrammoceras bingmanni, Podagrosites lates-cens, raros Grammoceras y Geczyceras. Corresponde ala parte inferior del Miembro Margas y margocalizas,suele tener poco espesor y con frecuencia su parte basalestá asociada a discontinuidades. La Zona Insigne estácaracterizada por Hammatoceras insigne, Geczycerasspeciosum, Pseudolillia emiliana y Gruneria gruneri. Aella corresponde la mayor parte del Miembro Margas ymargocalizas, con el que termina la Formación Turmiely el Grupo Ablanquejo.

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Figura 10. Vista general de los materiales del Grupo Ablanquejo en la localidad tipo de la Fm Turmiel. BH: Fm Barahona. TU1: Mb Margasy calizas margosas. TU2: Mb Calizas amarillas y margas verdes. TU3: Mb Margas rosas. TU4: Mb Alternancia rítmica de margas y calizas.TU5: Mb Margas y margocalizas. CS: Fm Casinos.

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Figura 11. Columna estratigráfica de detalle de los materiales de las zonas Bifrons y Variabilis en la sección del corte tipo de la Fm Turmiel.SU: Subzona Sublevisoni. BI: Subzona Bifrons. SM: Subzona Semipolitum. VA: Subzona Variabilis. IL: Subzona Illustris. VI: Subzona Vitiosa.

Ya dentro de la Formación Casinos del Grupo Chelva(Gómez y Fernández-López, 2004), la Zona Pseudoradio-sa ha sido caracterizada por la presencia de numerosasDumortieria, como Dumortieria levesquei y Dumortieriapseudoradiosa, entre otras, que pueden estar asociadas aGeczyceras. La Zona Aalensis, una de las más ricas enammonites en la región de Turmiel, ha sido caracterizadapor numerosas Pleydellia (P. mactra - P. subcompta - P.aalensis - P. buckmani) y numerosas Cotteswoldia. Másrara vez, en su parte superior, se encuentran también losprimeros registros del género Bredyia.

Parada 3. El Aaleniense en Fuentelsaz. GSSPdel piso Aaleniense y de la serie delDogger

El Estratotipo Global del Límite (GSSP) Toarciense-Aaleniense, es decir del límite Jurásico Inferior-JurásicoMedio, fue establecido formalmente en Fuentelsaz (Cor-dillera Ibérica) por la Comisión Internacional de Estrati-grafía (ICS) de la Unión Internacional de Ciencias Geoló-gicas (IUGS) en el 31º Congreso Geológico Internacional(Brasil 2000). Fuentelsaz ha sido el primer GSSP definidoen sedimentos marinos en España (Fig. 12).

La propuesta y elección de Fuentelsaz como estrato-tipo de la base del Aaleniense ha supuesto un largoproceso de investigación multidisciplinar que comenzósu trabajo a mitad de la década de los ochenta con lacreación del «Aalenian Working Group» (AWG) dentrode la Subcomisión Internacional de Estratigrafía delJurásico (ISJS).

La propuesta de Fuentelsaz como estratotipo dellímite Toarciense-Aaleniense, fue presentada por prime-ra vez en la reunión del AWG celebrada en Skye (Esco-cia) en 1991. A partir de ese momento ha estado impli-cada en un largo proceso de 10 años de discusiones ydebates desarrollados en diferentes congresos (Poitiers,1991; Marrakech, 1994; Mendoza, 1994; Nuévalos-Fri-burgo, 1996 y Vancouver, 1998). Fue en este últimocongreso de la ISJS, donde se presentó la resoluciónque establecía el GSSP del Aaleniense en la sección deFuentelsaz (España). Esta resolución fue finalmente rati-ficada durante el 31º Congreso Geológico Internacionalcelebrado en Brasil en el año 2000.

Las investigaciones efectuadas durante estos años secentraron sobre los aspectos bioestratigráficos, condu-ciendo al establecimiento de una escala bioestratigráfi-ca de alta precisión basada en las sucesivas asociacionesde ammonoideos, que en esta sección tienen un regis-tro excepcional.

Paralelamente han sido llevados a cabo estudiossobre otros tipos de fósiles, estratigrafía secuencial,paleomagnetismo, caracterización mineralógica de lafracción arcillosa e isótopos de oxígeno y carbono, conobjeto de detectar señales sedimentológicas, magnéti-cas y geoquímicas que sirvieran como elementos decorrelación y para calibrar su posición con respecto a laescala bioestratigráfica establecida (García Joral, 1986;Goy y Ureta, 1987, 1990, 1991; Martínez, 1992; GarcíaJoral y Goy, 1994; Goy et al., 1994, 1996, 1999; Cana-les, 2001; Cresta et al., 2001).

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Figura 12. Encuadre geográfico y geológico de la sección de Fuentelsaz (modificado de Cresta et al., 2001).

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Figura 13. Vista general de la sección de Fuentelsaz y detalle del límite Toarciense-Aaleniense. El GSSP del Aaleniense está definido entrelas capas 106 y 107.

Localización

La localidad de Fuentelsaz se encuentra situada alNE de la provincia de Guadalajara en la Rama Castella-na de la Cordillera Ibérica (Fig. 2).

Descripción

En la sección de Fuentelsaz el intervalo Toarciense-Aaleniense (Fig. 13) contiene una completa y bien pre-

servada sucesión de asociaciones de ammonites juntocon un considerable número de fósiles pertenecientes agrupos de organismos con variadas formas de vida.

Los estudios realizados se han centrado tanto en loselementos bentónicos, particularmente sensibles a loscambios de la interfase sedimento-agua, como nectóni-cos y planctónicos.

Las litologías desarrolladas durante el tránsito Toar-ciense-Aaleniense consisten principalmente en alternan-cias rítmicas de margas y calizas. Esta alternancia se

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Figura 14. Distribución estratigráfica de los ammonoideos en las Zonas Aalensis y Opalinum de la sección de Fuentelsaz. La base del Aale-niense está marcada con la aparición del primer registro de Leioceras opalinum (Rein.) (tomado de Goy et al., 1996).

organiza en secuencias de somerización y profundiza-ción, que son congruentes con lo que sugieren losdatos paleontológicos.

Estos materiales, en los que no se aprecian disconti-nuidades importantes, se interpretan como sedimentosdepositados en ambientes de baja energía, correspon-dientes a una cuenca subsidiaria más profunda dentrode una plataforma externa.

En general los fondos estarían bien oxigenados, per-mitiendo la colonización de organismos bentónicos. Sinembargo, en algunos intervalos correspondientes a laparte superior de la Subzona Comptum se evidenciauna notable disminución de la fracción orgánica, lo quesugiere la instauración de ambientes más restringidos alfinal de este intervalo.

Las asociaciones de ammonoideos registradas enesta sección (Fig. 14) son relativamente ricas en especi-menes y están principalmente compuestas por indivi-duos adultos y juveniles pertenecientes a formas macroy microconcha de las especies consideradas. La sucesiónde asociaciones ha permitido establecer con precisiónlos límites de todas las subzonas de la Zona Aalensis(Toarciense terminal) y de la Zona Opalinum (Aalenien-se basal). El límite entre ambos pisos se ha establecidocon el primer registro de Leioceras opalinum que tienelugar en la capa 107.

Los braquiópodos ponen en evidencia un episodiode renovación de especies en la Subzona Aalensis, conla aparición, entre otras especies de Homoeorhynchiacynocephala, Praemonticlarella distercica y Stroudithyris

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Figura 15. Litofacies, estratigrafía secuencial, magnetoestratigrafía, geoquímica, mineralogía y registro paleontológico de los principalestaxones seleccionados dentro de los grupos fósiles estudiados en el límite Toarciense-Aaleniense en la sección de Fuentelsaz (tomado de Cres-ta et al., 2001).

pisolithica. Otro episodio muy significativo desde elpunto de vista estratigráfico tiene lugar en la base de laSubzona Buckmani, aunque en este caso se trata demodificaciones morfológicas. Sin embargo, justo en latransición Toarciense-Aaleniense, no se aprecian cam-bios significativos.

Los bivalvos se encuentran representados por variosgéneros. El máximo de abundancia y diversidad apare-ce cerca de la mitad de la Subzona Mactra. La diversi-dad decrece lentamente en la Subzona Aalensis peroesta tendencia se invierte en la Subzona Buckmani. Enla Zona Opalinum los bivalvos, en general, son pocoabundantes.

Las asociaciones de foraminíferos presentan unamarcada estabilidad en el límite. El evento más signifi-cativo tiene lugar en la Subzona Buckmani con la apari-ción de las primeras especies típicas del Jurásico Medio,dando lugar a un marcado cambio en la diversidad.

Las asociaciones de ostrácodos que se encuentranen esta sección son similares a las descritas en otrascuencas de Europa occidental y no parecen presentarcambios especialmente reseñables. Tanto en la ZonaAalensis como en la Zona Opalinum las asociacionesestán dominadas por especies de Praeschuleridea (P.bernierensis, P. angulata y P. ventricosa), Kinkelinella (K.fischeri y K. sermoisensis) y Cytherelloidea (C. cadomen-sis).

Las asociaciones palinológicas muestran una buenapreservación. Están constituidas por esporas, polen,acritarcos y otros restos de microplancton de paredorgánica como los Tasmanáceos. Se ha reconocido untotal de 18 especies que aparecen en diferentes asocia-ciones a lo largo de las Zonas Aalensis y Opalinum.

El nannoplancton calcáreo está dominado por losgéneros Lotharingius, Biscutum, Discorhabdus y Schi-zosphaerella, mientras que otros como Calyculus, Cari-nolithus y Crepidolithus, aparecen de forma subordina-da. Pueden encontrarse también formas transicionalesentre Lotharingius y Watznaueria o entre Biscutum yDiscorhabdus.

Los estudios magnetoestratigráficos han permitidola identificación de tres magnetozonas en este interva-lo. Se ha registrado un intervalo de polaridad normal(N1) en la base de la Subzona Mactra, seguido por unintervalo de polaridad inversa (R1) que llega hasta labase de la Subzona Aalensis. Por encima aparece otrointervalo de polaridad normal (N2) que se extiendedesde la base de la Subzona Buckmani hasta la partemedia de la Subzona Comptum incluyendo, por tantoel límite Toarciense-Aaleniense.

Los resultados obtenidos de la caracterización mine-ralógica de los niveles de margas muestreadas, asícomo los análisis isotópicos de oxígeno y carbono lleva-dos a cabo en este intervalo se han plasmado en la Figu-ra 15, donde se resume también el resto de los resulta-dos anteriormente expuestos, para los niveles del trán-sito entre la Zona Aalensis (Subzona Buckmani) y laZona Opalinum (Subzona Opalinum).

Los autores quieren expresar su agradecimiento a losorganizadores de XV Simposio sobre Enseñanza de laGeología por su amable invitación a colaborar en lasexcursiones de este congreso. Este trabajo es una contri-bución a los Proyectos CGL2005-01765/BTE y CGL2005-04574/BTE del Ministerio de Educación y Ciencia.

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5. AGRADECIMIENTOS

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EL CONTEXTO GEOLÓGICO DE LOS PRIMEROSPOBLADORES DEL PÁRAMO: SIGÜENZA-AMBRONA

M.ª B. Ruiz Zapata1, I. Martínez Mendizábal1 y M.ª J. Gil1

1 Dpto. de Geología. Universidad de Alcalá (28871 Alcalá de Henares. Madrid). [email protected]

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Comprender y entender tanto la formación como laconservación de un yacimiento paleontológico conllevano sólo disponer de la información procedente de losresultados del trabajo de un equipo multidisciplinar en elpropio yacimiento, sino tener un conocimiento del con-texto, geográfico y geológico del entorno. Bajo estaperspectiva se pretende resaltar la importancia que tienela componente contextual que favorece y por tantoexplica el «por qué en un determinado entorno se origi-na y conserva un yacimiento».

En este sentido cobran una especial relevancia losalrededores de la ciudad de Sigüenza (Guadalajara),donde queda constancia de toda una serie de procesos,erosivos (kársticos y fluviales) y de acumulación (funda-mentalmente los asociados a cauces fluviales), similaresa los que en su momento observaron los primeros pobla-dores del Páramo, afincados durante el PleistocenoMedio, en lo que actualmente es el yacimiento arqueo-paleontológico de Ambrona (Soria). Algunos de estosprocesos están estrechamente relacionados con unascondiciones climáticas de carácter más cálido y húmedoque el clima actual. Este es el caso de las formacionestravertínicas, asociadas en esta área geográfica a terra-zas fluviales, como ocurre con el travertino localizado enel pueblo de Horna (Guadalajara), limítrofe con la pro-vincia de Soria, datado a techo en 135±12 ka (series deUranio). Las implicaciones paleoclimáticas están en con-sonancia con las inferidas a través de la fauna del yaci-

miento arqueopaleontológico de Ambrona, (a unos 10Km de distancia) y que junto al yacimiento de Torralba(Sesé, 2005), constituyen un enclave faunístico caracte-rístico del Pleistoceno Medio.

La identificación de una sucesión de terrazas fluvia-les, es clave para entender la relación entre la potenciade las calizas y el fenómeno kárstico. A ello se une lanaturaleza y edad de los materiales aflorantes, que en elcaso que nos compete se trata de calizas de edad jurási-ca desarrolladas sobre margas yesíferas del Keuper o TríasSuperior. Por otro lado las terrazas fluviales van a consti-tuir un argumento a utilizar para aplicar el concepto dedatación relativa y establecer el orden cronológico, tan-to del yacimiento a visitar como de los fenómenos iden-tificados a lo largo del itinerario. Finalmente, el compen-dio de la información recopilada, permitirá, ya en el pro-pio yacimiento de Ambrona, acotar el tiempo de forma-ción del mismo y las circunstancias bajo las cuales se ori-ginó. A través de la secuencia litológica, se identificará elmedio sedimentario. El análisis de la acumulación de losrestos en el mismo y su relación con el medio, se podráestablecer mediante la observación de los fósiles en eldenominado «museo in situ». Además del museo tradi-cional, presente en el propio yacimiento se podrá obte-ner una información adicional acerca de la diversidad dela fauna hallada, y de los restos de industria lítica a par-tir de los cuales, se infiere la presencia del hombre coe-tánea a la de los grandes mamíferos presentes durante elPleistoceno Medio.

1. INTRODUCCIÓN

El itinerario propuesto tiene como objetivo principal lacontextualización del yacimiento de Ambrona (Soria) através de un trayecto circular, cuyo punto de referencia esla ciudad de Sigüenza (Guadalajara). En la Figura 1 (Fig. 1A), se hace referencia a la situación de la ciudad deSigüenza con respecto a la carretera Nacional A-2, y lastres vías (Mandayona, Torremocha del Campo y Alcoleadel Pinar) de acceso a la misma; de las tres, la entradacorrecta se realizará por el desvío a Torremocha y desde allíen dirección Pelegrina (Fig. 1 B), ya que dicha carreteratranscurre por el cañón del río Dulce lugar donde se reali-zará la primera parada, desde el Mirador de Félix Rodri-guez de la Fuente, encaminada a centrar el contexto geo-lógico y el marco geográfico del itinerario propuesto.

La ruta continuará pasada la ciudad de Sigüenza y endirección Fuencaliente de Medinaceli, realizando unasegunda parada en Sierra Ministra, a 3 km pasado el pue-blo de Horna, desde donde se podrá apreciar una panorá-mica sobre el valle del río Masegar (Fig. 1 C), en el que seubica el yacimiento de Ambrona. Siguiendo la ruta hastaFuencaliente de Medinaceli, en el pueblo de Torralba del

Moral, queda indicando la dirección, a mano izquierda,de la ruta hacia el yacimiento. A unos 5 km de dicha loca-lidad, a mano derecha un cartel anuncia el acceso almuseo-yacimiento de Ambrona. El regreso, se realizarádesandando la misma ruta, en dirección a Sigüenza, conel fin de de visitar la secuencia sedimentaria de la terrazatravertínica del pueblo de Horna, sita nada más pasar elpuente que deja a nuestras espaldas el pueblo.

Para llevar a cabo la contextualización del yacimientoes necesario contar con una serie de objetivos parciales,que irán cubriéndose a lo largo de las diferentes paradaspropuestas en el itinerario y que se resumen en, poner demanifiesto la interrelación que existe entre el contextogeológico y la formación y conservación de un yacimien-to, en el caso que nos compete, de carácter paleontoló-gico. Se realizará durante la misma, tanto la ubicacióntemporal del yacimiento (datación relativa y orgánica), elanálisis litológico de las secuencias sedimentarias en elreconocimiento de un medio sedimentario. También sellevará a cabo la identificación de indicadores de carácterpaleoclimático y finalmente la reconstrucción de carác-ter paleoambiental y paleoclimática.

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Figura 1. Mapa de situación y leyenda de las denominaciones de las carreteras por las que discurre el itinerario. A) Situación de Sigüenza res-pecto a la carretera A-2. B) Ruta a seguir para llegar a la primera parada. C) Ruta donde se localizan las paradas 2, 3 y 4.

2. OBJETIVOS DEL ITINERARIO

A2 - Sigüenza

A2 - Pelegrina

Sigüenza - Horna - Torralba del Moral

Torralba del Moral - Ambrona

A2/E-90

CM-1101

GU-118

SO-P-4164

GU-127SO-133

El yacimiento arquepaleontológico de Ambrona, asícomo el de Torralba (Peréz-González et al, 2005; San-tonja et al, 2005), se encuentra situado en la mitad sep-tentrional de la rama castellana de la Cordillera Ibérica(provincias de Guadalajara y Soria). Desde el punto devista fisiográfico, la región presenta escasos contrastes,entre los que dominan antiguas altiplanicies calcáreasdisectadas, por la red fluvial cuaternaria, poco densa yalimentada por manantiales kársticos que nacen delcontacto entre la caliza Jurásica y las impermeables mar-gas yesíferas del Keuper (Pérez-González et al., 2005).

Durante el Pleistoceno Inferior tuvo lugar la degrada-ción, mecánica y química, de la superficie de erosiónintraterciaria M1, desarrollada a 1.150 m de altitud. Estadegradación, debida en parte, al río Bordecorex, afluen-te del Duero, dio lugar al desarrollo de una amplia super-ficie, de fondo impermeable y escasa pendiente desarro-llada a 1.140 m de altitud, y conocida como la superficiede Ambrona (Pérez-González et al., 2005); sobre ella seacumularon, durante el Pleistoceno Medio (Aguirre yFuentes, 1969; Sesé y Soto, 2005), depósitos de carácterlacustre y fluvial; asociados a ellos, se encuentran restosde fauna y de industria Achelense. La acción remontan-te del río Masegar, afluente del Jalón, tributario del Ebro,llegó a capturar el valle del rio Bordecorex, dejando alyacimiento de Ambrona colgado a + 40m sobre el cau-ce actual; la evolución posterior de este valle dejó 4 nive-les de terrazas erosivas (Pérez-González et al, 2005), a+7-9 m; +15m; +22m y +35m; entre estas dos últimasse ubica el depósito de Torralba.

Por otro lado, la cuenca del río Henares, encuadradaen la mitad noroccidental de la rama castellana de laCordillera Ibérica, disecta las extensas altiplanicies deedad terciaria y presenta valles con terrazas, tanto alu-viales como travertínicas y de erosión, construidas sobremateriales mesozoicos, (Triásico Superior o Keuper yDolomías de Imón del Jurásico). De acuerdo con lasdataciones de las mismas (Parés et al., 2005), el Pleisto-ceno Medio quedaría definido por las terrazas T2 (+40-45m) con una edad superior a 350ka, hasta la T4 (+20-25m) datada entre 200-240 ka. Se define así la crono-logía de las secuencias estudiadas, habida cuenta quelas terrazas del río Masegar y por tanto el yacimiento deTorralba, se desarrollan con posterioridad a la sedimen-tación de la Unidad inferior de Ambrona.

El itinerario propuesto se desarrolla en la provincia deGuadalajara limítrofe con la de Soria (Fig. 1) y consta de4 paradas; en cada de las cuales se irán cubriendo pro-gresivamente los objetivos propuestos.

Parada 1. Mirador de Félix Rodriguez de laFuente: contexto geográfico y geológico

LocalizaciónEl Mirador de Félix Rodríguez de la Fuente (Fig. 2 A),

está situado en la carretera GU-118, que une la A-2 (des-vío a Fuensaviñán) con la GU-1108, que une la A-2 conSigüenza.

DescripciónGran parte del trayecto transcurre por la superficie

del Páramo y posteriormente por parte del recorrido delcañón del río Dulce, desarrollado sobre calizas de edadJurásica. En esta parada se pretende analizar:

� el papel que juega la situación geográfica y el mar-co geológico del área, a la hora de definir suscaracterísticas litológicas y estructurales. Así alestar situado en el dominio del Sistema Ibérico, losmateriales aflorantes son de edad Mesozoica(Jurásico en este caso), que no han perdido suplasticidad ni su carácter sedimentario. Al tratarsede una «zona de entronque» con el Sistema Cen-tral (visible, desde la parada) se explica cómo en lalitología aflorante (Fig. 2 B) se observa la existenciade dos direcciones de deformación (NO-SE y SO-NE), características de cada uno de los sistemasmontañosos citados. Igualmente se constata lapresencia de fallas, fracturas y diaclasas.

� el resultado de dicha deformación se relacionarácon el fenómeno de la karstificación y nuevamentecon la naturaleza de la roca aflorante. Además sehará especial énfasis en la relación que existe entrela potencia (de las calizas), la anchura del valle (Fig.2 C) y la presencia/ausencia de depósitos de terraza.

� finalmente se intentará establecer una edad relativa,tanto para los materiales como para los procesos, yse tratará de constatar la importancia que tiene elhecho de que los materiales que afloran en unazona, sean de una determinada edad (en este casoes importante que las calizas sean de edad Jurásica,ya que por debajo de ellas existen las margas yesífe-ras del Keuper, de carácter impermeable).

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3. CONTEXTO GEOLÓGICO 4. ITINERARIO

Parada 2. Pico de Sierra Ministra: ubicacióndel yacimiento de Ambrona

LocalizaciónPico de Sierra Ministra, situado en la carretera comar-

cal GU-127/SO133 dirección Torralba y a unos 16 Km deSigüenza (Fig. 3). Siguiendo la ruta trazada, una vez noshemos incorporado a la GU-1108 en dirección a Sigüen-za, al llegar a dicha ciudad desembocamos en un crucede calles; dejando a la izquierda el ramal que lleva a laestación de ferrocarril de Sigüenza y siguiendo de frente,de acuerdo a las indicaciones proporcionadas por lasseñales de tráfico. En el siguiente cruce, la catedral que-dará a mano derecha, se continua la ruta en dirección aFuencaliente de Medinaceli.

DescripciónSituado a 1.140 msnm de altitud, permite observar

una panorámica del valle del río Masegar, ubicar el yaci-miento de Ambrona y su relación con el cauce actual del

río y con el pueblo de Torralba, donde se ubica el yaci-miento del mismo nombre. Además este punto seencuentra en la zona de contacto entre las calizas jurási-cas, sobre las que se desarrolla un clareado pinar y lasmargas yesíferas del Keuper, que dominan todo el valle.

Los objetivos de dicha parada son:� observar las diferencias existentes, a nivel de

amplitud del valle, con lo observado en la paradaanterior y relacionarlo con la naturaleza y potenciade las rocas aflorantes. Se trata de materiales de lamisma edad, pero en este caso la caliza presentauna menor potencia; ello se traduce en un procesode karstificación que ha actuado fundamental-mente en sentido horizontal, aportando unamayor anchura al valle, y favoreciendo el desarro-llo de depósitos de terraza. Por otro lado el hechode contar con un valle fluvial amplio (Fig. 3 A),favorece la formación de cauces sinuosos, que si sedesarrollan sobre materiales impermeables (mar-

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Figura 2. Parada 2. Cañón del río Dulce (Guadalajara). A) Situación de la parada 1. B) Direcciones de deformación de las calizas. C) Morfolo-gía del cañón del río Dulce.

gas yesíferas como ocurre en este caso), se puedeentender la formación de zonas encharcadas, aso-ciadas a esa amplia llanura aluvial.

� ubicar el pueblo de Torralba y el yacimiento deAmbrona, analizar las laderas del valle, y constatarla irregularidad de las mismas, puesta de manifiestoa través de pequeños cerros, que pueden alinear-se, ya que corresponden a retazos de terrazas flu-viales. En base a lo anteriormente expuesto, deter-minar la posición del yacimiento de Ambrona, res-

pecto al cauce actual del río y establecer la edadrelativa de dicho yacimiento, aplicando la excep-ción al principio de la superposición, que represen-tan este tipo de depósitos.

� finalmente se constatará la naturaleza del paisajevegetal (Fig. 3 B) en los alrededores del valle y laposición que ocupa el pinar actual, con el fin depoder comparar estos datos con los procedentesdel análisis polínico llevado a cabo en la secuenciasedimentaria del yacimiento de Ambrona.

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Figura 3. Parada 2. Sierra Ministra. A) Panorámica del valle del río Masegar y localización del pueblo de Torralba y visualización del yacimientode Ambrona. B) El pinar de Sierra Ministra.

Parada 3. Yacimiento de Ambrona:reconstrucción paleoambiental ypaleoclimática

LocalizaciónYacimiento de Ambrona. Bajando desde sierra Minis-

tra se toma el desvío a la izquierda (Fig. 4) hacia el pue-blo de Torralba por la carretera SO-P-4164 (el yacimien-to está indicado) y tras 5 Km un cartel indica el caminoasfaltado, a la derecha, que sube al yacimiento, antes dellegar al pueblo de Ambrona.

DescripciónEl yacimiento se encuentra en lo alto de una peque-

ña loma (Fig. 4 A) y está constituido por dos casetas-museo; una de ellas es un museo tradicional con exposi-ción de algunos de los hallazgos y el otro protege unyacimiento «in situ».

Constituye junto con el de Torralba un enclave fau-nístico característico (Sesé, 1986; Sesé y Soto, 2005;Sánchez Marco, 2005; Martínez Solano y Sanchiz,2005) del Pleistoceno Medio, en el que queda patente laintervención humana.

Las excavaciones en los yacimientos de Torralba yAmbrona se iniciaron a principios del siglo XX (Santonjaet al., 2005), bajo la tutela del Marqués de Cerralbo(1909-1916), en base al interés suscitado por los descu-brimientos de Elephas en la localidad de Torralba (1888),con motivo de la construcción de la vía ferroviariaMadrid-Soria. En años posteriores las intervencionessobre ambos yacimientos son recurrentes, destacandolas aportaciones de Menéndez Amor y Flörchutz (1959)sobre: «la existencia de paisajes abiertos constituidos porgramíneas y en donde alternan rodales de pinos y deelementos más templados, como abedules, avellanos»

Los descubrimientos africanos para el Pleistocenogeneran nueva intervención sobre los mismos, bajo ladirección de F.C. Howell y L. Pricot (1961-63) que dancomo resultado la atribución de la misma cronología aambos yacimientos en base a los huesos de macromamí-feros (Aguirre y Fuentes, 1969) y a la presencia de indus-tria lítica; los niveles de cenizas detectados se interpreta-ron como el resultados de fuegos provocados para atra-

par a los organismos en las zonas pantanosas, y son defi-nidos como «cazaderos del Homo erectus».

En los años 70, los avances de la arqueología paleolí-tica ponen en tela de juicio dichas interpretaciones (sedefiende la idea de que los fuegos fuesen naturales yhacen del transporte fluvial el responsable de la acumu-lación de restos). Posteriormente F.C. Howell, L.G. Free-man y M. Almagro (1980-83) retoman el ritmo de lasexcavaciones bajo la perspectiva de que el Homo erectusnunca llegó a Europa; pero la falta de hallazgos de res-tos humanos y las posibilidades que empieza a ofrecer elyacimiento de Atapuerca (Burgos) vuelve a ser motivo deabandono.

A partir de 1993, M. Santonja y A. Pérez-González, rei-nician las excavaciones, con el fin de establecer el marcoteórico de interpretación y la musealización del yacimien-to (Santonja et al., 2005). En esta nueva etapa se identifi-can los procesos que han originado el yacimiento y la evo-lución geomorfológica del entorno así como la ubicacióntemporal del yacimiento de la Loma de los Huesos (eldepósito más antiguo del Pleistoceno Medio de la zona).

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Figura 4. Parada 3. Yacimiento de Hambrona, Soria. A) Relación espacial entre ambos museos. B) Secuencia estratigráfica de los Complejosinferior y superior de Ambrona. C) Modo de acumulación de los restos.

Desde el punto de vista litológico (Fig. 4 B) se dife-rencian dos unidades denominadas Complejo inferior yComplejo superior. El Complejo inferior, caracterizadopor la alternancia de arcillas-limos y algún nivel de grava;la abundancia de finos indica medios de baja energía,erosionados a techo, por la entrada de medios fluvialescanalizados, con gravas y arenas, de origen local.

Los fósiles hallados son fundamentalmente: Elephasantiqus, adultos y seniles que presentan una distribuciónmuy desigual en la base de la secuencia, a modo de gran-des acumulaciones (Fig. 4 C), según un modelo similar alde los cementerios de bóvidos y elefantes en algunasregiones del Sur de África (Haynes, 2005), relacionadoscon charcas estacionales. Estos restos bien conservados, aveces en posición anatómica, no ofrecen marcas de cortesni una relación clara con industria lítica (Villa et al., 2005),motivo por el cual no parece que los grupos humanostuviesen más que un papel muy limitado y siempre margi-nal en la acumulación. Otros organismos relevantes, pre-sentes en el yacimiento de Ambrona son: anfibios (Disco-glosus galganoi, Pelobates cultriples, Pelodytes punctatus,Bufo bufo, Bufo calamita e Hyla sp), reptiles (Natrix sp),aves (Anser anser, Tadoma ferruginea y Fulica cf. atra), ylos mamiferos (Crocidura sp, Microtus breciensis, Arvicola

aff. sapidus, Apodemus aff. sylvaticus, Oryctolagus sp,Macaca sp, Canis lupus mosbachensis, Felix, Lynx lynx,Panthera leo aff. fossilis, Crocuta crocuta, Equus caballustorralbae, Dicerorhinus hemitoechus, Cervus elaphus,Dama dama, Megaceros sp y Bos cf. primigenius), todosellos típicos del Pleistoceno Medio.

Los datos polínicos (Fig. 5) reflejan la existencia deuna vegetación constituida fundamentalmente porPinus, Juniperus y Poaceae, junto a elementos de carác-ter local, asociados al entorno como es el caso de taxa deribera (Alnus, Salix y Ulmus) o los acuáticos (Cyperaceas,Ranunculaceas y Typha), característicos de los mediospalustres. Se han identificado elementos nitrófilos(Rumex, Plantago) y taxones arbóreos de carácter mástemplado, como Quercus tipo caducifolio, Betula, Casta-nea, Corylus, y Juglans, que en la actualidad, no estánpresentes en el área de estudio, excepto pequeños bos-que de Quercus tipo caducifolio desarrollados en las pro-ximidades de la localidad de Conquezuela.

De un modo general, se constata la existencia demedios fluvio-lacustres, desarrollados bajo un clima mássuave que el reinante en la actualidad. La evolución delpaisaje vegetal, muestra un cambio gradual desdemedios abiertos (dominados por Poaceae y taxones

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Figura 5. Diagrama polínico del Complejo inferior de Ambrona (Soria).

nitrófilos), a un dominio de la masa forestal (fundamen-talmente Pinus), pasando por una fase de dominio delmatorral, como respuesta a la estabilización de las con-diciones climáticas. A techo de la secuencia, se apreciaun retroceso del pinar y la pérdida de los taxones acuáti-cos y de ribera, asociado al desarrollo de un matorral deJuniperus y a la pérdida de la diversidad; esta imagenculmina con la desaparición total de la información polí-nica, debido probablemente a un drástico cambio en lascondiciones tanto del medio como del clima (Ruiz Zapa-ta et al., 2005).

El Complejo Superior, constituido por litologías detipo limo-arcillosos que alternan con otras de caráctermás grosero, se identifican con facies de llanura de inun-dación y presentan una fuerte alteración edáfica (Fig. 4B). En dicho complejo, se han identificado un par deniveles arqueológicos con industria lítica bien conserva-da y con mayor densidad que en el Complejo inferior.Destaca la ausencia de contenido en polen, la ausenciade Elephas y la abundancia de Equus.

En cuanto a las actividades a desarrollar, en primerlugar se realizarán una serie de observaciones desde elborde de la loma, con el fin de cubrir los objetivos dedicha parada, encaminados a una mejor comprensióndel yacimiento:

� constatar la sucesión de pequeñas lomas a lo largode ambas laderas del valle y como se relacionanpor alturas, evidenciando la existencia de terrazasfluviales.

� determinar la altura del yacimiento con respecto alcauce actual del río y su relación con la parte másalta del valle.

� analizar la secuencia sedimentaria relacionadaestrechamente con la acumulación de los huesos ydefinir el medio sedimentario. Detrás del Museo seanalizará el complejo superior y se establecerá larelación temporal entre ambas secuencias y lo quesupone el cambio en la naturaleza litológica deuna con respecto a la otra. Se compararán losdatos de la vegetación actual con los obtenidos delregistro polínico.

� visita a ambos Museos donde se llevará a cabo elanálisis y la observación de la fauna y de la indus-tria lítica; en el yacimiento «in situ» se analizaráademás la disposición de los restos.

Con toda la información se podrá llevar a cabo tantola reconstrucción del paleoambiente y del paleoclima asícomo establecer la edad relativa y orgánica del yaci-miento.

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Figura 6. Parada 4. Terraza travertínica de Horna, Guadalajara. A-B) detalle de la secuencia sedimentaria.

Parada 4. Travertino de Horna: reconstrucciónclimática

LocalizaciónLa terraza travertínica de Horma se localiza frente al

pueblo de Horna, en la carretera GU-127 y a unos 10 Kmde Sigüenza, una vez se ha cruzado el puente que deja anuestras espaldas el pueblo de Horna (Fig. 6).

DescripciónSe trata de un depósito desarrollado sobre la terraza

T4 (+20-25m) del río Henares y tiene una datación atecho de 135±12 ka, series de Uranio (Howell et al.,1995). La formación de los travertinos está asociada a laactividad orgánica de una comunidad vegetal y condi-cionada por factores geológicos, climáticos e hidrológi-cos; en el caso de las terrazas travertínicas, representanla respuesta sedimentaria externa de la dinámica del sis-tema kárstico.

Su presencia es un indicador de climas húmedos ycálidos.

Los objetivos de dicha parada se centran en:� analizar la evolución litológica del depósito, así

como realizar la reconstrucción del medio y del cli-ma, dado que es posible observar un tránsito (Fig.6 A y 6 B) entre los conglomerados que definen lallanura aluvial, a un paquete de margas, que defi-ne un medio de carácter más lacustre y que culmi-na en el desarrollo del travertino, como expresiónde baja lámina de agua, colonización del mediopor la vegetación y un clima adecuado para quetenga lugar la precipitación de carbonato sobre lostallos de las plantas colonizadoras.

� relacionar la edad relativa y numérica del depósito.Correlacionar dicho depósito con el complejo deAmbrona.

Para llevar a cabo esta salida de campo sería aconse-jable, que previamente tuviera lugar una presentaciónde dicho itinerario en el aula, con el fin de facilitar alalumno la ubicación de aquellos aspectos en los que seincidirá durante la salida.

Al inicio del itinerario propuesto se facilitarán losfolletos explicativos, que se adquieren en el propioMuseo de Ambrona. Se complementará con un mapa desituación general de la zona, donde se irán ubicando las

sucesivas paradas, sencillos esquemas que faciliten laubicación temporal y espacial del yacimiento y que pue-den ser elaborados por el profesor o bien fotocopias delos propuestos por los diversos autores que han trabaja-do en la zona. Un buen complemento lo constituye ellibro monográfico publicado por el Museo ArqueológicoRegional de Madrid: Los yacimientos Paleolíticos deAmbrona y Torralba (Soria). ZONA ARQUEOLÓGICA n.º5 (2005).

Se propone llevar a cabo una recogida de los distin-tos materiales que afloran el la zona, para su posterioridentificación en el laboratorio. Se levantarán las colum-nas estratigráficas en el campo, con la ubicación de losrestos orgánicos. El alumno tomará nota de la relacióndel material fósil, presente en ambos museos y levantaráun esquema sobre la posición de los restos del yacimien-to «in situ». Se proporcionará la información sobre natu-raleza, edad y clima de los organismos.

Para más información ver Museo ArqueológicoRegional de Madrid: http://www.madrid.org

Aguirre E. y Fuentes C., (1969): Los vertebrados fósilesde Torralba y Ambrona. Etudes sur le quaternairedans le monde. VIII Congrés INQUA, vol I, 433-437.

Haynes G., (2005): Las acumulaciones modernas dehuesos de elefante como modelo para interpretarAmbrona y otras áreas con faun afósil a orillas delagua. Zona Arqueológica, 5, 154-175.

Howell F.C., Butzer K.W., Freeman L.G., y Klein R.G.,(1995): Observations on the Acheulean occupationsite Ambrona (Soria province, Spain) with particularreference to recent investigations (1980-1983) andde lower occupation. Jarbuch des Römisch-Germa-nischen. Zentralmuseum Maiz, 38, 33-82.

Martinez Solano I., y Sanchiz B., (2005): Anfibios y rep-tiels del Pleistoceno medio de Ambrona. ZonaArqueológica, 5, 232-239.

Menéndez Amor J., y Florschütz T., (1959): Algunas noti-cias sobre el ambiente que vivió el hombre durante elgran interglaciar en dos zonas de ambas Castillas.Estudios Geológicos, vol XV, 23-34.

Parés J.M., Pérez-González A., y Santonja M. (2005):Datos arqueomagnéticos del yacimiento de Hambro-na. Zona Arqueológica, 5, 190-199.

Pérez-González A., Santonja M., y Benito A., (2005):Secuencias litoestratigráficas del Pleistoceno medio

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5. ACTIVIDADES Y MATERIALES DIDÁCTICOSSUGERIDOS

6. REFERENCIAS

del yacimiento de Ambrona. Zona Arqueológica, 5,176-189.

Ruiz Zapata M.B., Pérez-González A., Gil García M.J.,Valdeolmillos A., y Dorado M., (2002): La formacióntravertínica de Horna (Guadalajara): análisis polínicoe interpretación paleoclimática. Monografía: Karstand Environment, 447-452.

Ruiz Zapata M.B., Gil García M.J., Dorado Valiño M., yValdeolmillos A., (2005): El paisaje vegetal durante elPleistoceno medio en el interior peninsular. ZonaArqueológica, 5, 214-221.

Sánchez Marco A., (2005): Pocos huesos para tanta his-toria: las aves fósiles de Ambrona y Torralba. ZonaArqueológica, 5, 248-257.

Santonja M., Pérez-González A., y Mora R., (2005):Investigaciones recientes (1990-1997) en los yaci-mientos achelenses de Ambrona y Torralba (Soria,España). Zona Arqueológica, 5, 104-123.

Santonja M., y Pérez-González A. eds., (2005): Los yaci-mientos paleontológicos de Ambrona y Torraba(Soria): un siglo de investigaciones arqueológicas.Zona Arqueológica, 5. Museo Arqueológico Regionalde Madrid, 444 p.

Sesé C., (1986): Insectivoros, roedores y lagomorfos(Mamalia) del sitio de ocupación achelense deAmbrona (Soria. España). Estudios Geológicos, 42,355-359.

Sesé C., y Soto E., (2005): mamíferos del yacimiento delPleistoceno medio de Ambrona: análisis faunístico einterpretación paleoambiental. Zona Arqueológica,5, 258-281.

Villa P., Soto E., Santonja M., Pérez-González A., MoraR., Parcerisas J., y Sesé C., (2005): Nuevos datos deAmbrona: cerrando el debate caza versus carroñeo.Zona Arqueológica, 5, 352-381.

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ITINERARIO GEO-DIDÁCTICO POR EL PARQUENATURAL DEL ALTO TAJO

L. Carcavilla1

1 Instituto Geológico y Minero de España. C/. Ríos Rosas, 23. 28003 Madrid. [email protected]

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El Parque Natural del Alto Tajo se sitúa en el extremosuroriental de la provincia de Guadalajara e incluye unpequeño sector de la provincia de Cuenca. Fue declara-do como tal en el año 2000 y tiene una extensión de105.000 ha, a las que han de sumarse otras 70.000 hade la Zona Periférica de Protección. El río Tajo es el ele-mento vertebrador del Parque Natural, que presenta unanotable diversidad de paisajes, ambientes y ecosistemasmuy bien conservados, lo que le convierte en uno de losenclaves de mayor riqueza natural de Castilla-La Man-cha.

Geodiversidad y potencial didáctico son las clavesque hacen del Alto Tajo un lugar con enormes posibili-dades para el desarrollo de actividades geo-didácticas einterpretativas. A ello hay que sumar las infraestructurasturísticas, interpretativas y de ocio disponibles en el Par-que Natural.

Entre ellas, destacan las llamadas Geo-rutas, que fue-ron puestas en marcha en 2006 y que consisten en nue-ve itinerarios geológicos autoguiados, diseñados paraque el público visitante descubra el significado y valor dela geología del lugar.

Este proyecto, creado como una herramienta deinterpretación que ofreciera a los visitantes una alterna-tiva de ocio, supuso la instalación de más de 80 elemen-tos estáticos (paneles y placas de cerámica), la edición dediez folletos explicativos (uno por ruta y otro de caráctergeneral sobre la geología del Parque Natural) y una guíade campo.

El objetivo de este itinerario es mostrar algunas de lasactividades didácticas que pueden realizarse en el AltoTajo aprovechando la infraestructura existente de lasGeo-rutas.

El Parque Natural del Alto Tajo se sitúa en el sectorcentral de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica. Sibien predominan los materiales mesozoicos, tambiénaflora el basamento y, de manera aislada, depósitos ter-ciarios.

El basamento está formado por afloramientos paleo-zoicos, que generalmente corresponden al núcleo deestructuras alpinas arrasadas por la erosión. En su mayo-ría se trata de pizarras y cuarcitas ordovícicas y silúricas,que constituyen los relieves más elevados del ParqueNatural.

Sobre ellos, se disponen discordantemente los sedi-mentos que marcan el inicio del ciclo orogénico alpinoen el centro de la Península. La sucesión del Triásico vie-ne dada por la presencia de los tres grandes conjuntosde facies «germánicas» por su similitud con ellas: Bunt-sandstein, Muschekalk y Keuper. Son especialmentenotables los afloramientos de la primera y tercera deestas formaciones.

Los afloramientos del Jurásico y Cretácico ocupangran parte de la superficie del Parque Natural. Son mayo-

1. INTRODUCCIÓN 2. OBJETIVOS DEL ITINERARIO

3. CONTEXTO GEOLÓGICO

ritariamente rocas carbonatadas formadas en las plata-formas marinas poco profundas que se instalaron enesta zona fundamentalmente durante el Jurásico y Cre-tácico superior. Sobre ellos se disponen discordantemen-te algunos afloramientos poco extensos neógenos.

El resultado de esta configuración geológica es unanotable geodiversidad, en la que destaca la presencia deimportantes series estratigráficas del Silúrico, Ordovíci-co, Triásico, Jurásico y Cretácico superior.

También la diversidad litológica es notable, con aflo-ramientos de pizarras, cuarcitas, conglomerados, arenis-cas, calizas dolomías, arenas y rocas volcánicas (dacitas).

Pero sobre todo, es destacable la variedad de ele-mentos geomorfológicos. Además del cañón fluviokárs-tico del río Tajo que da nombre al Parque Natural, desta-can otros cañones que ríos como el Arandilla y el Gallohan labrado sobre las areniscas y conglomerados delBuntsandstein. Además, hay buenos ejemplos de diver-

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ITINERARIO GEO-DIDÁCTICO POR EL PARQUE NATURAL DEL ALTO TAJO

Figura 1. Mapa del itinerario y ubicación del Parque Natural del Alto Tajo y de su Zona Periférica de Protección en la provincia de Guadalaja-ra. El recuadro en rojo señala la parte ampliada.

sas manifestaciones kársticas (sobre todo relieves forma-dos por la disolución de rocas carbonatadas) como cavi-dades, dolinas, poljés, lagunas y relieves ruiniformes.

Igual de espectaculares resultan otros elementoscomo pliegues, fallas y cabalgamientos, niveles ricos enfósiles y edificios travertínicos de grandes dimensiones(algunos de los cuales están activos en la actualidad).

A todo esto hay que sumar la presencia de cascadasy lagunas de agua salobre, diversas manifestacionesperiglaciares como turberas y ríos de bloques, y nivelesricos en minerales como aragonitos y jacintos de Com-postela.

El itinerario propuesto (Fig. 1) es un recorrido quevisita varios enclaves singulares del Alto Tajo desde elpunto de vista geológico y didáctico, aprovechando laexistencia de las Geo-rutas. De hecho, el itinerario des-crito enlaza varias de ellas seleccionando algunas de lasparadas más interesantes e incorporando algunos ele-mentos. El resultado es un largo itinerario que requierecierta celeridad para ser recorrido en una sola jornada.Se recomienda completarlo con el resto de las paradasde las Geo-rutas visitadas para dar lugar a un itinerariode dos o tres jornadas, mediante un recorrido circular.

También se recomienda completar la información aquíproporcionada con las referencias citadas en cada caso,con los folletos de las Geo-rutas (Carcavilla et al., 2006) yla Guía Geológica del Parque Natural del Alto Tajo (Carca-villa et al., 2008), donde vienen descritas, en tono divul-gativo, varias de las paradas incluidas en el itinerario.

Parada 1. Área experimental de Checa: detodo un poco

Localización

En la carretera que une las localidades de Checa yOrea, pasada la primera de ellas y cerca del pk 26, se ubi-ca un área experimental y un amplio aparcamiento. Estaparada coincide con la parada 1 de la Geo-ruta 8.

Descripción

El área experimental de Checa muestra diferenteslitologías presentes en el Parque Natural. Para ello, enunas vitrinas se exponen diez muestras de rocas en tresformatos: de mano, pulida y pulida visible a través de

una lupa de diez aumentos. A lo largo del itinerario sevisitan afloramientos de todas estas litologías (conexcepción de las rocas volcánicas, situadas en Orea, aescasos diez kilómetros de esta parada).

Junto a las vitrinas (Fig. 2) se sitúa un panel explicati-vo sobre fósiles de graptolitos. Estos seres exclusivamen-te paleozoicos eran organismos coloniales marinos, delos cuales sólo se conserva en forma de fósil el esqueletocolonial de naturaleza orgánica. Son excelentes fósilesguía del Ordovícico y Silúrico, superando en precisión alos métodos de datación radiométricos ya que sus bio-zonas (conjunto de capas/estratos con la asociación deun grupo de fósiles) datan periodos de 200.000 añospara rocas con edades comprendidas entre los 500 y los410 Ma (millones de años). Para encontrar fósiles deestos organismos, es recomendable bajar la escalera quehay detrás de las vitrinas y girar a la derecha.

A unos metros se encuentra una zona vallada, quecorresponde con una zona de reserva y uso restringido(exclusivamente científico) del Parque Natural, ya quees uno de los yacimientos de graptolitos más impor-tantes de España. Alrededor de la valla es posibleencontrar abundantes fósiles. Cerca de este lugar, alpie de la escalera pero girando a la izquierda, seencuentra el jaulón que protege al llamado «dropsto-ne» de Checa (Fig. 2).

Esta roca es un fragmento de arenisca transportadaen el hielo de un iceberg durante la glaciación que tuvolugar a finales del Ordovícico (Gutiérrez-Marco et al.,2002). La roca cayó al fondo del mar al fundirse el hieloque la sostenía, quedando cubierta por sedimentosmarinos posteriores. Para evitar su expolio, hubo queconstruir una reja que, aunque estéticamente no sea lomás adecuado, al menos garantiza su conservación, queestaba seriamente amenazada.

Parada 2. Salinas de Armallá: la sal de la vida

Localización

Las salinas de Armallá (Fig. 3) se ubican en la pedaníadel mismo nombre, en la carretera CM-210 que uneMolina de Aragón y Taravilla, a unos 15 kilómetros de laprimera localidad. En las afueras de la población (endirección a Taravilla) existe un apartadero donde puedeestacionar un autocar. Si se va a realizar la visita con gru-pos, es posible solicitar a los gestores del Parque Naturalque permitan el acceso al interior del molino y del alma-cén de sal.

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4. ITINERARIO

Descripción

Las Salinas de Armallá son unas de las muchas explo-taciones salinas ubicadas en el Alto Tajo. Hoy abandona-das en su mayoría, tuvieron enorme interés en el pasadopreindustrial, en especial por la dificultad de las comuni-caciones que hacían complejo traer sal procedente dezonas litorales. La sal era utilizada para consumo huma-no, conservar alimentos, cutir pieles y para la ganadería,ya que la sal facilita la digestión de las fibras vegetales.Estas salinas fueron abandonadas a mitad del siglo XX, ysus orígenes se remontan a épocas romanas, si bien losprimeros datos documentados se refieren al siglo X(Alba y Aso, 2003). La construcción y estructura actual seremonta al reinado de Carlos III (1759-1788), cuando laCorona se hizo cargo de la gestión de la sal. El nombredel lugar proviene del periodo de ocupación árabe, yaque en esa lengua, mina de sal se traduce por «madin al-mallaha».

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Figura 2. Área experimental de Checa. A) Vitrinas y paneles. B) Jaulón del dropstone. C) Ejemplares de fósiles de graptolitos. D) Detalle de unade las vitrinas. E) El dropstone: 1) pizarras; 2) las pizarras se adaptan a la forma del bloque; 3) bloque de arenisca; 4) pizarras deformadas.Tomado de Carcavilla et al., 2008.

Figura 3. Imagen aérea de las Salinas de Armallá, con los elementosque las componen. P ) aparcamiento. Fotografía de Rafael Ruiz.

En Armallá se conservan los almacenes (llamadosalfolíes) de sal extraída, el molino mediante el cual secaptaba agua cargada en sales, el depósito de concen-tración y las eras de secado. Al otro lado de la carreterase sitúa el almacén principal de sal. El proceso de extrac-ción de la sal comenzaba con el bombeo de agua carga-da en sales. Para ello, en el molino, existía una noriamovida por tracción animal, aunque a principios delsiglo XX fue sustituida por un motor de extracción. Delmolino el agua salía a través de una canaleta hasta eldepósito de concentración, también llamado recocede-ro, de aproximadamente 2.800 m2, donde por evapora-ción, ganaba salinidad.

Desde esta gran balsa el agua se distribuía a laseras a través de una red de canales (llamadas canale-tas de alimentación) situadas en los caballones, queeran los diques que separaban cada una de las eras(Fig. 3) por los que las caballerías circulaban para larecogida de la sal. Las eras o albercas eran balsas depoco calado en las que se acumulaba el agua para suevaporación en los meses de máxima insolación. Seagrupaban en quiñones y estaban separadas pordiques de madera de sabina albar, que es muy resis-tente a la putrefacción, llamados tablazones. Al eva-porarse totalmente el agua de las eras, se recogía lasal que se acumulaban en los almacenes (llamadosalfolíes) para su venta y distribución. Se obteníanaproximadamente 23 kilos de sal por cada cien litrosde agua (Alba y Aso, 2003).

El origen geológico de la sal hay que buscarlo en elKeuper, formación geológica del Triásico superior ricaen sales y anhidrita, si bien existen otros niveles debi-dos a episodios salinos entre el Triásico inferior y labase del Jurásico. El Keuper está formado por arcillas,margas, yesos y sales. Dan lugar a una formación conpredominio de colores rojizos, pero también violetas,morados, verdes e incluso negros. De hecho, la pala-bra Keuper hace referencia en alemán a los diferentescolores que caracterizan a esta formación geológica.Estos materiales se depositaron hace aproximada-mente 230 millones de años cuando durante unasdecenas de millones de años la zona fue algo así comouna enorme salina natural comunicada con el mar yprácticamente sin aportes de aguas continentales(Fig.4). El clima árido facilitaba la evaporación delagua y la acumulación de depósitos de sal, en unascondiciones que debieron ser muy uniformes (Ortí etal., 1996).

Figura 4. Representación de las cubetas evaporíticas peninsularesdurante el Triásico superior (basado en Sánchez-Moya y Sopeña,2004).

Parada 3. Aragonitos: un mineral con«denominación de origen»

Localización

En la carretera que une Molina de Aragón y Ventosa,cerca del kilómetro 1, en un talud situado a la izquierdaafloran unas arcillas de marcado color rojizo. Se trata deun afloramiento de la parte superior del Keuper donde esfácil encontrar aragonitos, y que constituye la localidad-tipo de este mineral.

Descripción

El aragonito (Fig. 5) es un mineral que fue descubier-to en la comarca de Molina de Aragón en el siglo XVIII.Las primeras citas de aragonitos proceden del PadreTorrubia, quien describía a mediados del siglo XVIII losejemplares encontrados en este afloramiento: «[�] enMolina de Aragón, à la otra parte de los Batanes, y Moli-no, que el Río Gallo (famoso por fus fingularifsimas Tru-chas afalmonadas) [�] hay un Montecillo, donde entre

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Provincia de GuadalajaraUbicación del Parque Natural del Alto TajoZona con depósitos salinos del Triásico superior (Keuper)Zonas con mayor espesor de depósito del KeuperPenínsula Ibérica

0 km 200 km

la mifma tierra fe cogen muchifsimos crystales hexagonos,(à que alli llaman Torrecillas) de los que en menos de qua-tro minutos juntò a un Muchacho porciones considera-bles» (Torrubia, 1754). De este afloramiento también pro-cedían los ejemplares que, en 1788, describió el prestigio-so geólogo alemán Werner. La historia de la primera des-cripción de este mineral está marcada por dos errores: elprimero es que se pensó que era una variedad del apatitoy no un mineral nuevo para la ciencia, y el segundo errorfue pensar que los ejemplares provenían de Aragón, loque dio nombre al mineral (Jiménez et al., 2005).

Figura 5. Diferentes ejemplares de aragonito encontrados en elafloramiento de la parada 3.

El aragonito es uno de los minerales españoles másrepresentativos, pero no es tan abundante en otros paí-ses. Es fácil encontrar cristales de aragonito en la partealta de la serie del Keuper que aparece en las zonas deMolina de Aragón, Cobeta y Olmeda de Cobeta. Si biensus colores más frecuentes son el blanco y el grisáceo, enel Alto Tajo es habitual encontrarlo de color rojizo. Loscristales de aragonito a menudo están maclados, esdecir, que dos o más cristales aparecen juntos, orienta-dos simétricamente con respecto a un eje o un plano.Tiene un hábito pseudohexagonal, es decir, que lasmaclas formadas por varios cristales del mineral crecenformando prismas hexagonales casi perfectos, contamaños de habitualmente oscilan entre 1 y 10 cm.

Parada 4. Centro de Interpretación deCorduente

Localización

El Centro de Interpretación Dehesa de Corduente sesitúa a 3 kilómetros de esta localidad, en la carretera quese dirige a Torremocha del Pinar. Cuenta con un amplioaparcamiento, un área recreativa y está abierto todos losdías del año excepto los lunes.

Descripción

El Parque Natural cuenta con dos centros de inter-pretación en funcionamiento y otros tres cuya construc-ción está en marcha. El de Corduente es el principal y elde mayores dimensiones, y su exposición se centra endescribir las unidades ambientales del Alto Tajo. Tambiéncuenta con información geológica en varios paneles,una maqueta que recrea un macizo kárstico, una seccióndel cañón del Tajo en el que se explica su estructura geo-lógica, una pequeña colección de fósiles, minerales yrocas, y una representación con muestras reales de lacolumna estratigráfica simplificada de la zona.

Parada 5. Barranco de la Hoz: «el mundo enun grano de arena»

Localización

El Barranco de la Hoz se sitúa en las proximidades delas localidades de Ventosa y Corduente. Para acceder aél, desde esta última localidad deben seguirse las indica-ciones hacia la ermita de la Hoz, situada en el interior delcañón. Otra opción para obtener una vista panorámicaes seguir desde el Centro de Interpretación las indicacio-nes al mirador del Barranco de la Hoz, lo que se puedehacer a pie o en vehículo.

Descripción

Más que «el mundo en un grano de arena», comodecía el famoso poema de William Blake, se trata demiles de millones de granos de arena y cantos de cuarci-ta que forman las areniscas y conglomerados de la faciesBuntsandstein, que constituyen las paredes de esteespectacular cañón fluvial, por lo que ha sido propuestocomo de los lugares de interés geológico españoles derelevancia europea.

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Las areniscas y conglomerados del Buntsandstein sonde origen fluvial. Restos palinológicos (pólenes y esporasfósiles) encontrados en este lugar demuestran que lasedimentación del Buntsandstein es heterócrona, y quemientras que en algunos lugares empezó a finales delPérmico (como ocurre en este lugar), en otros el inicio desu sedimentación se demoró hasta el Triásico medio.

El enorme espesor de esta unidad y de las otras queconforman el conjunto del Buntsandstein se debe a lasubsidencia que durante millones de años tuvo lugar: lacuenca sedimentaria no se rellenaba a pesar de que a ellallegaban millones de metros cúbicos de rocas arrastra-das por ríos y torrentes, ya que la subsidencia (hundi-miento) de la cuenca continuaba por procesos tectóni-cos. Además, la subsidencia no fue homogénea sinodiferencial (no igual en toda la cuenca sedimentaria nidurante todo el tiempo), lo que explica las discordancias

internas, las variaciones de espesor y los cambios latera-les (Ramos et al., 1986).

En este lugar y su entorno se han descrito cinco for-maciones que definen el Buntsandstein en el sector cen-tral de la Rama Castellana de la Cordillera Ibérica (Sope-ña et al., 1989). La primera de estas unidades, la Forma-ción Conglomerados de la Hoz del Gallo, fue definidaprecisamente en el Barranco de la Hoz (Fig. 6). Está for-mada por conglomerados rojos de cuarcita que corres-ponden a depósitos de un sistema fluvial de canalesentrelazados asociados a abanicos aluviales.

Por encima de este nivel se sitúa la Formación Arenis-cas de Rillo de Gallo, compuesta casi exclusivamente porareniscas de color rojizo y dispuesta de manera concor-dante sobre la anterior. Corresponde a un sistema fluvialde canales entrelazados y carga de fondo arenosa, lo querepresenta una evolución del sistema hacia redes fluvialesmás estables y más distales (Sopeña et al., 1989).

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Figura 6. Vista del Barranco de la Hoz desde el mirador, marcando el límite aproximado entre las formaciones Conglomerados de la Hoz delGallo y Areniscas de Rillo de Gallo. Fotografía de David Santiago.

Parada 6. Pliegues y más pliegues

Localización

Desde la ermita del Barranco de la Hoz se continúa endirección a Torete. Se cruza este pueblo y se sigue por lacarretera. Poco antes de llegar a Cuevas Labradas sale amano derecha una pista forestal. Siguiendo por ella, ytras cruzar un vado, se continúa 200 metros hasta llegara una pérgola donde se ubica un panel. Esta paradacoincide con la parada 10 de la Geo-ruta 5.

Descripción

A lo largo de este trayecto se puede observar comolas facies siliciclásticas del Buntsandstein dan paso a lasecuencia carbonatada de origen costero del Muschel-kalk, que refleja una transgresión marina hacia occiden-te. Estos sedimentos reflejan el límite occidental del marde Tethys. A su vez, las facies del Keuper se superponena las anteriores y sobre ellas se disponen los materialescarbonatados del Jurásico, que reflejan otra transgresiónmarina que daría lugar a la instalación de plataformasmarinas durante este periodo. Por la carretera se puedenir observando estos cambios que reflejan cómo el marfue inundando el continente a comienzos del Mesozoi-co, y cómo actualmente el paisaje y la vegetación cam-bian simultáneamente con la litología.

En esta parada se observan unos espectaculares plie-gues que afectan a las calizas de la Formación CuevasLabradas, del Jurásico inferior. Son debidos a los esfuer-zos compresivos de la orogenia Alpina que fundamen-talmente en dos pulsos (Eoceno-Oligoceno y Miocenoinferior) dejaron reflejo en este sector de la CordilleraIbérica. En este lugar se encuentra ubicada un área expe-rimental que recrea el mecanismo de formación de estetipo de pliegues.

Parada 7. Un pequeño Parque Jurásico

Localización

Unos kilómetros más adelante en la pista, justo antesde llegar a su intersección con la carretera principal. Unpanel marca la localización exacta de la parada. Estaparada coincide con la parada 1 de la Geo-ruta 4.

Descripción

En este lugar es fácil encontrar restos de fósiles deorganismos del Jurásico inferior. A menudo se trata defragmentos sueltos, que la escorrentía deja al descubiertotras las lluvias. En caso de acudir con un grupo numeroso,debe evaluarse la conveniencia de la visita a este lugar, entodo caso insistiendo en que debe primar la observaciónfrente a la recolección de gran número de ejemplares.

Al encontrarse fácilmente restos de diferentes tiposde grupos fósiles: principalmente rinconelas y terebrátu-las (braquiópodos), plicatulas y belemnites (moluscos),pueden discutirse diferentes aspectos referidos a su ana-tomía, ecología y a los mecanismos de fosilización.

Parada 8. El agua construye rocas:la Escaleruela

Localización

Se continúa por la carretera hacia Zaorejas y nadamás pasar el pk 23 hay un apartadero (en el lado izquier-do de la carretera) donde pueden estacionar varios vehí-culos o un autocar. Para llegar al pie de la Aguaspeña sedebe retroceder andando 100 metros por la carreterahasta encontrar a la derecha una pista ancha (señalizadacomo Pista del Tajo) durante un kilómetro.

A este punto se puede llegar en turismo, pero unautocar no podrá dar la vuelta en este lugar. Esta paradacoincide con la parada 2 de la Geo-ruta 4.

Descripción

La Escaleruela es un edifico tobáceo de grandesdimensiones y perfil escalonado, lo que le da nombre.Está situada al pie del barranco de Ciño Negro, junto alcauce del Tajo.

Las tobas o travertinos son muy frecuentes en algu-nos sectores del Alto Tajo. En la formación de estos gran-des edificios tobáceos participan factores geológicos(como la litología, geoquímica o la evolución geomorfo-lógica), hidrogeológicos (evolución del nivel freático y elrégimen fluvial) y climáticos (temperatura, humedad,precipitación e insolación).

Debido a que sobre estos depósitos pueden aplicarsetécnicas de datación, es posible interpretar aspectosrelacionados con la evolución geológica, climática y eco-

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lógica reciente, ya que encierran también informaciónpaleopolínica, paleofaunística y paleoclimática.

La Escaleruela es un edifico tobáceo complejo ali-mentado por una surgencia kárstica (Fig. 7), de la quedrenan las aguas infiltradas en la paramera cretácica.Similares características presenta el edificio tobáceo delCampillo (visible en la parada siguiente), que tambiénmuestra diferentes fases de crecimiento durante el Pleis-toceno y Holoceno.

En la actualidad, ambos edificios presentan un fun-cionamiento estacional, dependiendo de la cantidad deprecipitaciones. Por ello, la precipitación de nuevo car-bonato cálcico suele tener lugar en otoño y primavera.

En la actualidad, también se está produciendo unanueva toba en el lecho del río Tajo, aunque parece evi-dente que la precipitación actual es menos importanteque la que tuvo lugar en otros periodos pasados perorecientes (Holoceno-Bronce antiguo), hecho demostra-do por la existencia de edificios tobáceos bien desarro-llados situados colgados entre 2 y 5 metros sobre el cau-ce actual del río (Ordóñez et al., 1992).

La precipitación de calcita y formación de la toba estácontrolada física y biológicamente, siendo factores deter-minantes la temperatura del agua, el ritmo de desgasifica-ción de CO2 disuelto y la presencia de vegetación.

El proceso más común de calcificación suele tenerlugar en surgencias o a lo largo de cursos de flujo turbu-lento (rápidos, saltos y cascadas), si bien en remansos yzonas de aguas tranquilas también tiene lugar la precipi-tación debido a la acción de algas cianobacterianas.

La presencia de tobas calcáreas se considera comorespuesta sedimentaria de la dinámica kárstica e indica-dora de climas húmedos y cálidos, y se asocian a cam-bios ambientales ocurridos durante el Cuaternario, yasean éstos naturales o inducidos por la acción antrópica.

Quizá uno de los aspectos más interesantes de la visi-ta a este edificio tobáceo es la posibilidad de observardiferentes estructuras de crecimiento de la toba. Inclusoes fácil encontrar restos vegetales recientes cubiertos detoba reciente, y a media altura es posible identificarvarios elementos de este edificio semifuncional.

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Figura 7. Bloque diagrama mostrando la circulación del agua en el macizo kárstico y diferentes elementos que son observados en las para-das 8, 9 y 10.

Parada 9. A vista de pájaro: el mirador deZaorejas

Localización

Continuando por la carretera (en dirección a Zaore-jas) en el kilómetro 4,800 sale a la izquierda una pistacon el símbolo de mirador. Mediante una pista asfaltadaque salva un fuerte desnivel, se llega al llamado miradorde Zaorejas. El acceso en turismo no plantea problemas,pero sí el acceso en autocar, que deberá ser de tres ejes oun microbús para que pueda subir.

El mirador fue restaurado en 2007 y está equipadocon tres paneles interpretativos (dos de geología y unode observación de aves). Cuenta con un amplio aparca-miento a 20 metros del mirador. Esta parada coincidecon la parada 8 de la Geo-ruta 4.

Descripción

Este mirador constituye un punto privilegiado ya quedesde él se obtienen magníficas vistas del cañón del Tajoy se pueden observar varias unidades ambientales delParque Natural. Además del propio cauce del río Tajo,que discurre doscientos metros por debajo del mirador,es posible observar la vegetación que crece en la riberadel río y los espectaculares cortados labrados por la laborerosiva del río, formados en calizas y dolomías del Cretá-cico superior. El trazado del río Tajo en este sector res-ponde a la presencia de una compleja estructura tectó-nica en la que la denominada falla del Alto Tajo es el ele-mento más destacado.

Desde este mirador se tiene una vista panorámica deledifico tobáceo del Campillo, también llamado del Puen-te de San Pedro. Posee tres niveles horizontales colgados

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Figura 8. Panorámica del edifico travertínico de El Campillo (parada 10), visto desde el mirador de Zaorejas. Explicación en el texto.

sobre el nivel actual del río Tajo (niveles 1, 2, y 3 en Fig.8). Habría que añadir un cuarto nivel que no llega a for-mar una repisa como tal, formado por retazos disconti-nuos de travertinos fluviales ubicados a cotas compren-didas entre los +3 y +10 metros (nivel 4 de la Fig. 8).

Las dataciones realizadas reflejan que el crecimientodel edificio travertínico tuvo lugar fundamentalmente entres episodios: uno antiguo hace aproximadamente130.000 años del que sólo quedan pequeños restos des-mantelados por la erosión, un segundo episodio haceentre 110.000 y 80.000 años, en el que se formaron losdos niveles situados a cotas más altas, y un tercer episodioque dio lugar a los niveles tercero y cuarto hace menos de10.000 años (López Vera y Martínez Goytre, 1989).

Estos tres episodios de formación de toba se venreflejados en otros muchos depósitos tobáceos presen-tes en el Alto Tajo, coincidiendo con etapas de alta acti-vidad kárstica. Sin embargo, los periodos de destruc-ción-erosión que los separan están mucho peor identifi-cados, si bien se asocian a periodos más secos (y quizámás fríos) en los que se produjo una disminución de lacubierta vegetal (Ordóñez et al., 1992).

Parada 10. Las entrañas del Alto Tajo: la Simade Alcorón

Localización

Se continúa por la carretera y se cruza la localidad deZaorejas. Diez kilómetros más adelante se llega a un cru-ce, y se deberá tomar el desvío a la izquierda (en direc-ción a Peñalén, está señalizado). En el pk 5,200 de lacarretera está indicado el desvío a la cavidad y existe unapartadero en el que pueden estacionar autocares. Des-de este lugar se puede acceder al área recreativa dondese ubica la cueva andando 200 metros o continuar conel vehículo (sólo turismos) hasta el aparcamiento situadojunto a ella. Esta parada coincide con la parada 1 de laGeo-ruta 6.

Descripción

La Sima de Alcorón es una de las muchas cavidadesque horadan la paramera cretácica. En los alrededoresde esta zona se han localizado abundantes cavidadesque generalmente constan tan sólo de uno o dos con-ductos verticales, que alcanzan profundidades superio-res a los 200 metros. Se trata de un karst de mesa, que

aprovecha el diaclasado vertical para progresar en pro-fundidad y en muy pocos casos avanza a favor de laestratificación, dando lugar a auténticos pozos naturalesque actúan como sumideros. De esa manera, en la para-mera casi no hay cursos de agua superficial, ya que laescorrentía se infiltra aprovechando las simas. Estas sue-len acabar de forma brusca al alcanzar un nivel menospermeable, a menudo la Formación Arenas de Utrillas, sibien otros niveles cretácicos intercalados en las seriesturoniense y cenomaniense pueden hacer que la circula-ción subterránea continúe en régimen difuso, sin darlugar a galerías o conductos espeleológicamente pene-trables (González Amuchastegui, 1998). Aunque no hayun inventario realizado, se estima que en la paramera deZaroejas-Villanueva-Valsalobre las cavidades debensuperar el centenar. En los alrededores es posible encon-trar otros rasgos kársticos como dolinas (Fig. 7), poljés yrelieves ruiniformes, si bien el endokarst está mucho másdesarrollado que el exokarst.

La Sima de Alcorón está semi-acondicionada para lavisita y junto a su boca se sitúa un área recreativa. Lacavidad posee una profundidad de 63 metros repartidosen dos secciones. La primera de ellas conduce a unamplio replano de 20 metros de diámetro donde entra laluz del sol. Unos escalones metálicos permiten el accesoa esta gran sala de 15 metros de alto. La segunda sec-ción baja hasta el fondo de la cavidad mediante unasescaleras de hormigón rodeadas de un caos de bloques.Precisamente en su punto más bajo se encuentra unarepresa artificial que los habitantes de la zona utilizabanpara conseguir agua, ya que en la paramera no habíafuentes ni arroyos. Para acceder a este lugar derribabanpinos que arrojaban al interior de la cavidad, bajandohasta su interior utilizando las ramas del árbol comoescaleras. Para acceder al fondo de la cavidad es reco-mendable llevar linterna y algo de abrigo.

Actividad 1. Geodiversidad

Las Geo-rutas 8 y 9 recorren los alrededores de Che-ca (primera parada de este itinerario) y Orea. La diversi-dad geológica de este lugar permite visitar enclaves demuy diferente naturaleza y significado geológico. Serecomienda consultar los folletos de estas rutas y la Guíageológica del Parque Natural del Alto Tajo para encon-

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trar más información. En Orea existe un Centro de Inter-pretación dedicado a los usos tradicionales en el ParqueNatural.

Actividad 2. Museo de la Vida de Molina deAragón

En Molina de Aragón se encuentra el Museo de Moli-na, que acoge diferentes exposiciones de arqueología,entomología y paleontología. (Ver reseña del Museo eneste mismo volumen). Más información en la páginaweb del Museo (http://www.museosdemolina.org/).

Actividad 3. Un viaje hacia el mar

La Geo-ruta 5 tiene su comienzo en el Barranco de laHoz y visita las paradas 5, 6 y 7 del itinerario aquí pro-puesto. Pero entre ellas, la Geo-ruta 5 propone otrasparadas que muestran evidencias de la transgresionesmarinas del Triásico medio y comienzos del Jurásico. Serecomienda consultar los folletos de estas rutas y la Guíageológica del Parque Natural del Alto Tajo para encon-trar más información y completar el itinerario. Esta acti-vidad tiene el problema de que no es realizable en auto-car de 50 plazas, ya que no cabe por las pistas que reco-rren la ruta. Para grupos, sólo será posible recorrerla enmicrobús.

Además, la Geo-ruta 5 propone la subida al miradordel Barranco de la Hoz, en cuyo camino se encuentranlas paradas 4, 5 y 6 de la Geo-ruta. A pesar de ser unafuerte subida por unas escaleras talladas en la roca,merece la pena.

Actividad 4. El karst: el poder erosivo yconstructor del agua

Para completar la última parte del itinerario, referidaal karst, se recomienda la visita a la «ciudad encantada»de Hoya del Espino, relieve ruiniforme que constituye laparada 3 de la Geo-ruta 6. Este lugar ilustra magnífica-mente el desarrollo de un lapiaz y su evolución en eltiempo. También es posible, en vez de visitar tan sólo elpie del edificio tobáceo de la Escaleruela (parada 9 delpresente itinerario), recorrerla íntegramente y visitar lasurgencia que da lugar a la circulación superficial de

agua. Se puede hacer de subida o de bajada, recorrien-do las paradas 2 a 8 de la Geo-ruta 4 en sentido normalo inverso. Visitando estos lugares y las paradas 8 a 10descritas en el presente capítulo se obtiene una visióncompleta de la circulación del agua en un macizo kársti-co (circulación superficial, infiltración en un sumidero,surgencia, circulación superficial con precipitación detoba y llegada a un cauce fluvial) y los diferentes efectosdel agua cuando erosiona por disolución y cuando dalugar a la formación de rocas por la precipitación del car-bonato. Para el desarrollo de actividades didácticas, elárea recreativa de la Sima de Alcorón cuenta con unmerendero y con un refugio de libre acceso (interesantepara días de lluvia).

Materiales

Los folletos de las Geo-rutas pueden pedirse en loscentros de interpretación del Parque Natural y en lospuntos de información. También puede solicitarse unacopia en versión digital al Parque Natural. La Guía geoló-gica del Parque Natural del Alto Tajo deberá solicitarse enel propio al Parque Natural. La Guía de los EspaciosNaturales de Castilla-La Mancha (González Martín y Váz-quez González, 2000) dedica un capítulo y un itinerarioal Alto Tajo que es un buen complemento a lo aquíexpuesto.

Alba R., y Aso C., (2003): Historia y técnica de una obrapública singular. Las Salinas de Armallá (Provincia deGuadalajara). Cimbra: Revista del Colegio de Inge-nieros Técnicos de Obras Públicas, 351, 22-31.

Carcavilla L., Rodríguez E., y Ruiz López de la Cova, R.,(2006): Folletos de las Geo-rutas del Parque Naturaldel Alto Tajo. Junta de Comunidades de Castilla-LaMancha.

Carcavilla L., Ruiz López de la Cova R., y Rodríguez E.,(2008): Guía geológica del Parque Natural del AltoTajo. Consejería de Medio Ambiente y DesarrolloRural. Junta de Comunidades de Castilla-La Mancha.Madrid, 296 p.

González Amuchastegui M.J., (1998): Geomorfología yetapas de karstificación en la Rama Castellana del Sis-tema Ibérico. Estudios Geográficos, 59, 232, 423-441.

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6. REFERENCIAS

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Gutiérrez-Marco J.C., Robardet M., Rábano I., Sarmien-to G.N., San José Lancha M.A., Herranz Araújo P., yPieren Pidal A.P., (2002): Ordovician. En: The Geo-logy of Spain (Gibbons W., y Moreno, M.T., eds.). TheGeological Society, London, 31-50.

Jiménez R., Calvo M., Martínez Palomares M.A., y Gor-gues R., (2005): Yacimientos de aragonito del Triási-co Español. Bocamina. Revista de minerales y yaci-mientos de España, 16, 93 p.

López Vera F., y Matínez Goytre J., (1989): Formacióntravertínica del Puente de San Pedro (Guadalajara):edad, ambiente de formación y evolución. BoletínGeológico y Minero, 100, 248-258.

Ordóñez S., García del Cura J.A., González Amuchaste-gui M.J., y González Martín J.A., (1992): Génesisactual de carbonatos fluviales en el alto valle del río

Tajo (prv. De Guadalajara). III Congreso Geológico deEspaña, Comunicaciones, 1, 158-163.

Ortí F., García-Veigas J., Rosell L., Jurado M.J., y Utrilla R.,(1996): Formaciones salinas de las cuencas triásicas dela Península Ibérica: caracterización petrológica y geo-química. Cuadernos de Geología Ibérica, 20, 13-35.

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Torrubia J., (1754): Aparato para la historia natural espa-ñola. Edición facsímil del Instituto Tecnológico Geo-minero de España, 1994. Madrid.

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ECOLOGÍA Y CULTURA DE LAS COMUNIDADESPREINDUSTRIALES EN LA CUENCA SUPERIORDEL TAJO

J. Arenas Esteban1, M.ª J. Gil García2, M.ª B. Ruiz Zapata2 y T. Martín Arroyo1

1 Centro de Estudios de Molina y el Alto Tajo (CEMAT) C/ Cerradas, 1 1ºD.19300 Molina de Aragón. Guadalajara. [email protected] Departamento de Geología. Universidad de Alcalá. Edificio Ciencias. 28871. Alcalá de Henares. Madrid

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Este recorrido práctico se localiza en el paraje cono-cido como La Dehesa, en la localidad de Olmeda deCobeta (Fig. 1). La razón que lo justifica es doble: poruna parte, es uno de los mejores entornos de tipo ade-hesado preservados en toda la cuenca alta del Tajo; porotra, la riqueza de su patrimonio arqueológico y etno-gráfico permite seguir con cierto detalle la evolución delpoblamiento humano en la zona y la relación que ésteha mantenido con el entorno natural.

Por estas razones, desde el año 2005 se viene desa-rrollando allí el denominado «Proyecto Olmeda»; unprograma de investigación interdisciplinar en el que seencuentran involucrados arqueólogos, antropólogos,biólogos y geólogos. Los resultados preliminares de sutrabajo son la base sobre la que se desarrollan los con-tenidos de esta contribución.

El objetivo principal de este itinerario es analizar lasdiversas formas de interacción entre el ser humano y elmedio físico en el que se desenvuelve. Para ello se traba-jará con los resultados preliminares aportados por elmencionado «Proyecto Olmeda», al objeto de presentarlas líneas generales que definen el proceso de utilizacióndel medio físico por parte del hombre desde la Prehisto-

ria a la actualidad. De esta manera, se atenderá simultá-neamente tanto a los aspectos culturales (secuencia yevolución de las formas de ocupación así como su huellaen el territorio) como a los medioambientales (incidenciade estas ocupaciones en los procesos de cambio paisajís-tico) que caracterizan este proceso.

La Dehesa de Olmeda se sitúa en una zona montuo-sa enclavada al Oeste de la localidad de Molina de Ara-gón integrada en el Parque Natural del Alto Tajo y, porlo tanto, en un entorno muy accidentado, marcado poruna potente disección fluvial excavada en los terrenossecundarios. Esto da como resultado un paisaje agres-te, de gran espectacularidad, con profundos valles deli-mitados por grandes farallones calizos (González Maríny Vázquez González 1991).

Desde un punto de vista orográfico, la Dehesaadquiere la forma de una gran meseta de 158 ha., conun ligero buzamiento hacia el Sureste. Sus frentes sep-tentrional y occidental adoptan un aspecto muy escar-pado debido a los farallones calizos allí presentes y que,al menos en esos sectores, la aíslan completamente delentorno circundante. En cambio, sus flancos oriental ymeridional aún mostrando un desnivel relativamentefuerte respecto a su nivel de base, presentan laderasmás suavizadas y, por lo tanto, una mayor accesibilidad.

1. INTRODUCCIÓN


3. EL MARCO FISIOGRÁFICO

Geológicamente se encuentra incluida en una zonade terrenos mesozoicos. La meseta en la que se asientacontiene una secuencia estratigráfica constituida en subase por margas y margo-calizas del Jurásico sobre lasque se disponen materiales pertenecientes al Cretácico:las arenas y arcillas del Cretácico Inferior y las calizas ymargas del Cretácico Superior. Esta estratigrafía geoló-gica produce una superficie de elevada pedregosidad,con abundantes afloramientos calizos tipo lapiaz, consurcos originados por la escorrentía superficial que sonocupados suelos arcillosos.

El comentado carácter cárstico es la causa de uno delos aspectos más significativos que posee La Dehesa deOlmeda, de cara al poblamiento humano: las filtracio-nes del agua de lluvia que recibe la parte superior de lameseta dan lugar a un nivel freático situado en torno ala hisohipsa de los 1.180 metros s.n.m. Esto produceuna red de manantiales dispuestos en las laderas detodo su perímetro exterior. Esta circunstancia no sólogarantiza el abastecimiento hídrico a los eventualespobladores de la zona, sino también el desarrollo de

cultivos de regadío en un medio básicamente árido,aportándole un gran potencial agronómico.

El abandono de la actividad agrícola desde la déca-da de los años 50 del pasado siglo, ha propiciado larecuperación de la masa arbórea, lo que confiere al con-junto el aspecto de un espectacular bosque de robles yencinas (Fig. 2). Efectivamente, la actual coberteravegetal está compuesta por una masa boscosa relativa-mente densa de quercineas, con un predominio delroble (Quercus faginea) aunque también se conservansoberbios ejemplares de encina (Quercus ilex). La densi-dad de la masa arbórea no es uniforme en todo elámbito de estudio, sino que pueden distinguirse doszonas:

La primera, correspondiente al ámbito de la dehesaboyal propiamente dicha, nunca ha sido roturada por loque es el área donde se desarrolla un bosque más densocompuesto mayoritariamente de encinas, aunque nodejan de ser abundantes los especimenes de roble; lasegunda zona corresponde a los terrenos roturadosdedicados a tierras de cultivo. Ahí, la masa arbórea es

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ECOLOGÍA Y CULTURA DE LAS COMUNIDADES PREINDUSTRIALES EN LA CUENCA SUPERIOR DEL TAJO

Figura 1. Situación de La Dehesa (círculo rojo) en relación con la comarca de Molina de Aragón y el Alto Tajo.

mucho más dispersa y las diferencias de edad entre losespecimenes de roble y encina es mucho más acusada,lo que corrobora de forma casi definitiva la existencia deun bosque mayoritariamente compuesto por robleantes de la extensión de la masa de encinas.

Además de estas especies es frecuente la presenciade algunas cupresáceas como es el caso de la sabina(Juniperus thurífera) y el enebro (Juníperus oxicedrus),Junto a un cortejo herbáceo en el que destacan Poa,Lolium, Phalaris, Trifolium, Medicago, aliaga junto atomillo, espliego y salvia.

Figura 2. Vista aérea de La Dehesa desde el Oeste, con la localidadde Olmeda al fondo.

El itinerario propuesto discurre en su practica totali-dad por La Dehesa de Olmeda, quedando inscrito por lotanto en un área de 158 ha. La versatilidad de eseentorno, permite trabajar de forma casi simultánea endiversos aspectos concernientes tanto al medio naturalcomo a la herencia cultural dejada por los habitantesque a lo largo de los siglos han poblado la zona.

Parada 1. Agentes naturales y procesosgeomorfológicos

Localización

En la carretera que comunica las localidades deCobeta y Olmeda de Cobeta, y más concretamente enel punto kilométrico 22 de la carretera CM 944, a laaltura del Alto del Monte.

Descripción

Esta parada tiene por objeto mostrar la zona de tra-bajo en su conjunto. El punto de parada elegido permi-te visualizar la disección fluvial del entorno y los relievesresultantes de esos procesos erosivos.

Parada 2. Geomorfología y ocupaciónhumana

Localización

Se localiza en el Alto de la Dehesa, y más concreta-mente en el escarpe rocoso de Peña Moñuz, desdedonde se percibe un extenso sector del entorno noroc-cidental de meseta adehesada.

Descripción

Se comentará la secuencia de ocupación humana dela Dehesa (Fig. 3) desde el puntal de Peña Moñuz que,gracias a su extenso campo visual, permite contemplaruna buena parte de los yacimientos arqueológicos loca-lizados, hasta el momento, en el entorno de la Dehesaasí como los rasgos esenciales de los entornos físicos enlos que se localizan.

En este sentido, hay que resaltar que los trabajos deprospección arqueológica llevados a cabo han reveladouna secuencia de ocupación que abarca más de diezmilenios.

La secuencia arranca en los inicios del Holoceno,según parece estar indicando la industria lítica docu-mentada en el yacimiento de Los Pradillos, que es tipo-lógicamente adscribible a un horizonte Mesolítico detipo macrolítico.

Más tarde, en torno al siglo XV a.C., se registra unpoblamiento adscribible a la Edad del Bronce materiali-zado en dos asentamientos al aire libre en los que losrestos de industria lítica y cerámica nos indica la pre-sencia de grupos que pudieron haber explotando elmedio de forma estacional.

Pero es en la Edad del Hierro, entre los siglos IV y IIa.C. cuando se registran por primera vez evidencias deun poblamiento estable. El elemento más importantede estos momentos es el asentamiento de Peña Moñuz,aunque son otros los enclaves de la misma época detec-tados que, en conjunto, definen el primer sistema depoblamiento integrado.

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4. ITINERARIO

La siguiente fase se sitúa en los siglos I-II d.C, yqueda representada por un asentamiento en llanosituado a los pies de la meseta principal. La cronologíaqueda indicada por los restos de Terra Sigillata halladosen la superficie, pero el estudio conjunto de materialrecogido muestra que no se trata de un asentamientoestrictamente romano, sino de un pequeño estableci-miento indígena que se abasteció de ciertos productosde lujo que circulaban a través de las redes comercialesde la Hispania de época Imperial.

Tras el la fase celtíbero-romana, se detectan diversosasentamientos encuadrados en el periodo islámico,

entre los siglos X y XII d.C. En conjunto, configuran unared de alquerías de carácter básicamente familiar, dedi-cadas a la explotación intensiva del entorno inmediato.Un sistema de poblamiento que será truncado por lareconquista del territorio por los cristianos a mediadosdel siglo XII d.C. que dará lugar al abandono de los anti-guos núcleos de población islámicos y a la aparición deotros nuevos (como es el caso de la propia localidad deOlmeda de Cobeta) paralelamente al incremento de laespecialización productiva como demuestran, por ejem-plo, dehesas como la que ahora ocupa nuestra atención(Arenas Esteban 2008a).

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Figura 3. Situación de los yacimientos arqueológicos localizados en La Dehesa y su entorno próximo: 1) Poblado celtibérico de PeñaMoñuz; 2) Poblado romano de Las Hortezuelas I; 3) Poblado celtíbero-medieval de El escalerón; 4) Poblado visigodo del Cerrillo del Moro;5) Poblado celtibérico de Las Modorrillas; 6) Alquería medieval de Las Hortezuelas II; 7) Alfar celtibérico de Las Hortezuelas III; 8) Asenta-miento al aire libre epipaleolítico de Pradillos I; 9) Poblado de la edad del Bronce de Los Pradillos II; 10) Posible enterramiento tubular; 11)Torre islámica de El Castillejo. A) Vista aérea del yacimiento del Castillejo, B) Vista aérea del yacimiento depeña Moñuz, C) Industria lítica delasentamiento al aire libre epipaleolítico de Pradillos I, D) Materiales romanos del Poblado de Hortezuelas I, E) Materiales del poblado de Edaddel Bronce de Pradillos.

Parada 3. El poblado celtibérico de PeñaMoñuz

Localización

La parada se desarrolla íntegramente en el pobladoceltibérico de Peña Muñoz, ubicado en el escarpe calizodel mismo nombre situado en el extremo nor-occiden-tal de La Dehesa.

Descripción

En este yacimiento arqueológico (Fig. 4), actualmenteen fase de excavación, se destacarán los siguientes aspec-tos: su posición, en el extremo del farallón, dominando elvalle y la vía de comunicación natural que éste constitu-ye; sus sistemas defensivos que constan de una murallade piedra de 3,5 m de altura, un foso de sección rectan-gular, excavado en la roca y un anillo exterior de piedrashincadas, conocido como «caballos de frisia»; finalmentesu estructura interna organizada en viviendas y paraalmacenaje y molienda de productos vegetales.

es.

Figura 4. A) Vista aérea del poblado de Peña Moñuz desde elNorte; B) Planimetría de su sistema defensivo y de las zonas excava-das en el interior del recinto; C) Vista cenital de la Estructura A, unade las viviendas excavadas en el interior del asentamiento.

Un detalle interesante, y que por primera vez nospone en contacto con la dimensión ideológica de lasprimitivas comunidades habitantes de La Dehesa, esque el tipo de arquitectura monumental ahí documen-tado resulta excesivo para las necesidades defensivas depoblados de pequeñas dimensiones como son PeñaMoñuz u otros conocidos en su entorno próximo (Are-nas Esteban 1999). Este hecho sugiere la posibilidad deque nos encontremos ante un comportamiento carga-do de simbolismo, encaminado a delimitar ámbitos deinfluencia de comunidades concretas a través de laexpresión física de su cohesión social, que quedaríamaterializada, entre otras cosas, en el trabajo colectivoque supone la construcción de estas inmensas defensas.

Parada 4. El aprovechamiento del mediofísico en el pasado

Localización

Una vez acabada la explicación de las ruinas celtibé-ricas, se retornará al escarpe rocoso de Peña Moñuz,desde donde se iniciará la explicación de la potenciali-dad económica de los recursos litológicos (entre otros)existentes en el entorno de La Dehesa. Desde estepunto, y desplazándonos progresivamente hacia el inte-rior de la meseta.

Descripción

Se analizarán los diferentes recursos explotables quepudo ofrecer el entorno de La Dehesa en el pasado(Figs. 5 y 6). Tales comentarios se basarán en los resul-tados preliminares de distintas líneas de investigaciónabiertas. Se comentará la relación existente entre lasindustrias de época tardiglaciar con las fuentes de apro-visionamiento de sílex; del mismo modo se describiránlos análisis en curso encaminados a establecer la rela-ción entre la producción alfarera y los distintos tipos dearcillas locales; por último se abordará el estudio dia-crónico de los sistemas de regadío.

Parada 5. Acción antrópica y pedogénesis

Localización

En la depresión tradicionalmente dedicada a cultivoscerealistas que, en dirección Este-Oeste, discurre portodo el sector septentrional de La Dehesa.

213


Figura 5. A) Delimitación de las posibles áreas de aprovechamien-to económico de La Dehesa y su entorno; B) Recogida de muestraspara estudios ceramológicos.

Descripción

Se comentarán las estrategias de análisis edafológi-co emprendidas recientemente. Se parte de la descrip-ción del estudio de campo de los perfiles del suelo apartir de la apertura de diversas calicatas, para pasar ala descripción de su propiedades morfológicas, asícomo del muestreo de los horizontes de los casos másrepresentativos de las condiciones de desarrollo edafo-genético en el área de estudio.

En las áreas que presentan una mayor estabilidadgeomorfológica, el grado de diferenciación de horizon-tes es máximo, con secuencias del tipo A-Bt1-Btk2-C-R.Las cementaciones calizas en estos casos aparecen aprofundidades superiores a los 100 cm, reflejando unintenso proceso de lavado, disolución y reprecipitacióndel carbonato. En áreas con mayor pendiente, el desa-rrollo edáfico es más limitado, con secuencias de hori-

zontes de tipo A-C, A-R, o en los casos intermedios tipoA-Bk-R, y con mayor grado de evolución A-Bk-Km-Ck..

Se ha realizado un muestreo de los horizontes en losperfiles más interesantes, con el fin de determinar lassiguientes propiedades: textura (distribución granulo-métrica en fracciones arena gruesa, arena fina, limogrueso y fino, y fracción arcilla), pH, conductividad, por-centaje de carbonato cálcico equivalente, caliza activa ycapacidad de intercambio catiónico.

Desde un punto de vista práctico, se comentarándiversos aspectos relativos a la evolución de los suelosobservables en los perfiles de las calicatas efectuadas,algunas de las cuales todavía permanecen abiertas. Dela misma forma, se analizarán in situ fenómenos comolas diferencias cromáticas y texturales de la superficiederivadas de usos específicos del suelo, así como la pér-dida de suelo por causas naturales, la existencia deantiguos suelos agrícolas, etc� (Figs. 7 y 8).

Parada 6. Acción antrópica y evolución de lavegetación

Localización

El comentario de estos aspectos se irá haciendo enel transcurso de un recorrido que transcurre por el cen-tro de la masa arbórea preservada en la Dehesa.

Descripción

Se procederá a la explicación de la secuencia evolu-tiva de la vegetación, partiendo del análisis de la situa-ción actual para acabar comentando los primeros datossobre la situación en épocas pasadas obtenidos a partirde polen fósil (Figs. 9 y 10).

Estos muestran la existencia de un paisaje vegetalrelativamente abierto, que evoluciona hacia la instala-ción de un bosque más denso, a través de una fase dematorral, lo que aparentemente define cierta estabili-dad en las condiciones climáticas y el cese progresivo dela actuación del hombre sobre el territorio. En cuanto ala composición, Pinus es el componente principal de lavegetación arbórea. Con carácter más local y con undesarrollo más esporádico, están presentes ambos tiposde Quercus (caducifolio y perennifolio), Alnus y Ulmus.Se trata de una masa forestal muy empobrecida desdeel punto de vista de la diversidad definiendo unas con-diciones estables y extremas de carácter mediterráneo,que explican el igualmente empobrecido del grupoarbustivo constituido por Juniperus y Rosaceae. En lasúltimas muestras del Diagrama se observa una fase derecuperación arbórea, con la reintroducción de ambostipos de Quercus y de Alnus, lo que define un atempe-ramiento de las condiciones climáticas. A partir de estemomento retroceden los indicadores de deforestación.

214


215


Figura 6. Arriba mapa del sistema de regadío de «Las Hortezuelas» Abajo se muestra la propuesta de evolución diacrónica del mismo (estu-dio realizado por Julián Ortega Ortega). Las letras A-E corresponden a los distintos subsistemas de regadío documentados; Los númerosromanos corresponden a asentamientos humanos: I) Alfar celtibérico; II) Necrópolis medieval; III) Peña Moñuz; IV) Las Hortezuelas II; V yVI) Poblado de Las Hortezuelas I.

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Figura 7. Cambios en la coloración y textura de la superficie delterreno derivados de usos diferentes. Abajo, situación de las calica-tas efectuadas hasta el momento para la caracterización edáfica deLa Dehesa.

Figura 8. A) Análisis in situ de un perfil edáfico; B) Distintos hori-zontes de suelos agrarios detectados en la calicata Olm-3.

Figura 9. A) Sistema de muestreo polínico desarrollado en La Dehesa; B) Distintos momentos del muestreo subsuperficial por medios mecá-nicos.

Parada 7. La Dehesa de Olmeda comoresultado de estrategias racionalesde explotación del medio

Localización

Esta parada se localiza en una zona de apriscosganaderos existente en el sector septentrional de LaDehesa. Desde ahí es posible explicar de forma satisfac-toria el sistema de explotación pecuaria mantenido enLa Dehesa desde la Edad Media.

Descripción

Tras los aspectos arqueológicos se pasará a comen-tar los datos sobre los usos tradicionales de La Dehesa,utilizando el material etnográfico disponible.

Se analizarán los paisajes pecuarios generados en LaDehesa en la época de la Repoblación que en la EdadMedia afectó a este territorio (Figs. 11 y 12), comen-tando los sucesivos usos materializados en cerraderospara el ganado (de morfología y dimensiones muyvariadas) y en significativos ejemplos de arquitecturapastoril tradicional, derivada de modelos del Norte de laPenínsula Ibérica.

En el caso concreto de La Dehesa de Olmeda, se hanpreservado toda una serie de elementos del sistema pro-ductivo de las comunidades campesinas locales (ArenasEsteban, 2008b). La primera impresión que puedeextraerse de su estudio es que son el resultado de unaexplotación intensiva y continuada en el tiempo de unecosistema cuya morfología actual es producto de unagestión particularmente eficiente de los recursos natura-les. Tal gestión está basada en una sectorización de los

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Figura 10. A) Muestra procedente de los sondeos mecánicos y primeros resultados obtenidos en el interior del poblado de Peña Moñuz:B-1) Diagrama polínico indicador de procesos de antropización y deforestacion y B-2) Fluctuaciones en la disponibilidad de agua.

espacios dedicados a la ganadería y a la agricultura, quefueron netamente delimitados y separados por barrerasfísicas (vallas) permitiendo el desarrollo racional y sinmutuas interferencias de las dos actividades básicas deuna comunidad rural: la agricultura y la ganadería.

Entre el conjunto de evidencias materiales relaciona-das con las actividades ganaderas presentes en La Dehe-sa, los más importantes son sin duda alguna la zona depasto propiamente dicha y el sistema de establos parael ganado que se extiende a lo largo de todo su perí-metro exterior.

Estas construcciones son edificios de planta rectan-gular u oblonga, construidos con gruesos muros de pie-dra caliza sobre los que se dispone una cubierta cónicade troncos de madera y una gruesa capa de materiavegetal que aporta una perfecta impermeabilización.

Desde una perspectiva cultural, es importante seña-lar que estos edificios no tienen su origen en la arqui-tectura del mundo pre-romano local, de la que difierenen muchos aspectos tanto constructivos como funcio-nales. Por el contrario, hay que buscar su origen en laarquitectura tradicional del Norte peninsular, y su apari-ción en nuestra zona ha de ponerse en relación con lamencionada repoblación por grupos humanos proce-dentes de esas áreas a partir de los siglos XII y XIII, y conlos nuevos sistemas de explotación del entorno naturalque ponen en marcha.

Parada 8. La ritualización del medio físico

Localización

Prácticamente en el centro geográfico de La Dehesa,en la zona donde el antiguo bosque de robles se hallamejor conservado.

Descripción

Por último, se abordará el análisis y comentario de laritualización del paisaje agrario, un fenómeno fácilmen-te perceptible en La Dehesa gracias a que se han con-servado varios árboles de singular significación, tantopor su gran edad -en todos los casos rebasan los 350años de edad-, como por la función específica que cadauno de ellos ha cumplido tradicionalmente para lacomunidad:

� La Encina de las Bellotas. Situada entre la zona depastos y el núcleo urbano de Olmeda. Su funciónera la de punto de reparto entre la comunidad delos beneficios generados por la dehesa.

� El Roble Alto. Situado prácticamente en el centrogeográfico de la zona de pastos. Su función era lade «punto de encuentro» y lugar para resolver liti-gios o formalizar tratos.

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Figura 11. A) Dispersión de material moderno de origen antrópico y B) Principales elementos del sistema de explotación ganadera.

� El Roble de las Ermitas (Fig. 13). Situado en elinterior de la zona de pastos, en su extremo Nor-oeste. Su función era religiosa, como punto dedevoción mariana gracias a las hornacinas excava-das en su tronco, que contenían y contienentodavía imágenes de la Virgen.

Entre ellos destaca el Roble de las Ermitas (ArenasEsteban, 2007), un ejemplar vivo con dos hornacinastalladas en su tronco por el hombre. Se trata de unejemplo casi único en el ámbito europeo de árbol sagra-do cuyo origen se remonta al proceso repoblador ini-ciado tras la reconquista del territorio a los árabes amediados del siglo XII. Su aparición en la zona puedevincularse al afán de los nuevos pobladores por cristia-nizar los lugares de culto pagano relacionados con lanaturaleza (Demandt, 2002), que hunden sus raíces en

la Antigüedad. Estos remotos orígenes quedan atesti-guados por algunas dedicaciones como las efectuadasen Aquitania a Deo Robori et genio Loci (CIL XIII 1112)y a los Deus Sexarbores (CIL XIII 00129, 00132 y00175); e incluso podríamos hablar de un culto especí-fico a los robles, a partir de las dedicaciones a lasNymphae Percernae en la Narbonensis o a las MatronaeDervonnae en la Cisalpina (resp. CIL XII 1329 y V5791).

La pervivencia de estos cultos ancestrales durante laEdad Media europea, fruto quizá del fuerte arraigo pro-piciado por el sincretismo religioso romano-celta, fueobjeto de persecución por parte de la Iglesia Católica.Desde mediados del siglo IV de nuestra era, diversosconcilios reaccionan contra la adoración a los árboles,considerando sacrílegos los rituales practicados en ellos

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Figura 12. Ejemplos de arquitectura pastoril documentados en La Dehesa.

(Rocray, 1997), condenando las prácticas supersticiosasque el pueblo llano llevaba a cabo en ellos (levantandoaltares en sus troncos, ofreciéndoles alimentos y supli-cándoles protección y auxilio).

Así, en el Canon 23 del Segundo Sínodo de Arlés delaño 452 quedó establecido que «si en una diócesis losincrédulos encendieran antorchas y venerasen árboles,fuentes o rocas, el obispo responsable que no destru-yese tales lugares sagrados se hace culpable de sacrile-gio. El propietario o administrador del terreno recibeuna orden en este sentido y si no la cumple queda exco-mulgado».

Tales disposiciones se repiten a lo largo de los siglossin que, aparentemente surtan efecto, pues en elSegundo Concilio de Nantes (año 578) se llega a acuñarel término «arbores sacrivi» remarcando la significaciónpagana del concepto. Sobre este punto es interesante ladescrición que en el siglo XVII Johann Jacob Hofmann(1635-1706) incluye en su Lexicon Universale:

Arboles �Sacrivae�: (se llaman así) en el concilio deAutisiodor. (Auxerre) Can. 3. Igual que los árboles con-sagrados [Arboribus consecratis] mencionados en elconcilio de Nantes can. 20, porque los paganos lesveneraban como si fueran sacros; de la misma maneraNicetas Paphlagón llama îõëïëÜôñáó [veneradores de lamadera] a los idolatras en su Encomio de S. Hyacinthos.Antigua supersticción: entre otros Plinio (XVI, cap. 34)nos cuenta con cuánta adoración los antiguos Galosveneraban el roble/encina [quercus], cf. arriba a la vozDruidibus. Aún después de que la fe en Cristo se pro-pagó por todo el mundo, leemos que el culto a losárboles y bosques ganó en fuerza y vigor en África, Ger-mania, Italia, Galia y otras provincias: en Agustín, ser-món 215 & 261, de Tempore; en Gregorio Magno, libro7, Indict. 1, Epistole 5 & 20; en Gregorio de Tour, His-torias, libro 2, capítulo 10; y en otros. Así que los prín-cipes cristianos se esforzaron mucho para erradicar esteculto. Cf. Arriba a la voz Arbor.

Por lo que respecta a la Península Ibérica, son muypocos los datos alusivos al culto a los árboles en la Anti-güedad. La alusión más explícita es quizá la mención a un«sacrum Buradonis illicetum» que aparece en los Epigramasde Marcial, aunque debieron existir muchos más, ya queexisten testimonios de la perduración en la Bética romanade cultos y ritos indígenas de fecundidad relacionados conlas aguas, árboles y bosques (Pastor Muñoz, 2000).

En este contexto, es interesante llamar la atenciónsobre el paralelismo existente entre la situación detec-

tada en Olmeda y la sectorización aparentemente reli-giosa expresada en el Bronce I de Botorrita. De las dife-rentes interpretaciones propuestas sobre este epígrafeen lengua celtibérica, la más lograda es la que lo iden-tifica como un decreto para la correcta conservación deun área de carácter sagrado, que muestra correspon-dencias con otros documentados en la Italia antigua(De Bernardo Stempel y Maid, en prensa). Según estainterpretación, el texto haría alusión a una amplia zonadedicada a los robles/encinas (perkunetakam) divididaen tres partes (trikantam) o lugares de culto diferencia-dos: el del dios protector Togotis, el del dios del com-bate Neitos y el de un dios de la justicia y/o de la recom-pensa Sarnicios. Lo realmente interesante es que encada uno de estos dominios quedaban reguladas cier-tas actividades que parecen girar en torno a la ganade-ría, la roturación de la tierra y el cultivo. Con este para-lelismo no se pretende establecer un vínculo directo,pero sí plantear la posibilidad de que la gestión del terri-torio sagrado en época celtibérica tuviese unas motiva-ciones básicas similares a las que se han documentadoen Olmeda: las de posibilitar una gestión integral delentorno, optimizando las distintas actividades producti-vas evitando su mutua interferencia.

En el marco de este itinerario, las actividades vanencaminadas a «descubrir» la evolución de su ocupa-ción y el impacto que la misma ha tenido en el entornofísico.

Actividad 1. Geología y biodiversidad

Dado el excelente estado de conservación del entor-no de La Dehesa tanto a nivel medioambiental como enlo relativo a patrimonio histórico-artístico y etnográfico,es interesante rastrear cuales son los aspectos fisiográfi-cos y bióticos que han permitido la recurrente instala-ción de grupos humanos en la zona desde inicios delHoloceno hasta la actualidad. Para ello se procederá aun trabajo práctico basado en la confrontación de lavegetación actual con la que, según los análisis depolen fósil, existió en épocas pasadas.

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Actividad 2. Geomorfología y estrategias deasentamiento

Es necesario hacer hincapié en los múltiples aspectosperceptibles en La Dehesa que ilustran como las condi-ciones geológicas condicionan, en un sentido positivo onegativo, las estrategias de poblamiento humano. Eneste sentido, resulta muy interesante analizar sobre elterreno la relación que guardan los diferentes tipos deasentamiento con otros factores culturales (cronológi-cos, socio-económicos y políticos) y a su vez las posibi-lidades que ofrecen entornos naturales determinados,como son cerros testigo, poblamiento en ladera, asen-tamientos en zonas de vega, etc., y que en conjuntoconfieren a la zona un alto potencial económico, yhaciendo posible la supervivencia de un pequeño grupocomo el que desde hace siglos ha habitado en Olmeda.Su existencia no sólo garantiza la autosuficiencia de la

comunidad, sino que supone una fuente de riquezaañadida que justifica las disputas que desde el siglo XIIIdistintas instituciones, laicas y religiosas, han tenido porejercer su control y propiedad.

Actividad 3. Entorno natural y cultura humana

La situación de los distintos asentamientos humanoslocalizados en el entorno de La Dehesa, el Roble de lasErmitas o la compleja infraestructura de explotaciónganadera nos permiten no sólo valorar las estrategiassubsistenciales de sucesivas comunidades humanaspreindustriales, sino también indagar en los mecanis-mos simbólicos que utilizaron para «culturizar» elmedio natural en el que vivían.

En este sentido, se propone verificar sobre el terrenoel sistema de marcadores naturales utilizado en 1469para delimitar el entorno de la Dehesa:

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Figura 13. El Roble de las Ermitas. Obsérvese la gran hornacina tallada en su tronco.

«Desde el barranco de la Riba hasta el Tajo, y desdeallí, por las cañadas, hasta Peña Horadada y hasta lascanteras, y señala otros límites que eran árboles deter-minados o peñas señaladas; todo lo cual comprendíalos lugares de Cobeta, El Villar y La Olmeda» (cif. VillarRomero y Villar Romero, 1994).

Materiales

Al ser un tema prácticamente inédito, los materialespropuestos se localizan en su práctica totalidad en lamisma Dehesa de Olmeda. Esto, lejos de ser un «handi-cap», es una excelente oportunidad de tomar contactodirecto y sobre el terreno con fenómenos tanto natura-les como culturales que no siempre se encuentran acce-sibles a la observación del estudiante.

Arenas Esteban, J.A., (1999): La Edad del Hierro en elSistema Ibérico: los páramos y sierras de Molina deAragón (Guadalajara). British ArchaeologicalReports, International Series, 780. 234 p.

Arenas Esteban J.A., (2007): Ancient tree cults in CentralSpain. The case of La Dehesa at Olmeda de Cobeta.En: Continuity and Innovation in Religion in theRoman West (Haüsler R., y King A.C., eds.). Journal ofRoman Archaeology, Supp. Series 67, I, 189-200.

Arenas Esteban J.A., (2008a): El patrimonio Arqueoló-gico del señorío de Molina. En: Actas del SegundoSimposio de Arqueología de Guadalajara (García-Soto E., García Valero M.A., y Martínez Naranjo J.P.,eds.), 17-54.

Arenas Esteban J.A., (2008b): Primeros resultados de lasinvestigaciones arqueológicas en La dehesa deOlmeda de Cobeta. En: Actas del Segundo Simposiode Arqueología de Guadalajara (García-Soto E., Gar-cía Valero M.A., y Martínez Naranjo J.P., eds.), 149-163.

De Bernardo Stempel P., y Meid W., (en prensa): LemmaBotorrita-Bronzen. In O. Urban et al. (Eds.) Lexikonzur Keltischen Archäologie. Viena, Academia de lasCiencias Austriaca.

Demandt A., (2002): Der Baumkult der Kelten. En:Dieux des Celtes (Ternes C.M., y Zinder H., eds.). Etu-des Luxembourgeoises d�Histoire et de Science desReligions, 1, 1-18.

González Martín J.A., y Vázquez González A., coords.,(1991): Guía de los espacios naturales de Castilla-LaMancha. Junta de Comunidades de Castilla-La Man-cha. 5ª Edición. 740 p.

Pastor Muñoz M., (2000): Los dioses de los difuntos enla Bética romana: ¿miedo o respeto? Milenio: Miedoy Religión. IV Simposio Internacional de la SociedadEspañola de Ciencias de las Religiones. Universidadde La Laguna (Tenerife, Islas Canarias). (Disponibleen http: //www.ull.es/congresos/conmirel/pastor1.html)

Rocray P.E., (1997): «La symbolique des arbres.» Papergiven at the Tree Society of Quebec. (Disponible en:http://misraim3.free.fr/divers/la_symbolique_des_arbres.pdf)

Villar Romero, M:T. y Villar Romero, M.C., (1994):Bue-nafuente, un monasterio del Cister (siglos Xv-XIX).Silos. Abadía de Santo Domingo. Burgos. 644 p.

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6. REFERENCIAS

EL TERCIARIO DEL NE DE LA CUENCA DE MADRID:DISCORDANCIAS, ABANICOS ALUVIALES,LAGOS Y PALEOSUELOS

A. M.ª Alonso Zarza1 y J. L. Pérez Jiménez2

1 Dpto. Petrología y Geoquímica. Fac. CC. Geologías. IGE. CSIC-Universidad Complutense de Madrid. 28040 Madrid. [email protected]

2 Dpto. de Geología. Museo Nacional de Ciencias Naturales (CSIC). José Gutiérrez Abascal, 2. 28006 [email protected]

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Esta salida se realizará en la zona NE de la Cuenca deMadrid, siempre dentro de la provincia de Guadalajara.Es una de las áreas marginales de la cuenca y está situa-da al pie de la confluencia de dos sistemas montañososdiferentes: el Sistema Central al Norte y la Cordillera Ibé-rica al Este (Fig. 1). Estas cadenas limitan el Norte y Estede la cuenca. Hacia el Sur, el límite de la zona que visita-remos es el río Tajuña y hacia el Oeste lo constituyen losafloramientos del margen izquierdo del río Henares. Enel paisaje de esta zona destacan los profundos valles ybarrancos encajados en la gran superficie tabular y susmesas («páramos» o «alcarrias»), culminadas por poten-tes niveles de calizas lacustres. Las excelentes condicio-nes de afloramiento, debidas en parte al encajamientode los sistemas fluviales, dejan ver más de 300 m. dedepósitos neógenos continentales de característicasmuy variadas, entre los interfluvios de los ríos Henares yTajuña. A lo largo de la excursión se intentará dar unavisión amplia de esta zona de la Cuenca de Madrid, en laque se han reconocido las tres las unidades estratigráfi-cas del Mioceno y las relaciones entre ellas. También seanalizará cómo la morfología de los márgenes de cuen-ca condiciona la ubicación y desarrollo de los distintossistemas aluviales. Se pone de manifiesto que a pesar deser una cuenca terciaria, muchos de sus rasgos quedanmuy bien conservados, por lo que su estudio puede ser-vir para ver cómo se construyen y funcionan los márge-nes de otras cuencas sedimentarias. Por último, se hancaracterizado algunos de los depósitos más característi-cos, como son las calizas palustres y los paleosuelos.

Esta zona de la Cuenca de Madrid, tiene característi-cas diferenciadas debido a su ubicación al pie de dosmárgenes distintos de la cuenca y también a las excelen-tes condiciones de afloramiento. Por ello los objetivos deeste itinerario son:

a) El estudio de la relación entre los materiales queconstituyen los bordes de la cuenca y los distintos depó-sitos terciarios tanto paleógenos como neógenos.

b) El análisis de la evolución vertical de la secuenciamiocena para establecer y distinguir las tres unidadessedimentarias (Inferior, Intermedia y Superior) y sus rela-ciones laterales.

c) El estudio de la evolución lateral de los depósitosaluviales y su paso a los lacustres, por medio de llanuraslutíticas con paleosuelos, sobre todo dentro de la Uni-dad Intermedia del Mioceno.

Figura 1. Situación de la zona NE en la Cuenca de Madrid.

1. INTRODUCCIÓN 2. OBJETIVOS DEL ITINERARIO

Contexto general

La Cuenca de Madrid forma junto con la DepresiónIntermedia, o Cuenca de Loranca, la denominada Cuen-ca del Tajo, cuya extensión total es de unos 20.000 km2.La individualización de las dos cuencas tuvo lugar por ellevantamiento de la Sierra de Altomira, que comenzó aemplazarse al final del Paleógeno.

La Cuenca de Madrid es una cuenca intracratónica,en la que la estructura de sus márgenes está condiciona-da por los esfuerzos que afectaron al margen de la PlacaIbérica durante los movimientos alpinos (Álvaro et al.,1979). El margen Norte de la cuenca está constituidopor el basamento granítico y las rocas metamórficas delSistema Central. El contacto con los sedimentos tercia-rios es mediante un cabalgamiento N60ºE, con un saltode más de 2.000 m, que fue activo desde el Paleógeno alMioceno Medio. El margen Sur de la cuenca, los Montesde Toledo, está formado por granitos y rocas metamórfi-cas de alto grado, cuyo contacto con los depósitos ter-ciarios es mediante un cabalgamiento E-O que buzaunos 45º hacia el Sur. Los márgenes orientales, Cordille-ra Ibérica y Sierra de Altomira (Fig. 1), están formadosesencialmente por formaciones mesozoicas. Hacia elSur, la cuenca conecta con La Mancha.

Estratigrafía

En afloramientos de superficie lo mas frecuente esobservar que los depósitos terciarios del NE de la Cuencade Madrid están discordantes sobre los materiales másantiguos que constituyen el borde de la Cuenca. Éste seencuentra formado por materiales de naturaleza y eda-des variadas: formaciones precámbricas, paleozoicas ymesozoicas. En algunos casos, como es el área de Vianade Jadraque, los materiales cretácicos cabalgan sobre lospaleógenos. Por su parte los materiales miocenos se si-túan discordantes sobre los paleógenos. La discordanciaes generalmente erosiva y angular, aunque en el área deBaides (Parada 4) la discordancia es progresiva, es decirel buzamiento de las capas va disminuyendo progresiva-mente desde la base de la unidad (o su contacto con lainfrayacente) hacia techo.

El Paleógeno

En el área de estudio la serie paleógena, se presentageneralmente como una serie normal, pero al Sur de Bai-des se encuentra invertida. Sobre ella y en marcada dis-cordancia angular y erosiva afloran los conglomeradosmiocenos. En líneas generales se han distinguido dosgrandes unidades dentro del Paleógeno (Portero y Olivé,1984; Alonso-Zarza et al., 2004; Fig. 2).

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EL TERCIARIO DEL NE DE LA CUENCA DE MADRID: DISCORDANCIAS, ABANICOS ALUVIALES...


Figura 2. Estratigrafía de los depósitos terciarios de la Cuenca deMadrid.

1. Unidad de Torrelaguna-Uceda (Porteró y Olivé,1984). Está formada por unos 1100 m de lutitas, yesos,conglomerados y calizas. La edad es imprecisa y está com-prendida dentro del intervalo Cretácico Superior-Eoceno.En la excursión se observará en el área de Baides (Parada 4),pues constituye el núcleo del anticlinal de Baides.

2. Unidad de Beleña de Sorbe-Torremocha de Jadra-que. Su potencia puede alcanzar 900 m y se puede divi-dir en tres subunidades: a) unidad de calizas y margaslacustres, de edad Headoniense-Eoceno Superior (Arri-bas, 1986); b) unidad detrítica de unos 200 m de espe-sor, que también incluye niveles de yesos crema, margasy calizas, de edad Sueviense-Arverniense; c) unidad delutitas rojas con niveles de areniscas y conglomerados,con un espesor de 50 m y de edad Oligoceno Superior.

El Neógeno

A lo largo de la excursión se reconocerán las tres uni-dades del Mioceno de la Cuenca de Madrid (Fig. 3): Infe-rior, Intermedia y Superior (Alonso-Zarza et al., 2004).

1. La Unidad Inferior, se presenta discordante sobrelos materiales paleógenos. Sus afloramientos se sitúanadosados al margen Norte de la Cuenca y a lo largo delvalle del Río Henares (La Alarilla-Ciruelas). En las zonasproximales está formada por el apilamiento de nivelesconglomeráticos gruesos, mientras que en las distalesestá formada por sucesiones lutíticas con intercalacionesde conglomerados, areniscas y calizas.

La edad de esta Unidad es Ageniense-Aragonienseinferior y su potencia en esta zona es de unos 100 m.

2. La Unidad Intermedia en las zonas marginales sesitúa discordante sobre los materiales más antiguos sobrelos que se apoya, incluso sobre los de la Unidad Inferior(Alonso-Zarza et al 1990). En las áreas más distales su baseestá definida por la entrada de depósitos detríticos sobre lascalizas del techo de la Unidad Inferior. El techo de la UnidadIntermedia está marcado por el desarrollo de un paleokarst,sobre sus niveles carbonáticos más altos. La potencia mediaes de 200 m y está constituida por dos macrosecuencias,que comienzan con materiales detríticos y terminan en car-bonatos. La primera macrosecuencia está constituida por launidad detrítica I y unidad mixta I. La segunda por las uni-dades: detrítica II, mixta II y carbonática superior.

225


Figura 3. Estratigrafía del área NE de la Cuenca de Madrid.

Las unidades carbonáticas son expansivas sobre lasdetríticas. La edad de esta Unidad es Aragoniense infe-rior-Vallesiense inferior.

3. La Unidad Superior se apoya sobre la superficie depaleokarstificación desarrollada sobre la Unidad Inter-media. Su potencia (40 m) y afloramientos son reduci-dos. La Unidad incluye un conjunto inferior detríticoequivalente a la «Red Fluvial Intramiocena» y un conjun-to carbonático que constituye las denominadas «Calizasdel Páramo».

La Unidad se depositó durante el Vallesiense y Turo-liense.

Está constituido por un total de 6 paradas (Fig. 4).

Parada 1. Vista panorámica de la UnidadIntermedia del Mioceno en el Valle del Badiel

Localización

La parada se realiza en la Carretera que une la A-2con Muduex, a unos 4 Km de la A-2, en el cruce haciaMuduex.

Descripción

En este punto se observa el aspecto más caracterís-tico de la Unidad Intermedia de la zona NE de la Cuen-ca de Madrid (Fig. 5). La unidad detrítica I, está forma-da por niveles detríticos gruesos y lutitas con rasgosedáficos.

Se depositó en sistemas fluviales con frecuentes des-bordamientos. La unidad mixta I, está constituida porlutitas que intercalan niveles de paleosuelos carbonáti-cos y también calizas lacustres.

La segunda secuencia comienza con la unidad detrí-tica II, esencialmente lutítica en esta zona, que marca laentrada de depósitos detríticos sobre los lacustres. La

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4. ITINERARIO

Figura 4. Itinerario de la excursión.

unidad mixta II, está formada por niveles carbonáticoslacustres intercalados entre lutitas; se depositó en zonasde margen lacustre que se interdigitaban con los siste-mas fluviales.

La unidad carbonática superior, da los resaltes másimportantes y a veces está muy cubierta, localmente estásilicificada. Esta unidad marca la máxima expansión delos sistemas lacustres someros y de agua dulce.

Figura 5. Columna estratigráfica de Muduex.

Parada 2. Discordancia Mesozoico-Mioceno ydepósitos de ladera de la Unidad Intermediaen el área de Cifuentes

Localización

Carretera local de Cifuentes al embalse de La Tajera,unos 5 km al Norte de Cifuentes.

Descripción

En este punto se observa una panorámica de la dis-cordancia entre el Mesozoico y los depósitos más proxi-males del abanico del Tajuña. La discordancia es angular,es decir hay un cambio de buzamiento muy brusco entrelos materiales mesozoicos y los depósitos terciarios.

El afloramiento de la carretera, permite ver la discor-dancia entre los mismos depósitos mesozoicos y los«depósitos de ladera» miocenos. Los «depósitos de lade-ra» son cuerpos con morfología de cuña, que se adelga-zan desde el borde hacia el interior de la cuenca. Se apo-yan discordantemente sobre los materiales mesozoicos ysuelen presentar cierta pendiente deposicional.

Las facies que observamos en esta parada son bre-chas, en las que los clastos (todos procedentes delmesozoico) presentan tamaños muy variados. No seobserva ningún tipo de selección en cuanto al tamañode grano y la estratificación es muy grosera. Es muy fre-cuente la presencia de costras (paleosuelos) laminares.

Estos depósitos de ladera son en realidad paleocolu-viones, adosados a lo que fue el margen de la cuencadurante el terciario (Fig. 6). Se sitúan sobre todo enzonas de la cuenca en las que el paleorrelieve lo consti-tuían escarpes relativamente continuos.

Parada 3. El abanico de Las Inviernas y eltránsito a los depósitos lacustres

Localización

Vista panorámica desde el pueblo de las Las Invier-nas.

Descripción

El abanico de Las Inviernas es un pequeño sistema deabanico aluvial (los depósitos más gruesos se disponenformando un semicírculo o abanico) que a pesar de sermioceno conserva prácticamente intacta su morfología(Fig. 7). Por ello se puede estudiar fácilmente su evolu-ción vertical, lateral y su tránsito a los depósitos lacus-tres. El abanico tiene una extensión longitudinal (segúnsu eje ENE-OSO) de unos 3 km. El espesor máximo de losdepósitos producidos por el abanico es de 70 m, en losque también se observan dos macrosecuencias. La demayor potencia y tamaño de clastos es la inferior, que esla que describiremos. En esta secuencia los términos

227


basales se depositaron según la dirección principal delabanico E-O, aunque posteriormente los depósitos másgruesos se sitúan más hacia el Norte, marcando un cam-bio en esa dirección principal. Los depósitos más gruesosson niveles de 20 a 200 m de anchura y con una poten-cia media de unos 2 m. El tamaño medio de los clastoses de 6-8 cm con centiles de hasta 40 cm.

Estos cuerpos, que se intercalan entre niveles lutíti-cos, presentan un alto grado de ordenación interna eincluyen, de base a techo: gravas masivas clastosoporta-das con o sin imbricación, gravas y arenas con estratifi-cación cruzada de surco, arenas con estratificación cru-zada planar y a veces arenas con «ripples».

Hacia techo y hacia el Norte estos niveles pasan aotros más finos y con más matriz lutítica, que son sóloescasamente erosivos. Los términos más distales estánformados por potentes sucesiones lutíticas con paleo-suelos, que intercalan niveles arenosos (0,5 m depotencia).

Todos estos depósitos caracterizan la variedad defacies que se generan en un abanico aluvial, desde lasmás gruesas en su ápice, a las más finas según nos aden-tramos en la cuenca.

La sedimentación en el abanico de Las Inviernas seprodujo mediante canales de tipo «braided» o trenzadosen las etapas iniciales, mientras que gradualmente haciatecho se hacen más abundantes los depósitos de másviscosidad «debris flows» o flujos de cantos y barro.

En esta parada se puede observar además la presen-cia de un nivel de calizas (unidad carbonática superior) yse ve como aumenta de espesor desde el borde al inte-rior de la cuenca y como su ubicación se adapta a la mor-fología del abanico. La potencia de la unidad carbonáti-ca superior en este punto es muy pequeña (50 cm), perolateralmente puede tener hasta 70 m de espesor.

De alguna forma, en este punto estamos viendo ellugar donde «nacieron» estas calizas, que en la actuali-dad, configuran los páramos o alcarrias característicosde esta zona de la Cuenca de Madrid.

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Figura 6. Esquema de los depósitos marginales. Sector NE Cifuentes-Las Inviernas.

Parada 4. Discordancia Paleógeno-Neógenoen el área de Baides. Unidad de Beleña deSorbe-Torremocha de Jadraque y UnidadesInferior e Intermedia del Mioceno

Localización

Pueblo de Baides y Carretera Baides-Viana de Jadra-que.

Descripción

En esta parada se observa gran parte de la sucesiónterciaria, que forma una discordancia progresiva (Fig. 8).Dentro de la misma se reconocen las unidades paleóge-

nas de Torrelaguna-Uceda (esencialmente evaporítica) yla de Beleña de Sorbe-Torremocha (unidad muy heterolí-tica de calizas, lutitas, margas, areniscas y conglomera-dos). La serie culmina con los niveles conglomeráticosgruesos de la Unidad Inferior del Mioceno.

Los depósitos miocenos (abanico aluvial de Baides) sesitúan en una paleodepresión terciaria, limitada al Nortepor el cabalgamiento de Huérmeces (Cretácico sobrePaleógeno), al Oeste por el anticlinal de Baides (que afec-ta sobre todo a materiales paleógenos) y al Este por losmateriales mesozoicos de la Cordillera Ibérica. La pre-sencia de estos materiales dentro de la discordancia pro-gresiva indica que el plegamiento (desde el OligocenoSuperior al Mioceno Medio) fue contemporáneo con lasedimentación de los mismos.

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Figura 7. Vista aérea del abanico de Las Inviernas.

El abanico de Baides es un sistema aluvial de tipo«braided» de gran amplitud, que se extiende con unadirección principal 210-230º. Su anchura es de unos 3km y su longitud de 10 km. El espesor de los sedimentosmiocenos es de 140 m (Fig. 9).

Las facies proximales están formadas por niveles con-glomeráticos muy gruesos, que forman cuerpos muytabulares o más lenticulares (barras, canales). En las par-

tes medias hay intercalaciones de arenas, a veces muyedafizadas y con costras pisolíticas. Los pisolitos son par-tículas redondeadas que tienen un núcleo sobre el quese disponen cubiertas carbonáticas finas e irregulares.Las facies distales están formadas por lutitas moteadas ymuy edafizadas con intercalaciones de canales de arenis-cas y gravas.

230


Figura 8. Discordancia progresiva en el área de Baides, incluyendo Paleógeno y Mioceno: 1) Unidad de Torrelaguna-Uceda; 2) Unidad deBeleña de Sorbe-Torremocha; 3) Unidad Inferior del Mioceno.

Figura 9. Facies características del Abanico de Baides.

Parada 5. Calizas palustres del techo de laUnidad Intermedia

Localización

Carretera local que une las localidades de Castejón deHenares con Argecilla. En las proximidades de Argecilla.

Descripción

Se observa aquí la misma unidad carbonática que seha visto en las proximidades de Las Inviernas. El espesorde esta unidad puede llegar a 70 m, todos ellos de cali-zas lacustres con rasgos de edafización. La transicióndesde los depósitos aluviales finos se hace a través deuna serie de paleosuelos carbonáticos con muchosnódulos, marmorización y huellas de raíces (Fig. 10).

Las calizas lacustres se presentan en bancos de poten-cia métrica. Suelen contener restos fósiles de gasterópo-dos y, en ocasiones, de algas caráceas y ostrácodos.

Las calizas se depositaron bajo lámina de agua, pos-teriormente cada nivel se desecó, formándose distintosrasgos característicos de ambientes palustres (Alonso-Zarza et al., 1992): pseudomicrokarst (calizas con mol-des verticales de raíces), calizas nodulosas y marmoriza-das por desecación.

Figura 10. Columna estratigráfica de Ariecilla.

Hacia la parte media de esta serie carbonática seobserva la entrada de un nivel detrítico que anegó el árealacustre y que también presenta rasgos edáficos.

Todos estos rasgos palustres caracterizan a esta uni-dad y a muchas de las calizas lacustres del terciario de laPenínsula Ibérica. También hay que señalar que estascalizas no corresponden en edad con las «Calizas delPáramo», que son más recientes y del Turoliense. Estascalizas del techo de la Unidad Intermedia serían de edadAragoniense superior o Vallesiense, muy probablementeVallesiense inferior.

Parada 6. Paleosuelos sobre depósitosdetríticos. Unidad Intermedia

Localización

En la carretera que une Hita con Cogolludo, a unos400 m de Hita.

Descripción

En este pequeño corte de carretera se observan losdepósitos detríticos de la unidad detrítica I. Están forma-dos por lutitas rojas casi siempre marmorizada y entreellas se intercalan canales gruesos de gravas. El interésde este punto es la observación de un paleosuelo carbo-nático que queda erosionado por uno de estos canales.El paleosuelo se desarrolla sobre depósitos rojos lutíticosy arenosos a los que se superpone un red de rizotúbuloscon tendencia vertical. La densidad de los rizotúbulosaumenta hacia techo y también sus conexiones horizon-tales, dando lugar a un entramado ortogonal.

Los rizotúbulos se forman por la precipitación de car-bonato en torno a los sistemas radiculares, que tambiénson los responsables del tono más verdoso (marmoriza-ción). El color más verdoso es debido a la presencia de lamateria orgánica de las raíces que favorece la formaciónde un microambiente reductor en sus alrededores.

Alonso-Zarza, A.M., Armenteros, I., Braga, J.C., Muñoz,A., Pujalte, V., Ramos, E., Aguirre, J., Alonso-Gavilán,G., Arenas, C., Baceta, J.I., Carballeira, J., Calvo, J.P.,Corrochano, A., Fornós, J.J., Gónzalez, A., Luzón, A.,

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5. ACTIVIDADES Y MATERIAL DIDÁCTICOSUGERIDO O DE CONSULTA ADICIONAL

Martín, J.M., Pardo, G., Payrós, A., Pérez, A., Pomar,L., Rodríguez, J.M. y Villena, J. (2002): Tertiary. En:The Geology of Spain (Gibbons W., y Moreno T.,eds.). Geological Society of London, 293-334.

Alonso-Zarza A.M., (1989): Estudio petrológico y sedi-mentológico de las facies de abanicos aluviales delNeógeno en el sector NE de la Cuenca de Madrid y surelación con las facies más centrales, provincia deGuadalajara. Tesis Doctoral Universidad Complutensede Madrid. Publicada en 1990. 473 pp.

Alonso-Zarza A.M., Calvo J.P., García del Cura M.A., yHoyos, J., (1990): Los sistemas aluviales miocenos delborde noreste de la Cuenca de Madrid: sector Cifuen-tes-Las Inviernas (Guadalajara). Revista de la Socie-dad Geológica de España, 3, 213-229.

Alonso-Zarza A.M., Wright V.P., Calvo J.P., y García delCura M. A., (1992): Soil-landscape relationships inthe middle Miocene of the Madrid Basin. Sedimento-logy, 39, 17-35.

Alonso-Zarza A.M., Calvo J.P., y García del Cura M.A.,(1990): Litoestratigrafía y evolución paleogeográficadel Mioceno del borde NE de la Cuenca de Madrid(Prov. Guadalajara). Estudios Geológicos, 46, 415-432.

Alonso-Zarza A.M., Calvo J.P., y García del Cura M. A.,(1992): Palustrine sedimentation and associated fea-tures �grainification and pseudo-microkarst� in theMiddle Miocene (Intermediate Unit) of the MadridBasin, Spain. Sedimentary Geology, 76, 43-61.

Alonso-Zarza A.M., Calvo J.P., Silva P.G., y Torres T.,(2004): Cuenca del Tajo. En: Geología de España(Vera J.A., ed.). SGE-IGME, Madrid, 556-561.

Alvaro M., Capote R., y Vegas, R., (1979): Un modelo deevolución geotectónica para la Cadena Celtibérica.Acta Geológica Hispánica, 14, 174-177.

Arribas M.E., (1986): Estudio litoestratigráfico de unaunidad de edad Paleógena. Sector N de la cuencaterciaria del Tajo (provincia de Guadalajara). EstudiosGeológicos, 42, 103-116.

Portero J.M., y Olivé A., (1984): El Terciario del bordemeridional del Guadarrama y Somosierra. En: Geolo-gía de España. IGME, Madrid, II, 527-543.

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6. REFERENCIAS

EL MESOZOICO Y CENOZOICO AL SUR DEL SISTEMACENTRAL

J. Gil1*, F. López Olmedo2*, M. Montes2 y F. Nozal2

1 Área de Estratigrafía, Dpto. de Geología. Universidad de Alcalá, 28872, Alcalá de Henares. [email protected] Departamento de Infraestructura Geocientífica y Servicios. Área de Cartografía Geocientífica. Instituto Geológico y Minero,

C/ Calera 1. Tres Cantos, 28760 Madrid. [email protected]; [email protected]; [email protected].

* Miembros de IBERCRETA (Grupo de Investigación registrado de la UAH)

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El medio natural de la Provincia de Guadalajaraposee un potencial en recursos geo-científicos y didác-ticos del que debe ser conscientes y participes los cen-tros educativos de Enseñanza Media de la provincia,de la Comunidad, así como de otras unidades admi-nistrativas. Teniendo en cuenta la eficacia de las excur-siones de campo como complemento y refuerzo enasignaturas del Medio Natural, en este artículo se pre-senta un interesante itinerario de campo orientado adocentes y estudiantes de 2º ciclo de ESO y de Bachi-llerato.

A partir de la selección de seis paradas, se recons-truye una importante parte del registro estratigráficode este sector, poniendo de relieve como la mayorparte de los materiales que constituyen el relleno de lacuenca del Tajo no son solo los que actualmente aflo-ran horizontales en el entorno de las ciudades de Gua-dalajara y Madrid, sino los que se reconocen en suborde septentrional a favor del encajamiento de la redfluvial de los ríos Sorbe, Jarama y Henares, encontrán-dose plegados en continuidad con las sucesiones sedi-mentarias del Cretácico Superior.

El propósito del itinerario es servir como guía decampo para el análisis del medio natural por las estriba-ciones meridionales del Sistema Central y las septentrio-nales de la cuenca del Tajo (Fig. 1), reconociendo losmateriales aflorantes del Cretácico Superior marino, asícomo los depósitos cenozoicos que constituyen parte

del relleno de la cuenca del Tajo. Para ello, se analiza unvariado conjunto de rocas sedimentarias, se desarrollanconceptos estratigráficos básicos para el reconocimien-to de las sucesiones sedimentarias y su ambiente depo-sicional y se reconstruye la sucesión tipo, analizando suscaracterísticas litoestratigráficas y geomorfológicas, suevolución geológica y la del relieve actualmente obser-vable.

El borde meridional del Sistema Central está cons-tituido por una sucesión sedimentaria de materialesmesozoicos (Sopeña y Moya, en este volumen; Seguraet al., en este volumen) y paleógenos plegados (LópezOlmedo et al., en este volumen) que afloran a lo largode una franja paralela a la dirección de la cadena ycuya distribución y extensión actual es el resultado delrejuvenecimiento del relieve y de las directrices alpinasdel Sistema Central, de los procesos erosivos que afec-taron a esta cobertera durante su plegamiento y delrelleno cenozoico post�oro-génico de la cuenca delTajo.

La sucesión del Cretácico Superior está formada porun conjunto inferior fundamentalmente terrígeno ymixto (arenas, arcillas, margas y dolomías rojas), y unconjunto superior carbonatado (dolomías, dolo-míasarenosas y margas). Por encima aflora un tercer conjun-to, de naturaleza detrítico-evaporítica que representanel Cretácico terminal y el paso al Paleógeno. La sucesiónde estos tres grandes conjuntos sedimentarios es reflejoindudable del gran episodio transgresivo-regresivo de-sarrollado durante el Cretácico Superior a escala mun-dial (Haq et al., 1988).

1. INTRODUCCIÓN



La correlación de secciones estratigráficas localesa lo largo de la alineación de afloramientos cretácicosdescrita, muestra como el espesor de la sucesióngeneral disminuye hacia el SO, dibujando una geo-metría en cuña debido básicamente a la reducción deespesor del conjunto inferior terrígeno (Gil y García,1996, García-Hidalgo et al., 2003, 2007). Estos aflo-ramientos representan la terminación hacia el mar-gen costero del Macizo Ibérico de las plataformasmarinas carbonatadas que se desarrollaron en lacuenca Ibérica, actualmente Cordillera Ibérica (Gil,1994; Gil y García, 1996). Los materiales cretácicosyacen discordantes hacia el NE de la provincia sobredepósitos del Triásico, y sobre diferentes unidades delbasamento paleozoico hacia SO, aumentando laamplitud temporal de dicha discordancia en elmismo sentido.

Los materiales paleógenos corresponden a depó-sitos continentales sedimentados en grandes siste-mas aluviales, fluviales y lacustres, a veces salinos,que durante esos tiempos ocupaban buena parte dela región, quedando posteriormente en buena parteocultos por los depósitos neógenos más modernosque conforman dicha cuenca. En general, la sucesiónpaleógena está relacionada con la evolución y el des-mantelamiento parcial de los relieves circundantes,

teniendo un marcado carácter pre y sinorogénico. Lanaturaleza y composición de los sedimentos paleóge-nos pone en evidencia, tanto el área que se estabalevantando, como la naturaleza de la misma. Estánformados por conglomerados poligénicos, areniscasy arcillas de ambientes aluviales y fluviales, que seindentan con yesos y carbonatos de ambientes lacus-tres evaporíticos y húmedos.

Los materiales neógenos aflorantes en buenaparte de la provincia, en particular los que formanparte del relleno de la cuenca del Tajo ocultan bajoellos ambas sucesiones, cretácica y paleógena, sien-do reconocidas en los sondeos profundos que en laregión se han realizado (Baides, Santa Bárbara,Torralba) (Querol y Abad, 1989; Segura et al., 2006).

Las unidades estratigráficas que componen lassucesiones del Cretácico Superior y del Paleógeno enel área de estudio se sintetizan en las Figuras 2 y 3,donde se muestran sus diferentes denominaciones,relaciones laterales y verticales y atribuciones deedad. Una explicación más detallada de cada una deellas se recoge en Tejero y Fernández-Gianotti (2004).

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EL MESOZOICO Y CENOZOICO AL SUR DEL SISTEMA CENTRAL

Figura 1. Localización del área de estudio en el marco geológico regional. Tomado del Mapa Geológico de la Península Ibérica, Baleares yCanarias a escala 1:2.000.000 (Rodríguez Fernández et al., 2007).

ESTRATIGRAFÍA

Figura 2. A) Cuadro litoestratigráfico del Cretácico Superior en elborde meridional del Sistema Central, mostrando las unidades lito-estratigráficas en los diferentes sectores (SO, centro, NE), sus rela-ciones laterales, edad y diacronía de unos sectores a otros. B) Sec-ción estratigráfica tipo del Cretácico Superior en el sector centro(Torrelaguna�Pontón de la Oliva). I) Fm Villa de Vés; II) Fm Picofren-tes; III) Fm Ciudad Encantada; IV) Capa Alcorlo; V) Fm Muñecas; VI)Fm Tranquera. Modificado de Gil et al. (2004).

Se trata de un recorrido geológico de jornadacompleta y de unos 120 km a realizar en general porbuenas carreteras. El itinerario detallado entre para-das se describe e ilustra en cada una de ellas.

La excursión transcurre por los valles de los ríosJarama, Sorbe y Henares, de forma paralela al bordemeridional del Sistema Central. Comienza recono-ciéndose los materiales cretácicos aflorantes en losalrededores Patones, concretamente el barranco delas Cuevas, para visitar a continuación el parajedonde se localiza el embalse del Pontón de la Oliva.

Posteriormente, nos dirigiremos a Uceda y Puebla deBeleña por las extensas plataformas de Uceda con-formadas por los distintos niveles de rañas, bajandoal valle del Sorbe, donde aflora la serie paleógena.Continuaremos en dirección a Cerezo de Mohernan-do y Humanes, ya en el valle del Henares, para obser-var la serie neógena y los depósitos cuaternarios eneste sector, regresando a Guadalajara, donde finalizala excursión.

Figura 3. Columna estratigráfica sintética del Paleógeno de Beleñade Sorbe y de sus equivalentes laterales.

Parada 1. Barranco de las Cuevas. Patones

Localización

Este afloramiento se encuentra en la provincia deMadrid, término de Patones (Coordenadas UTM459.700; 4.524.725), y se halla recogido en los mapasgeológicos nacionales de Segovia (1:200.000, nº 38) yde Valdepeñas de la Sierra (1:50.000, nº 485).

235


4. ITINERARIO

El acceso se realiza desde la carretera que une Pato-nes de Abajo con Patones de Arriba (Fig. 4). Poco des-pués de cruzar esta vía, por debajo de las conduccionesdel sifón del Canal de Isabel II, sale a la derecha unapista de servicio a través de la cual se accede al aflora-miento.

Descripción

En este sector (Torrelaguna�Valdepeñas de la Sierra),el Cretácico aflora según una banda de dirección NE-SOcon buzamientos de 25-35º SE, definiendo un relieveen «cuesta» característico en la zona, cortado porbarrancos perpendiculares más o menos angostos yequidistantes entre sí (barrancos de Torrelaguna, Mor-tero, San Román, Patones, Las Cuevas, Valdentales yPontón de la Oliva).

El barranco de las Cuevas es sin duda uno de los aflo-ramientos más importantes del Cretácico del borde meri-dional del Sistema Central, ya que muestra un corte muycompleto de la sucesión cretácica (Fig. 5), donde en laque mejor se puede describir el tramo superior carbona-tado del Cretácico de este borde de la sierra. Es el único

punto donde los procesos de dolomitización han sidomenos intensos, pudiendo reconocerse con mayor clari-dad las características originales de los materiales y lasunidades estratigráficas.

No en vano, ha sido propuesto como Punto de Inte-rés Geológico y Didáctico de la Comunidad de Madrid(Gil et al., 1999; Corvea et al., 2006) por su interés estra-tigráfico y sedimentológico, cualidades que resaltan suvalor como recurso geo-didáctico. También destaca porsu especial valor paleontológico, ya que en él se han rea-lizado las primeras determinaciones bioestratigráficascon valor cronoestratigráfico (Gil et al., 2002) del con-junto carbonatado superior de todo el borde meridionaldel Sistema Central.

El conjunto inferior terrígeno se dispone en discor-dancia angular y erosiva sobre un notable paleosuelodesarrollado sobre pizarras paleozoicas. La sucesión dacomienzo con las arenas del Mb Atienza de la Fm Utri-llas (Fig. 2), representado por un conjunto de arenasblancas y amarillentas de unos 4 m de espesor, que atecho presenta un nivel ferruginoso con rizocreccionesde origen edáfico. Por encima aflora la Fm Castro deFuentidueña, constituida por una sucesión de arcillas,arenas limosas y arenas micáceas, con intercalacionesde dolomías y dolomías arenosas rojas que se hacenmás frecuentes hacia techo. Alcanza un espesor de 53m y finaliza en una brecha carbonatada de naturalezaerosiva, fácilmente observable en el flanco occidentaldel barranco.

Sobre los materiales anteriores aflora un conjuntode unos 6 m de espesor, constituido por arenas (MbSegovia) y margas verdes (Capa Alcorlo). Las arenas yareniscas son de grano medio a fino con estratificacióncruzada, que afloran de forma discontinua a modo decuerpos lenticulares con bases canalizadas y escasa con-tinuidad lateral a lo largo de todo el borde sur del Sis-tema Central, reduciendo su espesor hacia el NE enbeneficio de las margas de Alcorlo. Este conjunto cons-tituye un horizonte guía de correlación regional y marcauna discontinuidad estratigráfica mayor a su techo deli-mitando dos ciclos sedimentarios mayores y el final delconjunto inferior terrígeno de la sucesión.

El tramo carbonatado intermedio da comienzo conla Fm Caballar compuesta por dolomías tableadas enbancos separados por superficies ferruginosas y peque-ñas juntas de arcillas. Algunos bancos presentan bio-turbación, �ripples� y laminación paralela. Definen unmonótono conjunto de 30 m de espesor que no resaltamorfológicamente en el relieve a pesar de su naturale-za carbonatada. Corresponden a ambientes submarea-les de plataforma somera carbonatada.

236


Figura 4. Itinerario desde Patones de Abajo (A) al afloramiento delbarranco de las Cuevas (C). Recorrido de 2,5 kms.

Otra discontinuidad estratigráfica identificada a labase del primer escarpe morfológico, y materializadaen sondeos por una brecha calcárea (Gil et al., 2000),da paso a la Fm Hortezuelos, compuesta por calizasbioclásticas de rudistas y otros bivalvos, y calizasmicríticas en bancos tabulares con abundantes milió-lidos, alternando con niveles de margas grises ricasen materia orgánica y calizas margosas nodulares. Laexistencia de uno de estos niveles margosos a techode la unidad ha actuado a modo de paraguas prote-giendo a los materiales infrayacentes de los procesosde dolomitización penetrativa que ha afectado a lasunidades superiores. Esto hace del afloramiento delas Cuevas un caso excepcional ya que en aflora-mientos adyacentes, este nivel superior margoso noaflora al encontrarse erosionado por las materialessuprayacentes.

En uno de los bancos se han identificado ramille-tes de rudistas en posición de vida (no removiliza-dos, ni fragmentados), habiéndose constatado lapresencia de Bourgonia gardonica (TOUCAS) quecaracteriza el Coniaciense Superior (Fig. 6; Gil et al.,2002). Esta determinación es importante, ademásde por su valor bioestratigráfico, porque constituyela primera identificación en España de una especiedescrita con anterioridad en otras áreas circum-mediterráneas, razón por la cual el barranco de lasCuevas se convierte en su localidad de referencia anivel nacional.

Los términos carbonatados de la Fm Hortezuelosse interpretan como depósitos submareales de unaplataforma carbonatada en la que alternan episodiosde baja energía que favorecen el desarrollo de los tér-minos micríticos y los ramilletes de rudistas, y otrosde tormenta que producen la removilización y frag-mentación de los rudistas y el desarrollo de los tér-minos bioclásticos. Los términos margosos se inter-pretan en un contexto litoral de plataforma somerarestringida, que favorezca la acumulación de arcillasy restos vegetales.

Una nueva interrupción sedimentaria, materializa-da por una discordancia erosiva, da paso a la FmHontoria del Pinar, compuesta como en su localidadtipo por calizas bioclásticas y calcarenitas estratifica-das en bancos gruesos totalmente dolomitizados,reconociéndose sombras de bioclastos y abundanteporosidad móldica. En afloramientos próximos(Barranco de Patones), se reconocen superficies deestratificación cruzada de gran escala, que permiteinterpretarlas como depósitos de grandes barras lito-rales que migran sobre una plataforma carbonatadasomera bajo unas condiciones energéticas medias-altas debido a la ausencia de materia orgánica y deniveles micríticos. La unidad finaliza con un nuevonivel de margas grises con materia orgánica, de pre-sencia discontinua en los afloramientos próximos porprocesos nuevamente erosivos.

237


Figura 5. Vista panorámica del afloramiento del Barranco de las Cuevas (flanco oriental), mostrando la sucesión de unidades litoestratigrá-ficas. (*) Mb. Arenas de Segovia de la Fm Utrillas, que con un espesor muy reducido, está siempre asociado en el borde Sur del Sistema Cen-tral a la Capa Margas de Alcorlo.

Por encima, y a favor de una nueva discordancia ero-siva, aflora la Fm Burgo de Osma, representando eltecho morfológico de la cuesta y la última unidad de lasucesión cretácica en el afloramiento del barranco delas Cuevas. El resto de la sucesión puede reconocerse enafloramientos próximos, como el del barranco de Pato-nes o el del Pontón de la Oliva, este último objeto de laParada 2.

Parada 2. El Pontón de la Oliva. Patones

Localización

Se localiza en el extremo oriental del término muni-cipal de Patones, coincidiendo con los límites provincia-les de Madrid y Guadalajara (Coordenadas UTM463.022; 4.527.140). Se recoge en los mapas geológi-cos nacionales de Segovia (1:200.000, nº 38) y de Val-depeñas de la Sierra (1:50.000, nº 485).

El acceso se realiza a través de un camino peatonalque sale a la derecha de la carretera M-128, 500 mdespués de tomar el desvío hacia Valdepeñas de la Sie-rra (Fig. 7). Existe un aparcamiento señalizado. Avan-zando por este camino se accede a la cerrada delembalse del Pontón de la Oliva, al tiempo que se des-cubre una excelente vista panorámica del flanco orien-

tal del barranco, donde puede observarse la parte finalde la sucesión sedimentaria del Cretácico y las primerasunidades paleógenas (Fig. 8).

Figura 7. Itinerario desde el barranco de las Cuevas (A, Parada 1) aEl Pontón de la Oliva (B, Parada 2). Es un recorrido de 5 kms que ini-ciamos regresando a Patones de Abajo, y una vez allí nos incorpora-mos de nuevo a la M-102 girando a la izquierda.

Descripción

En este punto es el río Lozoya el que atraviesa lafranja SO-NE de afloramientos cretácicos definiendoun angosto barranco, que fue aprovechado en elsiglo XIX para construir la presa más antigua de laComunidad de Madrid (1858), con el objeto de abas-tecer por medio de aguas superficiales a la capital,todo ello bajo el reinado de Isabel II.

En el Pontón de la Oliva, el conjunto superior car-bonatado presenta un aspecto mucho más compac-to y homogéneo que el que hemos observado en elbarranco de las Cuevas (Parada 1). Ello se debe a ladesaparición de los niveles margosos descritos en lasFms Hortezuelos y Hontoria del Pinar, generalmenteal techo de las mismas, debido procesos erosivos queresaltan el carácter discordante de las unidades quelas cubren.

El contacto entre las Fms Hontoria del Pinar yBurgo de Osma (Fig. 2) está materializado por unasuperficie ferruginosa significativa a favor de la cualse ha desarrollado una disolución cárstica importan-te; puede reconocerse en el flanco occidental delbarranco, al pie de la cerrada. Por encima, la FmBurgo de Osma está constituida por 25 m de calizasmicríticas y calcareníticas muy recristalizadas dispues-tas en bancos gruesos bien definidos. Estos se vuel-

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Figura 6. Bournonia gardonica (TOUCAS). A) Sección de la mues-tra PUAB-43.946 cortando transversalmente varias valvas inferiores.Las valvas están incluidas en una matriz carbonatada de grano finoque también rellena los huecos internos. B) Vista ventral externa deun ejemplar juvenil PUAB-43.932. La barra de escala representa unalongitud de 5 mm. Modificado de Gil et al. (2002).

ven más tableados (20-40 cms) en los 3 m finales,mostrando un contacto neto con las margas supra-yacentes. Por encima, la Fm Valle de Tabladillo estábásicamente constituida por margas blancas conniveles de arcillas rojas y algunos bancos calcáreosdecimétricos. Define un tramo blando de 17 m deespesor, de pobre expresión morfológica y semicu-bierto, identificable por un cambio de pendiente(rellano) lo largo de la ladera, a favor del cual discu-rre las tuberías del Canal (Fig. 8). A techo se recono-ce una superficie de karstificación que marca una dis-continuidad estratigráfica importante.

Esta discontinuidad da paso al Mb Pontón de laOliva, constituido por 15 m de brechas calcáreas muydolomitizadas, con cantos angulosos de diferentetamaño (Fig. 9). La brechificación y la karstificación

que afecta al conjunto borra cualquier vestigio deestratificación. Sólo localmente se reconocen restosde bioturbación y fantasmas de bioclastos. Esta uni-dad pone fin al conjunto carbonatado superior de lasucesión del Cretácico Superior. Por encima aflora elconjunto superior de naturaleza detrítico-evaporítica,representado por una potente sucesión de arcillasrojas y violáceas con niveles de yesos de la UnidadTorrelaguna, fácilmente reconocibles en el paisaje porel cambio de coloración, vegetación y relieve. Estosmateriales afloran generalmente cubiertos, pudién-dose realizar observaciones de detalle a lo largo delcamino que asciende por la ladera, así como en unaantigua cantera de yesos situada en el fondo delArroyo de la Lastra.

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Figura 8. Vista panorámica del afloramiento del Pontón de la Oliva (ladera oriental), mostrando la sucesión de unidades estratigráficas enel tránsito entre el conjunto intermedio carbonatado y el superior detrítico de la sucesión general del Cretácico en este sector. (*) Situaciónde una cantera de yesos.

Figura 9. Aspecto de campo (A) y detalle (B) de las brechas del Mb Pontón de la Oliva .

Parada 3. El Cenozoico de Uceda y el Valle delJarama. La interpretación de un paisaje de iday vuelta

Localización

Esta parada se localiza en la carretera CM-1002de Uceda a Puebla de Beleña antes de llegar a la loca-lidad de El Cubillo de Uceda, justo cuando se alcan-za el alto que conforman los llanos de Uceda (Fig.10). Se aprovecha el cruce de un camino rural paraaparcar y se realizan observaciones de detalle deaspectos litológicos, sedimentológicos y estratigráfi-cos de las unidades que afloran en el escarpe deltalud de la carretera y de una pequeña cantera. Aso-mándose al borde septentrional del escarpe de estosllanos, se divisa el valle del río Jarama donde, anali-zando el paisaje, se pueden hacer observacionesgenerales de carácter estratigráfico, tectónico y geo-morfológico relacionadas con la evolución de eseborde de la cuenca del Tajo.

Descripción

Desde un punto de vista fisiográfico o mejor físico-geológico el contexto de la parada tiene lugar en elborde septentrional de la Cuenca del Tajo, y por tantomuy próxima a otra gran unidad geológico-estructuralcomo es la Sierra, que constituye el Sistema Central, ydentro de éste, en el sector de Somosierra.

� Los llanos de Uceda

Morfológicamente los llanos de Uceda forman partedel piedemonte de ese sector, es decir conforman unaunidad de tránsito entre la Sierra y la Depresión. Lacaracterística de este piedemonte es que está confor-mado por varias plataformas de amplias dimensionesque se encajan unos pocos metros entre sí y que seextienden en dirección N-S por más de 25 km, quedan-do topográficamente colgadas a unos 200 m sobre elcauce del Jarama. Los perfiles longitudinales, suave-mente cóncavos de cabecera a pie, tienen pendientesque oscilan entre el 2% y 0,2%. Se trata de superficiesque se configuran (aparecen soportadas) sobre depósi-tos detríticos gruesos de origen fluvial.

Este conjunto de altas plataformas con depósitoasociado es lo que se conoce como la Raña de la AltaCampiña (Vadour, 1979). Son depósitos clasto-soporta-

dos formadas por gravas y cantos sub-redondeados,frecuentemente imbricados, con un tamaño máximo decanto en la fracción bloque y la mediana entre los 17 y50 cm, con espesores que varían entre los 2-5 m, y enlos que los conjuntos arenosos, cuando aparecen, sue-len situarse hacia la parte inferior de los mismos (Fig.11); litológicamente su composición es mayoritaria-mente cuarcítica, con algún canto de cuarzo en lostamaños más pequeños. La matriz es arcillosa, de colorrojo, con algo de arena y limo.

Estratigráficamente en esta zona se apoyan, erosio-nándolos, sobre materiales también detríticos de la Uni-dad Superior, en este caso representados por los depó-sitos silíceos de Valdepeñas-Retiendas. Sedimentológi-camente representan una llanura aluvial de piedemontecon facies de canales entrelazados de cierta sinuosidad,de un ambiente semiárido mediterráneo (Pérez Gonzá-lez y Gallardo, 1987). Estos autores identifican dos pla-taformas aluviales escalonadas RJ1 y RJ2 de dirección (yorigen) Jarama, situándose la parada de la excursión enel extremo noroccidental de la más baja, es decir la RJ2.

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Figura 10. Itinerario desde el Pontón de la Oliva (A) Parada 2 a laParada 3 (B) cerca de Uceda. Es un recorrido de 8 kms que inicia-mos regresando a Uceda, primero por la M-102 hasta el cruce conla CM-1002. Siguiendo por esta vía, la parada se realiza a unos 2kms al S de Uceda.

Sobre estos depósitos se desarrolla un perfil edáficocaracterístico que consta de: (i) un horizonte A desarro-llado sobre sedimentos removilizados; (ii) un Btg decolor ocre con moteados rojos en la zona inferior ypequeños nódulos milimétricos de Fe-Mn en la partesuperior; (iii) un Bg que destaca por la intensa segrega-ción del hierro en bandas o moteados rojos y blanco-grisáceos; (iv) un Bt de color rojo con arcilla y algunasdecoloraciones en forma de bandas verticales a favor dela estructura; y (v) un horizonte Cg que muestra unmoteado grueso pardo rojizo. Estos suelos tienen granespesor (4-7 m) y sobrepasan al propio depósito aluvialsi este es poco potente, alcanzando el sustrato neóge-no. Se les ha clasificado como suelos fersialíticos ácidoshidromorfos (ultic palexeralf).

La edad de esta Raña es problemática, es anterior alas primeras terrazas altas de los ríos Jarama y Sorbe ysin duda posteriores a la unidad en la cual se encajan, yque por criterios cronoestratigráficos regionales estadatada como Plioceno Inferior (Rusciniense). Pérez Gon-zález y Gallardo (1987) las atribuyen al Plioceno Supe-rior, concretamente les asigna una edad Villafranquien-se, alrededor de los 2 m. a.

El relleno Neógeno

Los taludes del corte de la carretera permiten laobservación, por debajo de la Raña, de los depósitossilíceos de la Unidad Superior (Fig. 12; López Olmedo etal., in press). Sin duda alguna se trata de una de las uni-dades más características del sector oriental de la cuen-ca del Tajo y que aflora ocupando la parte alta del inter-fluvio Jarama-Sorbe. Litológicamente se trata de unconjunto formado por arcosas con niveles de cantos ogravas silíceas de cuarcita y cuarzo con intercalacionesde arenas y lutitas rojas y ocres, o eminentemente con-glomeráticos y de aspecto masivo en las zonas más sep-tentrionales y proximales. Por la posición topográficaque ocupan y el carácter suelto y deleznable de sus lito-logías son fácilmente erosionables dando espectacula-res paisajes de cárcavas en las cuencas de cabeceras delos cursos torrenciales que imprimen al paisaje un carác-ter muy peculiar fácilmente identificable. Constituyenuna unidad heterogénea en cuanto a composición yfacies, lo que ha hecho que se hayan denominado«facies rojas y ocres», predominando las primeras en lossectores septentrionales y las segundas en las zonasmeridionales, más alejadas de las zonas de aporte. Todoel conjunto se encuadra en un contexto de abanicosaluviales coalescentes de marcado carácter retractivo,procedentes de los relieves situados inmediatamente alnorte y cuyos ápices se localizan en el interior del maci-zo, en los valles de los ríos Jarama y Sorbe.

Las facies ocres, que son las que aparecen en eltalud de la carretera corresponden por tanto a faciesmedias de alguno de éstos abanicos, están constituidaspor arenas arcósicas finas y limos arcillosos de tonalida-des ocres y pardo-rojizas, de 3 a 5 m de espesor, queintercalan niveles de gravas cuarcíticas.

� El valle del Jarama: La interpretación de un paisajede ida y vuelta

Una vez depositada la Raña, la jerarquización de lared fluvial cenozoica, ya en un claro contexto exorreico dela cuenca del Tajo, originado por el retroceso y captura dela misma, al Oeste de Talavera, por la red atlántica, dalugar a un cambio morfodinámico muy importante ytranscendental en la cuenca sedimentaria, y es el paso decondiciones de agradación (relleno de sedimentos) quese han mantenido durante todo el Cenozoico, a condi-ciones de degradación (erosión y transporte de los mis-mos). La morfogénesis fluvial desencadena un importan-te proceso de vaciado erosivo tanto del relleno sedimen-

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Figura 11. Depósito de Raña (RJ2) constituido por gruesos cantoscuarcíticos, discordante sobre arcosas con cantos correspondientesa la Unidad Superior neógena. En el corte se aprecia la imbricaciónde los clastos y los horizontes característicos del perfil edáfico super-puesto.

tario de la cuenca como de sus bordes. Este proceso ero-sivo da lugar al desarrollo y construcción de los valles flu-viales en el interior de las cuencas, considerados ya cua-ternarios por algunos autores, y la profundización de losque ya existían previamente en su periferia.

� El valle del Jarama y sus terrazas

A lo largo de este proceso de erosión y encajamien-to, durante el Pleistoceno y hasta la actualidad, el ríoJarama ha ido dejando abandonados sucesivos nivelesde depósitos fluviales, (no menos de 17), que se dispo-nen escalonadamente a lo largo de su margen izquier-da, dando un marcado carácter asimétrico a su valle.Estos depósitos escalonados de origen fluvial son mor-fológicamente denominados terrazas (Fig. 13).

En el entorno del valle que se divisa desde esta para-da, se reconocen no menos de siete niveles distribuidosentre las cotas de +160 m y +4 m sobre la llanura alu-vial (+3,5 m) del cauce actual. Los más representativoscorresponden a los de +150 m, +90 (Uceda), +70,+35 y +10 m ya en la vega baja. La disposición espa-cial de estos niveles respecto a su grado de encajamien-to sucesivo, ofrece diversas variedades: en general, losniveles más antiguos se presentan colgados, dejandoaflorar entre los mismos el sustrato en el que se enca-jan; los intermedios están encajados y los más recientesse solapan.

Así pues, la erosión y vaciado de este piedemonte,por la acción de la morfogénesis fluvial del río Jarama,no sólo nos muestra la evolución de ese valle, sino que

además nos permite observar parte del relleno sedi-mentario de la cuenca del Tajo en este sector; por lo quetambién podemos interpretar los diferentes paisajesque se iban conformando a lo largo de la historia deconstrucción en dicho piedemonte.

� La cuesta de Torrelaguna-Patones

«Cuesta» es un término español ampliamente adop-tado y que morfológicamente se aplica o sirve para des-cribir una elevación asimétrica de carácter lineal produ-cida por erosión diferencial de estratos de buzamiento(inclinación) suave a moderado, en los que la laderalarga (dorso o revés) es generalmente concordante conel buzamiento de los estratos; mientras que la otra lade-ra es más corta y de pendiente mayor (frente).

El vaciado de parte del relleno cenozoico de la cuen-ca por el río Jarama, ha profundizado en su margenizquierda, hasta exhumar las resistentes calizas de lacobertera mesozoica adosadas al borde de la misma,dando lugar a una espectacular cuesta estructural endirección NE-SO, con dorso hacia el SE e inclinaciónentre 30º y 45º, que corresponde a los planos inclina-dos de la vertiente que observamos (Fig. 14); mientrasque el frente de la misma, da lugar a un discreto escar-pe o cantil rocoso, por delante del cual, y en el contac-to con el macizo se desarrollan pequeñas depresionesperiféricas u ortoclinales.

Pequeños cursos fluviales procedentes del relieve dela sierra han excavado valles que discurren transversal-mente a esta serie monoclinal a favor del buzamiento(cursos cataclinales, consecuentes). Estos arroyos hanincidido enérgicamente cortando totalmente la cuestade Torrelaguna-Patones dando lugar a gargantas (clu-ses). Éstas aparecen distribuidas de tal forma, que cor-tan espaciada y regularmente la cuesta en una serie deelementos con forma de facetas trapezoidales de cimabastante nivelada.

La cartografía geológica muestra que este relieve encuesta no es producto únicamente de la erosión recien-te, sino que representa un antiguo relieve (paleorrelie-ve). Ello es especialmente observable entre la gargantadel río Lozoya y el pueblo de Valdepeñas de la Sierra eneste sector, donde la cuesta aparece fosilizada por lossedimentos de la Unidad Superior neógena. Esto mismoes apreciable a simple vista desde la panorámica quehacemos en esta parada.

El porqué de esa isoaltitud de cumbres que presen-ta la arista cimera de este relieve, tiene también su expli-cación, aunque ésta ya no es tan evidente en el paisaje.

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Figura 12. Talud de la carretera donde aparecen expuestos losdepósitos silíceos de la Unidad Intermedia neógena. Se aprecianvarias secuencias de arcosas y niveles de cantos.

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Figura 13. Bloque diagrama en la zona borde macizo-cuenca (entorno de Patones), donde se señalan las unidades fisiográficas definidaspara la fosa del Tajo. Leyenda de símbolos: 1) gravas pizarrosas (conos de deyección, Cuaternario); 2) gravas, arenas y limos (fluvial, Cuater-nario); 3) arcosas y Raña (Neógeno); 4) arcillas, yesos y conglomerados (Paleógeno); 5) areniscas, margas, calizas y dolomías (Cretácico); 6)granitoides (Carbonífero); 7) pizarras y cuarcitas (Ordovícico). Tomado de Pedraza, 1996.

Figura 14. Panorámica de la cuesta de Torrelaguna-Patones en la margen derecha del río Jarama frente al pueblo de Uceda (en el centrode la imagen y sobre el replano de la terraza de +90 m). El relieve en cuesta aparece segmentado en sucesivos planos trapezoidales al estarcortado por barrancos cataclinales.

Los procesos erosivos neógenos que tenían lugar en losrelieves periféricos a la cuenca sedimentaria y cuyosproductos resultantes eran los sedimentos que se acu-mulaban en la misma, dieron lugar a una superficie deerosión poligénica tipo rampa que biselaba no sólo losmateriales del zócalo hacia el interior de los relieves,sino también los de su cobertera sedimentaria en elborde, que ya se encontraba plegada e inclinada haciala cuenca. Restos de esta superficie se conservan preci-samente al Norte de Valdepeñas de la Sierra, hacia elOeste, truncando el cierre periclinal del anticlinal de ElVellón y al Norte de Cabanillas de la Sierra.

� El relleno sedimentario de la cuenca

En la cuenca del Tajo el espesor de sedimentos ceno-zoicos llega alcanzar los 3.500 m en la parte norocci-dental de la cuenca, en las proximidades del SistemaCentral, reconocido mediante perfiles sísmicos y sonde-os profundos (Querol y Abad, 1989) con un registroestratigráfico muy completo todo él en facies continen-tales, desde el tránsito Cretácico superior-Paleocenohasta el Plioceno Superior.

En este sector de la cuenca, aparecen bien expuestoslos 200 m superiores de la sucesión neógena horizontala lo largo de los valles de los principales cursos fluviales.Por otra parte el registro sedimentario paleógeno corres-ponde a depósitos pre-tectónicos, anteriores al levanta-miento del Sistema Central y que individualizó las cuen-cas del Tajo y Duero.

Los sedimentos paleógenos se disponen en aparentecontinuidad estratigráfica, o en suave discordancia erosi-va, con niveles del Cretácico Superior, por lo que aflorande forma discontinua, a lo largo de este borde, plegadosjunto a ellos. Están constituidos por lutitas rojas, yesos yconglomerados. Estos depósitos detríticos y sulfatadosrepresentan ya la retirada del mar cretácico de la zonacentro peninsular; la presencia de cantos calcáreos indicaya el inicio del desmantelamiento parcial de la coberteracretácica en relación con los primeros movimientos alpi-nos. La edad de esta unidad es Cretácico Superior-Eoce-no.

En la panorámica del valle del Jarama, esta unidad laidentificamos en la parte baja de los relieves de su mar-gen derecha, aguas arriba de su confluencia con elLozoya y que en conjunto se denominan como Cerro deMingo Negro. El tramo superior de dicha unidad con-forma el escarpe inferior de color gris-blanquecinojunto a la margen derecha del río.

Por encima de esta unidad suavemente plegada y cla-ramente discordante sobre ella, se disponen las «arcosasde Uceda», en general de colores ocre-anaranjados y con

un espesor máximo visible de 100 m. Se interpretan comodepósitos de zonas medias de abanico aluvial. Esta uni-dad se dispone también a lo largo de gran parte de la ver-tiente de la margen izquierda del Jarama.

En los relieves de ambas márgenes, por encima delas Arcosas de Uceda y mediante un contacto aparente-mente concordante, aunque puede encerrar un hiatoimportante, se disponen los «depósitos silíceos de Val-depeñas-Jadraque correspondientes ya a la UnidadSuperior, de edad Turoliense superior-Plioceno, ya vistosen el talud de la carretera bajo los depósitos de la Raña.

Parada 4. El Paleógeno de Beleña del Sorbe

Localización

La parada se ubica junto al río Sorbe, en la cerradadel embalse próximo a la pequeña localidad de Beleñadel Sorbe (Fig. 15), en los taludes de la carretera quecon motivo de la realización de tal obra se ha construi-do. Se accede desde el Cubillo de Uceda por la carrete-ra CM-1001 se llega a Puebla de Beleña, donde se tomala CM-1004 en dirección Tamajón, desviándose a laderecha por la GU-189 hacia la localidad de La Mierla,para posteriormente y tras 5 km llegar a un alto sobreel valle desde donde se divisa el río Sorbe.

Figura 15. Itinerario de desde la Parada 3 (A) a la Parada 4 (B, Bele-ña de Sorbe). Es un recorrido de 40 kms.

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Descripción

El corte de Beleña del Sorbe es uno de los más repre-sentativos y completos del Paleógeno de este sector delborde de la cuenca del Tajo. Muestra los términos estra-tigráficamente más altos de la sucesión paleógena. Per-mite además, reconocer la disposición y estilo de plega-miento que afecta a estos materiales. Se localiza en elflanco Norte de un anticlinal (anticlinal de Aleas), encuyo núcleo afloran los términos margo-yesíferos másbajos de toda la serie (Fig. 17), equivalentes a los aflo-rantes entre el Pontón de la Oliva y Valdepeñas de laSierra.

El corte transcurre por la margen izquierda del ríoSorbe. En la parte septentrional del corte se realiza la para-da y se reconoce una potente serie conglomerática que seencuentra organizada en una alternancia estrato y grano-creciente de conglomerados y areniscas.

Como se muestra en la Figura 3, sobre el complejodolomítico terminal del Cretácico Superior, se sitúan dosgrandes unidades atribuidas clásicamente al Paleógenoy que se caracterizan por su notable espesor y extensióna lo largo de todo el borde del Sistema Central (Porteroy Olivé, 1984; Arribas, 1986; Alonso-Zarza y Calvo,2002; Alonso-Zarza et al., 2004) que son:

� Unidad de lutitas rojas, yesos y conglomerados deTorrelaguna�Uceda y su equivalente lateral, laUnidad yesos de Cogolludo

� Unidad mixta terrígeno-carbonatada de Beleña deSorbe-Torremocha de Jadraque

La Unidad Torrelaguna-Uceda conforma el núcleo delanticlinal de Aleas. Se reconoce bien a lo largo de lacarretera por la que se discurrirá, tras realizar esta para-da. Presenta un carácter yesífero y margoso, extendién-dose hasta la localidad de Cogolludo («Unidad Yesos deCogolludo»; Fig. 17). Estos materiales históricamente hansido objeto de explotación como rocas ornamentales.

Por encima, la Unidad Beleña de Sorbe-Torremochade Jadraque se dispone discordante sobre la anterior. Enla cartografía a escala 1:200.000 López Olmedo et al.(in press) y Arribas et al. (2004) diferencian y caracteri-zan a su vez en dos unidades: Unidad CarbonatadaInferior y Unidad Detrítica Superior (Fig. 3).

La Unidad Carbonatada Inferior, con espesores entre200-500 m, se dispone discordante sobre la UnidadYesos de Cogolludo (Portero et al. 1990). Correspondea ambientes lacustres de fan delta, pasando hacia elnoreste a medios palustres y lacustres. Se reconoce muybien en la margen izquierda del río (Fig. 18), y ha sidodatada como Eoceno Medio (Crusafont et al., 1960,Portero et al. 1983 y 1990).

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Figura 16. Vista general de la Unidad detrítica en el núcleo del sinclinal de Cogolludo. Embalse de Beleña.

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La Unidad Detrítica (Arribas et al. 2004) se sitúa dis-cordante sobre la anterior, mostrando un carácter detrí-tico grosero y granocreciente que destaca morfológica-mente en el paisaje a modo de resaltes (Figs. 16 y 19).Se encuentra formada por conglomerados polimícticos,con cantos y bloques redondeados cementados por car-bonatos, que a veces alternan con areniscas. Constituye

la unidad más característica del Paleógeno de este sec-tor de la cuenca del Tajo, y sus afloramientos se distri-buyen a lo largo de todo el borde meridional del Siste-ma Central. La edad de estos depósitos se sitúa en elOligoceno Superior, si bien pudieran llegar en algunazona al Mioceno inferior.

Figura 17. Cantera de yesos (Unidad Yesos de Cogolludo) afloran-tes en el flanco septentrional del anticlinal de Aleas, en las proximi-dades de Beleña del Sorbe.

Figura 18. Detalle de los términos inferiores de la Unidad Carbo-natada en Beleña de Sorbe. Margen izquierda del río Sorbe, aguasabajo de la cerrada del embalse.

Figura 19. Unidad Detrítica en el embalse de Beleña de Sorbe.

Parada 5. El techo del Paleógeno en el Valledel Henares

Localización

La parada se sitúa en el valle del río Henares, en sumargen derecha a unos 900 m al Sur de Cerezo deMohernando (Fig. 20).

Figura 20. Itinerario desde Beleña de Sorbe (A) Parada 4, a la Para-da 5 (B) cerca del Valle del Henares. Es un recorrido de 14 kms queiniciamos en dirección a Torrebeleña, Cogolludo y desde aquí a Cere-zo de Mohernando a través de la carretera GU-179. Desde esta últi-ma localidad, nos incorporamos a la Carretera CM-101 en direccióna Humanes, y recorremos 1 km para llegar a la parada.

Descripción

Los taludes del Valle del Henares constituyen exce-lentes afloramientos para reconocer las unidades termi-nales del Paleógeno y las del Mioceno, identificándosevarias discordancias que las separan (Fig. 21).

En el valle del Henares, el Paleógeno está represen-tado por la Unidad Detrítica Superior (Fig. 3). Esta uni-dad culmina la serie paleógena en la región y muestra

facies más distales (areniscas, conglomerados, lutitas ycalizas) respecto a los conglomerados masivos de lamisma unidad ubicados más al norte en Beleña deSorbe (Fig. 19).

Los depósitos miocenos de la cuenca de Madrid sehan dividido clásicamente en tres unidades estratigráfi-cas denominadas: Unidad Inferior, Unidad Intermedia yUnidad Superior (Junco y Calvo 1983). La Unidad Infe-rior está compuesta por un apilamiento de conglome-rados en cuerpos de 2-6 m de base erosiva. Presentangranoselección positiva y están constituidos por frag-mentos de carbonatos y cuarcitas y una matriz arenosacon cemento carbonatado. Aparecen intercalaciones delutitas rojas bioturbadas de hasta 10 m de potencia.Intercalados con estos cuerpos, aparecen niveles de luti-tas rojas bioturbadas cuya potencia llega a los 10 m, asícomo niveles de arenas finas y gravas (Najarro et al,2006).

Entre ambos depósitos (paleógenos y miocenos)existe un límite estratigráfico puesto de manifiesto porvarias observaciones (Fig. 22):

a) Una discordancia angular que se aprecia por unsuave cambio en la inclinación de las capas de losmateriales miocenos que descansan sobre lospaleógenos.

b) Un cambio en la granulometría de los sedimen-tos del Mioceno que pasan a ser más conglome-ráticos que los del Paleógeno los cuales incluyenmateriales de litología mas fina como lutitas omargas.

c) El cambio litológico anterior, viene acompañadotambién por un sensible cambio de color en lossedimentos, que pasan de ser más claros en elPaleógeno (las margas y las calizas son de colorblanquecino) a más rojizos en el Mioceno (losconglomerados y sobre todo las lutitas, son decolor rojo).

Desde el mismo punto, y más hacia el Sur es posibleobservar en el frente del relieve acantilado una segundadiscordancia angular que limita las Unidades Inferior yMedia del Mioceno (Fig. 23).

La Unidad Intermedia en este sector es también bási-camente conglomerática y está formada por paleocana-les con base erosiva siendo sus cantos principalmentede cuarcita, caliza y fragmentos de roca metamórfica,envueltos en una matriz arenosa de grano medio agrueso y un cemento carbonatado.

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En este caso la Unidad Inferior es la infrayacente ysus capas buzan entre 10º-15º. La Unidad Intermediase sitúa encima de forma casi horizontal, produciendoun truncamiento de las capas perfectamente observa-ble. A diferencia de la anterior discordancia, apenas haydiferencias en la litología y el color de los sedimentos,por lo que el límite estratigráfico solo se deduce por laangularidad entre las capas.

Como principio general, las unidades estratigráficasque se encuentran plegadas o inclinadas, es por quehan sufrido los efectos de la tectónica, mientras que lasunidades que están horizontales, apenas se han vistoafectadas por dichos movimientos tectónicos. Así pues,en la presente parada puede deducirse que tanto lossedimentos paleógenos pertenecientes a la UnidadDetrítica Superior (Oligoceno Superior-Mioceno Inferior)como los sedimentos de la Unidad Inferior de la cuencade Madrid (Mioceno inferior-medio), dado que seencuentran deformados (inclinados), han sido afecta-dos por movimientos tectónicos (últimos movimientosde la orogenia Alpina), mientras que los depósitos de laUnidad Intermedia, puesto que se encuentran práctica-mente horizontales, se depositaron en un contexto deinactividad tectónica.

A su vez la orogenia Alpina es la responsable de lacreación del relieve de las sierras y cordilleras que jalo-nan a la cuenca del Tajo en la provincia de Guadalaja-ra, por lo que de lo dicho anteriormente, puede dedu-cirse que el relieve de los bordes de la cuenca del Tajoque puede verse en la actualidad estuvo creándosehasta el Mioceno Medio, edad de los últimos sedi-mentos plegados (Unidad Inferior). El resto de lossedimentos miocenos más modernos y dispuestoshorizontalmente (Unidad Intermedia y Superior), sedepositaron como consecuencia de la erosión dedichos relieves ya creados y en un contexto de tran-quilidad tectónica.

Parada 6. El Cenozoico de Humanes

Localización

La parada se localiza en la margen derecha del ríoHenares cerca de la localidad de Humanes, aguasabajo de la anterior (Fig. 24), al pie del cerro de laAlarilla.

Figura 21. Esquema estratigráfico de las unidades del Paleógeno terminal y Mioceno inferior en el valle del Henares (modificado de Naja-rro et al., 2006), con la situación de las discordancias que se observan en la Parada 5 y la panorámica de la Parada 6.

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Descripción

Sobre las terrazas del río Henares, que muestrandiversos aspectos geomorfológicos a destacar, se obser-va el Cerro de la Alarilla que expone en excelentes con-diciones de observación casi toda la serie representativadel Mioceno de este sector de la cuenca del Tajo.

De las tres unidades miocenas de la cuenca del Tajo(Junco y Calvo, 1983, Alonso et al., 2004) en el cerro dela Alarilla están representadas las dos unidades másantiguas (Unidad Inferior e Intermedia). La edad con-

junta de ambas abarca desde parte del Mioceno Infe-rior, hasta parte del Mioceno Superior. En la figura 25aparece la situación de la panorámica con respecto alesquema estratigráfico general de las unidades del Pale-ógeno terminal y Mioceno inferior en el valle del Hena-res.

Las capas básales del cerro pertenecen a la UnidadInferior, destacando en afloramiento por su color ana-ranjado. Su límite superior viene marcado por un nivelcarbonatado blanquecino que resalta por encima de lascopas de los árboles de la ribera del Henares. Este nivel

Figura 22. Límite estratigráfico entre la Unidad Detrítica Superior y la Unidad Inferior. La discordancia viene dada por la ligera angularidadque se observa entre las capas de ambas unidades.

Figura 23. Límite estratigráfico entre las unidades Inferior e Intermedia del Mioceno de la cuenca de Madrid. Las capas de la Unidad Inter-media suprayacente y horizontales truncan a las de la Unidad Inferior que se hayan inclinadas hacia el Sur.

es equivalente a la discordancia entre las unidades Infe-rior e Intermedia identificada en la Parada 5 (Fig. 23).

Por debajo de dicho nivel y hacia la izquierda delcerro, aparecen una serie de capas discontinuas queresaltan en el paisaje y que corresponden a cuerposconglomeráticos de base erosiva (Fig. 26) descritos en laparada anterior.

Figura 24. Itinerario desde la Parada 5 (A) a la Parada 6 (B), situa-da en la base del cerro de Alarilla. Recorrido de 8 kms que se iniciaen la CM-101 en dirección a Humanes hasta alcanzar el cruce con laCarretera GU-183; la parada se realiza 3 Kms después de dichocruce, a pie del río Henares.

En frente de la ubicación de la parada y hacia laderecha de los afloramientos anteriores, los cuerpos deconglomerados se adelgazan y dan paso a areniscas,niveles carbonatados, y sobre todo, a lutitas de coloranaranjado (Fig. 25). Este cambio lateral de facies repre-senta el paso de las partes terminales de abanicos alu-viales procedentes de los relieves del norte (paleocana-les de conglomerados), hacia una llanura fangosa (luti-

tas anaranjadas) con encharcamientos de agua esporá-dicos (niveles carbonatados), que conformarían el pai-saje en aquella época de la cuenca sedimentaria delTajo.

El nivel carbonatado blanquecino que culmina laUnidad Inferior, se originó por procesos edáficos(paleosuelo), como lo atestiguan los moldes de raícesy en general las características de la roca (caliche).Hacia el Sur, este mismo nivel se hace cada vez mascarbonático cambiando sus características (facies),convirtiéndose en una caliza de color gris, que con-tiene restos de gasterópodos de agua dulce, algascaráceas y restos de vertebrados (Najarro et al,2006). Este tipo de calizas se interpretan como lacus-tres someras.

Este nuevo cambio lateral de facies permite reco-nocer para la época la existencia de una zona vadosadonde se enraizaban plantas en un suelo que seencharcaba esporádicamente y otras veces se secaba,formándose en este proceso un depósito en forma decostra (paleosuelo). Más al sur y al mismo tiempo sedesarrollaría una zona que tenía un nivel más estableen la lámina de agua, formándose zonas palustrespoco profundas donde vivían gasterópodos, algas,plantas juncáceas, y vertebrados del tipo que actual-mente habitan las sabanas de África, como son roe-dores, conejos, rinocerontes, gacelas, etc. Esto últi-mo se deduce por los estudios paleontológicos de losnumerosos yacimientos que se hallan en la cuencadel Tajo, uno de los cuales se encuentra unos cente-nares de metros más al sur de la ubicación de la para-da (yacimiento del Arroyo de la Magdalena; Najarroet al, 2006).

La Unidad Intermedia, se distingue por el colormás rojizo con respecto a la Unidad Inferior. Se divi-de a su vez en tres secuencias sedimentarias queempiezan con facies detríticas y lutíticas rojizas, bio-turbadas y edafizadas, y acaban en capas continuasde yesos o carbonatos de color más claro que danresalte.

La primera secuencia culmina con una primeracapa de yesos que resalta en el cerro por su tonoblanquecino (Figs. 25 y 26), y que se relaciona conzonas palustres de aguas salinas, indicando unclima cálido y árido propicio para la precipitación delas evaporitas de yeso. Los términos carbonatadosque culminan las otras dos secuencias son de origenlacustre somero y contiene restos de gasterópodos,algas caráceas y moldes de raíces de plantas(Fig. 27).

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La alternancia de depósitos aluviales y lacustresrepresentaría cambios cíclicos en la humedad, tempera-tura y cantidad de sedimento disponible en la cuenca,factores todos ellos, directamente relacionados con elclima. Así, los sedimentos rojizos aluviales (conglomera-dos, areniscas y lutitas rojas) corresponderían a perio-dos de mayor temperatura y aridez con flujos de aguatorrenciales y discontinuos. Condiciones aun más extre-

mas, corresponderían los depósitos de yeso donde laintensa evaporación de las aguas originaría la precipita-ción de sus sales disueltas. Los sedimentos carbonata-dos sin embargo, corresponderían a un clima mashúmedo y de menor temperatura que permitía una cier-ta estabilidad en la lámina de agua y la precipitación decarbonato cálcico.

Figura 25. Panorámica del cerro de la Alarilla cerca de Humanes mostrando las litologías de las unidades Inferior e Intermedia del Mioce-no de la cuenca del Tajo, el límite entre ambas (paleosuelo) y las secuencia estratigráficas en que a su vez puede subdividirse la Unidad Inter-media.

Figura 26. Fotos de detalle de algunas de las facies sedimentarias que pueden observarse en el cerro de la Alarilla en las unidades Inferiore Intermedia. Obsérvese la gran continuidad del paleosuelo que marca el límite entre las dos unidades del Mioceno.

Figura 27. Aspecto de campo de uno de los niveles carbonatadoslacustres del cerro de la Alarilla, mostrando los moldes de raíces deplantas hacia la parte superior.

Finalmente, y al margen de las características de laserie neógena, otra de las observaciones a realizar enesta parada es la de reconocer los distintos niveles deterrazas que el río Henares, en su curso medio y ensu proceso de encajamiento, ha desarrollado en estesector. Los niveles relativamente más altos (terrazasmedias) se desarrollan preferentemente en la margenderecha del río, mientras que las bajas se localizanindistintamente sobre ambas márgenes. Todas ellasdan lugar a extensas plataformas escalonadas sobrelas que frecuentemente se llevan a cabo tareas agrí-colas, así como explotaciones de áridos naturales. Enlos últimos años la alta demanda para la construc-ción de obra civil, ha motivado la extracción intensi-va de dichos materiales desde la localidad de Huma-nes hasta las proximidades de Guadalajara.

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ITINERARIO GEOAMBIENTAL POR LA ALCARRIA

T. Bardají1, J. M. Nicolau2, C. Bartolomé3, E. Roquero4, P. G. Silva5 y J. L. Pérez Jiménez6

1 Departamento de Geología, Universidad de Alcalá. 28871-Alcalá de Henares (Madrid). E-mail: [email protected] Departamento de Ecología, Universidad de Alcalá. 28871-Alcalá de Henares (Madrid). E-mail: [email protected] Dpto. de Biología Vegetal, Universidad de Alcalá. 28871-Alcalá de Henares (Madrid). E-mail: [email protected] Dpto. Geología. ETS Ingenieros Agrónomos, Universidad Politécnica de Madrid. 28040-Madrid. E-mail: [email protected] Departamento de Geología. Escuela Politécnica Superior de Ávila. Universidad de Salamanca. C/. Sto. Tomás, s/. 05003-Avila. E-mail: [email protected] Dpto. Geología, Museo Natural de Ciencias Naturales, CSIC. José Gutiérrez Abascal, 2. 28006-Madrid. E-mail: [email protected]

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Las alcarrias son, según la Real Academia Española,terrenos altos, y por lo común rasos y de poca hierba.Rasgos éstos que definen muy bien a lo que realmenteconocemos como La Alcarria: una comarca natural ele-vada y con poca vegetación, limitada por los cursos flu-viales del Henares, Jarama y Tajo, y por las Sierras Minis-tra y de Altomira (Fig. 1), que se extiende por las pro-vincias de Guadalajara, Cuenca y Madrid. Se caracterizapor ser una unidad topográficamente elevada (altitudmedia de entre 700-1000 m), con una morfologíaplana u ondulada y disectada por numerosos cursos flu-viales fuertemente encajados en ella. La abrupta topo-grafía de estos valles �siendo el Tajuña quizás el másrepresentativo- modifica factores abióticos tan influyen-tes sobre el paisaje vegetal y los usos humanos comoson la geomorfología, el clima y el ciclo del agua.

Las características termopluviométricas, sitúan a estacomarca dentro de la región climática denominada con-tinental extremada (Font Tullot, 1983), con inviernosfríos y veranos calurosos, aunque la presencia de la Sie-rra de Altomira imprime una mayor diversidad climáticaque en otras zonas del interior de la península. Todaesta zona presenta una marcada variabilidad estacionalpluviométrica propia de los climas mediterráneos, conmayores concentraciones en primavera y otoño y unafuerte sequía estival; así como una marcada oscilacióntérmica anual, con unas mínimas inferiores a -10ºC, ymáximas que pueden llegar a superar los 55ºC (Barto-lomé et al., 2002).

Figura 1. Localización del área de estudio y principales unidadesgeológicas. 1 a 7: paradas del itinerario

1. INTRODUCCIÓN

En el valle del Tajuña son notables las diferenciasmicroclimáticas entre las laderas de solana y las deumbría y entre éstas y el altiplano superior. Las condi-ciones térmicas resultan más severas en la plataforma,así como el efecto desecante del viento. Las umbríasguardan mejor la humedad, en tanto que las solanas,con mayor evaporación, constituyen el ambiente menosresistente a la erosión, el más frágil. Los fondos de valle,que se van ampliando cuenca abajo, constituyen elespacio de mayor productividad biológica por su topo-grafía plana y disponibilidad de agua.

Una cierta, aunque limitada, diversidad geológicafavorece el desarrollo de una serie de rasgos geomorfo-lógicos y edáficos, que unidos a las características cli-máticas de este sector peninsular, determinan la diversi-dad biológica y ecológica, que hacen de la Alcarria unparaje singular.

La Alcarria constituye un lugar idóneo para analizarcómo la interacción de diversos factores tales comogeología, geomorfología, suelos, paisaje vegetal y acti-vidad antrópica condicionan el desarrollo de unidadesespecíficas de paisaje y usos asociados a las que hemosdenominado unidades ambientales. Las característicasconcretas que definen a cada una de ellas están portanto asociadas a la litología sobre la que se desarrolle,la unidad o situación geomorfológica y la vegetación,todo lo cual condiciona a su vez los usos y actividadesantrópicas.

Se hará especial hincapié en la actividad antrópica ala que ha estado sometida la zona de estudio, y que hamodificado apreciablemente el paisaje. El cambio en losusos del suelo acarrea nuevos e importantes cambios enel sistema socio-natural, con abandono de actividadesagropecuarias, desarrollo de infraestructuras, procesosurbanísticos, etc� que serán abordados también a lolargo del itinerario propuesto.

3.1. Contexto geológico

El Mioceno de la Cuenca de Madrid ha sido objetode numerosos estudios (ver Alonso Zarza y López, Capí-tulo de este volumen) y se caracteriza por registrar unaserie de ciclos climáticos que unidos a la influencia de latectónica y la diferente litología de los relieves circun-dantes, han condicionado el desarrollo y evolución deuna gran diversidad de medios sedimentarios continen-

tales (Alonso Zarza et al., 2002). Esta interacción entreclima, tectónica y áreas fuente se materializa en la defi-nición de tres unidades: Inferior, Intermedia y Superior.La Unidad Inferior (Mioceno inferior � inicio del Mioce-no medio) es predominantemente evaporítica, y en ori-gen representaba un gran lago salino somero bordeadopor depósitos aluviales de carácter detrítico. La UnidadIntermedia (Mioceno medio � inicio del Mioceno supe-rior) cuyos límites inferior y superior se caracterizan porel desarrollo de superficies paleokársticas, y que presen-ta dos secuencias bien diferenciadas, caracterizadas porun mayor desarrollo de depósitos aluviales en su base,que pasan gradualmente a depósitos lacustres de car-bonatos y/o evaporitas. Paleogeográficamente repre-sentan una orla discontinua de abanicos aluviales, conpaleosuelos y calcretas, y con desarrollo de charcas car-bonatadas y evaporíticas durante momentos de menorescorrentía. Por último, la Unidad Superior (Miocenosuperior) se registra casi exclusivamente en los sectorescentral y oriental de la Cuenca de Madrid, y presentauna parte inferior de carácter fluvial, que hacia techopasa a sedimentos carbonatados, que fueron deposita-dos en pequeños lagos someros de agua dulce.

3.2. Contexto Geomorfológico

El Páramo de La Alcarria puede definirse como unasuperficie poligénica compleja, resultado de sucesivosprocesos de erosión-sedimentación (Bardají y Silva,1989; Pérez González y Portero, 1991) previos a ladisección fluvial cuaternaria. Esta superficie no repre-senta el sediplano de colmatación neógena, sino quees un superficie de erosión compleja, basculada haciael SO y conformada por materiales geológicamenteheterogéneos (Gutiérrez Elorza et al., 2005; Portero yPérez-González, 2004), (Fig. 1, Fig.2). La Alcarria sep-tentrional está constituida por la superficie erosivaexhumada, del techo de la Unidad Intermedia Miocena(Parada 4), mientras que hacia el SO, está formada bienpor las calizas lacustres del techo de la Unidad Superior(Parada 2), que realmente representan el fin de la sedi-mentación neógena, o bien por los conglomeradosfuertemente cementados de la base de dicha UnidadSuperior, la denominada red fluvial intramiocena (Para-da 1), (Fig. 2).

La evolución durante el Plioceno de todo este sectorde la Cuenca de Madrid, ha sido descrita por Pérez Gon-zález (1982, 1994), principalmente en la Alcarria másmeridional. Según este autor, el páramo de La Alcarria

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2. OBJETIVOS

presenta dos superficies poligénicas diferentes (Fig. 2),con depósitos asociados diferentes y desarrolladas trasdiferentes fases de deformación tectónica. La más anti-gua de estas superficies presenta un depósito asociadoconstituido por una costra clástica roja, que rellena lasondulaciones suaves generadas por la fase de deforma-ción Iberomanchega I, así como huecos de disoluciónrellenos por «terra rossa». La más moderna tiene comoformación superficial asociada una costra laminar ban-deada y multiacintada, que representa el cierre del cicloPlioceno. Entre ambas superficies y únicamente en lazona más meridional de La Alcarria tiene lugar el depó-sito de las denominadas series fluviales rojas de la Mesade Ocaña, deformadas a su vez por la fase Iberoman-chega II. La ausencia de esta última formación sedi-mentaria en el sector central de la Alcarria, hace que enrealidad la superficie del páramo sea una superficie mul-tipoligénica (Pérez González, 1994), generada por dosprocesos poligénicos de erosión-sedimentación, separa-dos en el tiempo por las series rojas de la Mesa deOcaña.

A partir de este momento, y tras el depósito de laRaña, comienza la incisión de la red fluvial cuaternaria,dando como resultado un marcado encajamiento fluvialcon desarrollo de importantes sistemas de terrazas,como son los casos del Henares, Jarama y Tajo que deli-mitan La Alcarria, y el Tajuña (Paradas 3 y 5) que la atra-viesa y constituye su principal eje fluvial, a lo largo decuyo sector más septentrional se desarrollan terrazastravertínicas y edificios tobáceos (Paradas 6 y 7).

3.3. Ecosistemas: Factores condicionantes yconservación

Desde un punto de vista biogeográfico el territorio arecorrer pertenece a la provincia Mediterránea IbéricaCentral, subprovincia Castellana y sectores Manchego yCeltibérico-Alcarreño con sustratos básicos.

El clima y la naturaleza de los sustratos determinanla distribución de los principales tipos de bosques consus comunidades vegetales a escala regional. Estos bos-

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Figura 2. Esquema sintético de las relaciones espaciales y temporales de las superficies poligénicas de La Alcarria septentrional y meridio-nal (esta última basada en Pérez González, 1982, 1994).

ques podemos dividirlos en: encinares sobre yesos, enci-nares sobre calizas más térmicos, encinares más fríossobre calizas, a más altitud, y quejigares. Sus corres-pondientes matorrales y prados que sirven como infor-mación sobre las variaciones térmicas y edáficas exis-tentes en el territorio.

El efecto microclimático solana-umbría condiciona, asu vez, la distribución de las comunidades a escala local.En la parte baja del valle los coscojares y espartales se loca-lizan en el ambiente más xérico de las solanas y los enci-nares en la umbría. Hacia la cabecera, los quejigares seestablecen en las umbrías y los encinares en las solanas.

El ciclo del agua, que gobierna los procesos de pro-ducción biológica y algunos geomorfológicos, presentadiferencias apreciables en los ambientes mencionados.Las plataformas superiores son infiltradoras netas dadala permeabilidad de las calizas, por lo que constituyenel ámbito regulador del agua en el territorio. Una partedel agua captada en las partes altas aflora como esco-rrentía superficial en las laderas en el contacto con nive-les impermeables, quedando a disposición de la vegeta-ción y de los usos humanos y proporcionando un valorpaisajístico, escénico y emocional muy elevado al terri-torio alcarreño. Los altiplanos carbonatados serían puescomo grandes embudos que concentrarían la humedadpluvial en los estrechos valles fluviales, lo que resultafavorable para la producción ecológica y la diversidadde formas de vida y de los aprovechamientos humanos.La estrategia de la naturaleza en los ambientes conrecursos limitados pasa por concentrarlos a fin de maxi-mizar la producción y la diversidad. El aprovechamientodel agua es más eficiente en las umbrías, donde la vege-tación controla en gran medida el flujo hídrico. Las

menores pérdidas por evaporación han permitido eldesarrollo de comunidades forestales y de suelos quefavorecen la infiltración del agua y su consumo por losorganismos. Sin embargo, en las solanas, la menorcapacidad de recuperación de la vegetación frente a laexplotación humana (pastoreo, carboneo, leñas) hadado lugar a un paisaje vegetal más ralo, con áreas desuelo desnudo, donde el control biológico del flujohídrico es menor. En estas condiciones hay menos infil-tración, circulando una parte del agua de lluvia comoescorrentía superficial, lo que implica salidas del recur-so de la ladera y erosión hídrica superficial intensa. Esteesquema de heterogeneidad de ambientes se va dilu-yendo hacia la Comunidad de Madrid, cuando los vallesse abren, el altiplano calcáreo pierde continuidad que-dando reducido a relieves residuales, la topografía sesuaviza y las restricciones climáticas disminuyen con lamenor altitud. La consecuencia es una mayor homoge-neidad de hábitats.

Las principales transformaciones de los ecosistemasse produjeron en épocas históricas por su conversión enagroecosistemas. Las plataformas superiores se encuen-tran ampliamente deforestadas y transformadas enextensos campos de cultivos con manchas de bosquetesde encinas y quejigos. En las laderas de umbría elambiente forestal se conserva apreciablemente, persis-tiendo manchas de quejigar y encinar, aunque muyintervenidos. En las solanas la cubierta forestal es muyescasa habiendo sido sustituida por cultivos en ladera yen terrazas (olivar, cereal) y comunidades de matorralde sustitución.

En lo que respecta al Río Tajuña, el fondo de valle haresultado drásticamente alterado sobre todo a partir de

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Figura 3. Catena riparia celtibérica en el tramo superior y medio del Tajuña: 1) carrizal; 2) saucedas arbustivas; 3) chopera negra con sau-ces arbóreos; 4) olmedas; 5) encinar (fuera de la ribera); 6) quejigar (fuera de la ribera.).

su entrada en la Comunidad de Madrid. Del primitivobosque de ribera (Fig. 3) queda una estrecha franja, elcauce fluvial ha sido estrechado y rectificado en algunoslugares, para impedir el desbordamiento del río sobre lallanura de inundación, ocupada por cultivo. Las estre-chas bandas de álamos y chopos que flanquean los ríossuelen ser residuos, casi hileras, de lo que debieron serhermosos bosques de ribera. Sin embargo, si algocaracteriza al cauce del Tajuña, a lo largo de su cursopor la provincia de Guadalajara es el buen estado deconservación de su vegetación riparia, por lo que se haincluido en la Red Natura como ZEC (Zona de EspecialConservación) y por tanto es uno de los espacios quefigura en la red de espacios protegidos de Castilla-LaMancha. La vegetación de ribera sigue una estratifica-ción característica en función de su lejanía o acerca-miento al cauce (Fig. 3).

Todas las formaciones, que describimos en el espa-cio dedicado a la vegetación de ribera, se encuentran enbuen estado de conservación prácticamente en todo elrecorrido del Tajuña por la provincia de Guadalajara.Estos ambientes son visibles a lo largo de todo nuestroitinerario desde Brihuega hasta Cifuentes.

En cuanto al ecosistema fluvial hay que destacar elefecto negativo que ejerce la piscifactoría situada enAnguita, a unos 13 km de su nacimiento, sobre la cali-dad del agua y las comunidades biológicas. Los efluen-tes orgánicos, que desbordan la balsa de sedimenta-ción, hacen aumentar la concentración de nutrientes,disminuyendo el oxígeno disuelto y afectando a lascomunidades de macroinvertebrados. La recuperacióndel río de estos efectos se produce un kilómetro aguasabajo del vertido. Otro factor de degradación del medioacuático se produce por la contaminación agrícola difu-sa en el tramo medio y bajo del río.

El itinerario propuesto se articula en torno a las dosgrandes unidades fisiográficas que definen La Alcarria:la alta superficie divisoria y los valles fluviales encajadosen ella.

Parada 1. Cantera de áridos (Paraje de El Pago)

Localización

Cantera de áridos El Pago (Fig. 4). Carretera M 220(de Torres de la Alameda a Campo Real), pk. 14,4.

Descripción

El paisaje ondulado y abierto de la Alcarria madrile-ña se encuentra dedicado a los cultivos de secano: vid,olivo y cereal, con almendros en los ribazos. Resultainteresante observar la reforestación efectuada en unaladera y vaguada próximas con pies de encinas cubier-tos por protectores que las defienden de la herbivoríade los conejos.

En esta parada se analizarán las características desuelos desarrollados sobre los conglomerados de la redfluvial intramiocena (parte media de la Unidad Supe-rior).

Figura 4. Situación de las paradas 1 y 2.

Los suelos desarrollados sobre los materiales con-glomeráticos y arenosos de las facies detríticas mioce-nas, presentan un alto grado de evolución marcado porel desarrollo de horizontes de acumulación de arcillas(Bt) y de carbonato cálcico (Bk, Bkm, Ck), pudiéndosedescribir el perfil tipo en esta unidad como Ap-Bt1-Bk2-

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4. ITINERARIO

Bkm3-Ck en los casos en los que presenta el gradomáximo de preservación, aunque como es obvio se pue-den observar distintas variantes de esta secuencia. (Per-files TA1, TA2, TA4; Fig. 5).

En la Figura 5 se observa la distribución de arcilla yde carbonato cálcico equivalente con la profundidad(Roquero et al., 1999). Destaca una descalcificacióncompleta en los horizontes superiores (hasta profundi-dades máximas de 100 cm, en el caso del perfil TA1), yun inicio de la acumulación carbonatada a profundidadvariable pero siempre por debajo de los horizontes argí-licos bien definidos por el incremento en el contenidode arcilla. No existen en todos los casos cementaciones,pero en parte se debe a que pueden aparecer a profun-didades no observables.

Todos los perfiles presentan la misma secuencia deprocesos edafogenéticos: un lavado reiterado y comple-to del carbonato cálcico; un proceso largo de trasloca-ción de arcillas (argiluviación) y un enrojecimiento muyintenso (rubefacción), ligado a la deshidratación de losóxidos de hierro (Fe2O3, hematites). Las acumulacionesy/o cementaciones calizas (horizontes cálcicos y petro-cálcicos) aparecen a distintas profundidades. La ocu-rrencia prolongada de todos estos procesos determinael alto grado de evolución de lo suelos, favorecidoobviamente por la situación geomorfológica de estasuperficie, elevada y de baja pendiente.

Figura 5. Diagramas de distribución de CaCO3 equivalente y arci-llas en tres perfiles edáficos realizados sobre la Unidad fluvial intra-miocena (Roquero et al., 1999).

Parada 2. Pozuelo del Rey

Localización

Carretera M-224 en dirección a Valdilecha, a 2kmpor la pista forestal que sale a 100m del cruce con la M-219 (Fig. 4).

Descripción

El paisaje es muy similar al de la parada anterior.Destaca el cromatismo del sustrato rojo de la «terrarossa» y el verde del olivar y los almendros en primave-ra.

Las «terras rossas» son formaciones superficialesligadas a la alteración de rocas calcáreas. Las calizas sonrocas insolubles en agua pura, es necesario que existaCO2 en disolución en el agua de infiltración para quepueda producirse esta «disolución». Una vez que elCaCO3 desaparece queda un residuo insoluble que nor-malmente es arcilloso. El paso del tiempo y unas condi-ciones climáticas adecuadas favorecen por un lado ladecarbonatación de las calizas (cierta humedad) y porotro el enrojecimiento por deshidratación de los óxidosde hierro (rubefacción) asociados a las arcillas (estaciónseca muy marcada). El resultado final son estas «terrasrossas» muy características del clima mediterráneo y tanabundantes en la superficie de la Alcarria.

La existencia de dolinas o antiguas canteras facilitala observación de la «terra rossa» desarrollada sobre lascalizas lacustres que representan el techo de la UnidadSuperior Miocena. Los suelos desarrollados sobre estasuperficie suelen presentar unas secuencias de horizon-tes no muy desarrolladas. En general se puede identifi-car el horizonte superior con mayor contenido de mate-ria orgánica (A), en algunos casos un segundo horizon-te caracterizado por el desarrollo de estructura (Bw,estructural), y localmente horizontes de acumulación decarbonato cálcico (Bk) (Fig. 6). La presencia de horizon-tes argílicos es muy limitada, puesto que no existe acu-mulación de origen iluvial, es decir que no ha sido tras-locada lo largo del perfil edáfico, sino que en general esheredada de las formaciones sobre las que se desarro-llan con contenidos similares de las fracciones limo yarcilla.

260


Figura 6. Perfil desarrollado sobre la «terra rossa» en las cercaníasde Pozuelo del Rey.

Los procesos edafogenéticos que actúan sobre estasformaciones son fundamentalmente los relacionadoscon la acumulación del materia orgánica y su degrada-ción (humificación), la descarbonatación parcial (lavadoincompleto de los carbonatos) en los horizontes super-ficiales, y en algunos caso el desarrollo de una estructu-ra incipiente.

Es importante destacar la posible influencia queestas «terras rossas» pueden haber tenido en el gradode evolución tan significativo de los suelos analizadosen la Parada 1. Esta influencia es particularmente signi-ficativa en el contenido en arcillas, que en este caso nosólo estaría ligado a una actuación intensa y larga de laedafogénesis. La erosión de las formaciones de «terrarossa» puede haber dado lugar a la superposición demateriales arcillosos descarbonatados, fácilmente tras-locables por tanto a lo largo del perfil del suelo, acele-rando el desarrollo de horizontes de acumulación dearcillas (argílicos). Es conveniente recordar que el lava-do previo de carbonatos es un requisito indispensablepara que las arcillas del suelo estén dispersas y así seaposible la argiluviación (traslocación de arcillas). Si exis-

ten aporte externos de arcillas ya decarbonatadas sefavorece la formación de estos horizontes, alcanzándo-se un mayor grado de desarrollo de los perfiles enmenos tiempo.

Parada 3. Tramo medio del valle del Tajuña.

Localización

Carretera CM-2005 (PK. 15), cruce a Tomellosa y Bal-conete (Fig. 1).

Descripción

La carretera CM-2005, discurre a lo largo del tramomedio del río Tajuña, pudiéndose apreciar la transfor-mación agraria del fondo del valle con un bosque deribera exiguo. La solana, ampliamente deforestada, estádominada por el cultivo de olivares en distinto estadode uso o abandono. Los síntomas de erosión hídricasuperficial son evidentes: erosión laminar en ampliaszonas de suelo desnudo �especialmente las convexida-des- y erosión en regueros producida por las surgenciasde agua procedentes del nivel freático colgado de laplataforma calcárea superior.

La umbría también está dominada por el olivar, aun-que la matriz de vegetación natural es más densa y lossíntomas de erosión, menos intensos. En esta margenizquierda se abre el valle afluente del río Peñón.

Pocos kilómetros antes de la parada se aprecian, enla solana frente a Valfermoso de Tajuña, las infraestruc-turas para el abastecimiento de agua a la Mancomuni-dad de Mondéjar. Consisten en un depósito de eleva-ción del agua que generó algunos vertederos que fue-ron más tarde restaurados, algunos con más éxito queotros, lo que indica la dificultad para el establecimientode la vegetación en esta zona.

Parada 4. Fuentes de La Alcarria

Localización

Carretera CM-2011 que une Torija con Brihuega, PK.6.8, desvío a Fuentes de la Alcarria (Fig.7).

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Descripción

La Carretera CM-2011 discurre por la alta superficiedivisoria de La Alcarria septentrional que en esta zonaestá constituida por la superficie erosiva exhumadalabrada sobre las calizas del techo de la Unidad Inter-media Miocena (ver Fig. 1).

Esta carretera marca el eje a partir del cual se desa-rrolla este curso fluvial meandriforme de alta sinuosi-dad, fuertemente encajado en el sustrato rocoso, que esel río Ungría. Desde el mirador de Fuentes de la Alcarria,el encajamiento de este afluente del Tajuña resultaespectacular.

El caserío todavía se ubica sobre la plataforma supe-rior, sin embargo sus tierras más fértiles se encuentran

en el fondo del valle. La umbría conserva en la cabece-ra amplias superficies de quejigar-encinar, más o menosintervenidos, aunque valle abajo hacia Valdesaz, estádeforestada, cubierta por matorrales colonizadores deantiguas superficies de cultivo, al igual que la solana(Fig. 8).

La génesis de este sistema fluvial meandriformeencajado debe relacionarse con un doble proceso delevantamiento/encajamiento.

En primer lugar hay que tener en cuenta el levanta-miento regional al que ha estado sometida la zona cen-tral de la cuenca de Madrid como consecuencia del pro-gresivo vaciado de la misma por parte de los sistemasfluviales a lo largo del Cuaternario.

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Figura 7. Localización de las paradas 4, 5, 6 y 7.

Figura 8. Encajamiento del Río Ungría en Fuentes de La Alcarria.

En segundo lugar, la erosión remontante en laszonas de cabecera por parte de los sistemas fluvialesprincipales favorecida por el mencionado levantamien-to regional. En muchos casos, como es el del río Ungría,esta erosión remontante ha provocado la captura de unsistema de drenaje superficial, muy poco encajado, quediscurre por la alta superficie divisoria de la Alcarria, yque podría relacionarse con la red previa al encajamien-to cuaternario.

Al volver hacia Brihuega por la Carretera CM-2011,se puede observar este súbito encajamiento a la alturadel Palacio de San Luis.

La izquierda de la carretera se caracteriza por pre-sentar una superficie ondulada pero de baja pendiente,mientras que a la derecha el río Ungría inicia su encaja-miento y profundización.

Parada 5. Valle del Tajuña. Cantera de silex

Localización

Carretera CM-2005 que une Brihuega con Masego-so del Tajuña, pk 28.3 (Fig. 7).

Descripción

Antigua cantera de sílex explotada para la construc-ción de trillos u otros usos. El sílex es una roca formadapor un mosaico de cristales de cuarzo de pequeñotamaño (SiO2), aunque a veces este término se utilizapara denominar rocas con cantidades variables deópalo (SiO2 � nH2O).

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Figura 9. Rasgos macro- y microscópicos de la caliza y silex observados en la Parada 5. A) Raíces silicificadas en la superficie de un nódulode sílex. B) Bioturbación de insecto que dejó un relleno con laminación cóncava hacia arriba (en menisco) marcada por lentículas de yesoreemplazadas por calcita; C) Imagen de microscopio óptico del sílex. La imagen de la izquierda está tomada con luz polarizada y se distin-gue el borde irregular del sílex (Sx) en contacto con la roca que lo contenía (ahora desaparecida). Este borde tiene pequeñas esferas, queson la forma en la que el sílex comenzó a reemplazar a la caliza. La imagen de la derecha es la misma imagen tomada con luz polarizada endos direcciones, se distinguen los pequeños cristales de cuarzo que forman el sílex; D) Cristales de calcita (Cta) formados por reemplaza-miento de las arcillas (Arc) que aún están presentes entre los cristales, y en menor mediada dentro de ellos.

El sílex se encuentra formando grandes nódulos decolor blanco o transparente, a veces con tonos azula-dos, de hasta 2 m de diámetro y superficie externa irre-gular, incluidos en niveles de caliza de la Unidad Inter-media miocena. La fractura de los nódulos forma aris-tas agudas, pero que no generan la llamada fracturaconcoidea (tan útil en la fabricación de herramientas decorte como las puntas de flecha paleolíticas).

Las calizas presentan bioturbación de raíces (Fig. 9A), grietas de desecación, cristales lenticulares de yesoreemplazados por calcita y bioturbaciones de insectoscon rellenos en menisco (Fig. 9 B). La formación del sílexse debe a procesos diagenéticos, que provocaron elreemplazamiento de la caliza por silice (Fig. 9 C). Posi-bles orígenes de esta silice son el reemplazamiento dearcillas por calcita (Fig. 9 D) o aportes de agua son sili-ce en disolución.

Parada 6. Valle del Tajuña � Cívica

Localización

Carretera CM-2005 que une Brihuega con Masego-so del Tajuña, pk 25.6 (Fig. 7).

Descripción

6.1. Edificios tobáceos

Espacio natural incluido en la Red Natura 2000como LIC, zona de protección especial dentro de la Redde espacios protegidos de Castilla La Mancha.

Estos enclaves son muy sensibles y peculiares desdeel punto de vista geológico, faunístico y florístico. Per-tenece al grupo 7.2 de la Directiva Hábitats, y com-prende fuentes, manantiales y paredes rocosas rezu-mantes (Fig. 10) en las que el afloramiento de aguassaturadas de carbonatos da lugar a la formación de pre-cipitados de calcio que reciben distinta denominación(tobas, travertinos, tufos, etc�).

El desarrollo de formaciones tobáceas, en su mayo-ría no funcionales, es el rasgo más característico del sec-tor del valle del Tajuña situado entre Brihuega y Mase-goso, cuyo origen se relaciona con surgencias kársticassituadas a diferentes alturas en las laderas del valle.Estas formaciones han sido descritas y estudiadasampliamente por González et al., 1989; Bardají y Silva,1989; Ordóñez et al., 1990; y Pedley et al., 2003.

Figura 10. Surgencias carbonatadas actuales en Civica.

Se han descrito formaciones tobáceas a diferentesalturas con respecto al cauce actual del Tajuña, sin quela altura respecto del cauce sea siempre un indicativo dela edad de formación, que abarca tanto el Pleistocenocomo el Holoceno, sin que las dataciones radiométricasrealizadas permitan precisar más su edad.

La vegetación de estos medios se caracteriza por laabundancia de musgos, con especies de los génerosCratoneuron, Eucladium, Philonotis, etc�, que formanun tapiz bajo el que se desarrolla la toba calcárea. Esteprecipitado, tiene lugar al disiparse los gases (CO2)disueltos en el agua como resultado de la emergenciadel agua a la atmósfera o por la influencia del inter-cambio gaseoso que se produce en las hojas de lasplantas verdes como consecuencia de los procesos foto-sintéticos. Estos medios de humedad permanente pre-sentan sustratos calcáreos brutos, muy puros, en con-secuencia pobres en determinados elementos nutritivoscomo el nitrógeno o el fósforo.

El musgo dominante aquí es el Eucladium verticilla-tum que se suele ver acompañado por helechos comoAdiantum capillus-veneris o por especies de Pinguicula

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(ausentes en este rezume), muchas de ellas endemis-mos peninsulares o del mediterráneo occidental, comoP. longifolia, P. mundi, P. vallisnerifolia, etc. Las «grasillas»(Pinguicula) capturan pequeños artrópodos en la super-ficie pegajosa de sus hojas, tapizadas por pelos glandu-lares provistos de enzimas con las que digieren los teji-dos animales y obtienen distintos nutrientes escasos enestos medios.

6.2. Vegetación de ribera

Este sector del río Tajuña es un enclave inmejorablepara la observación de este tipo de vegetación. La pri-mera comunidad a destacar son las olmedas de Ulmusminor que debieron existir en aquellos puntos de lasvegas suficientemente alejados del agua como para evi-tar el establecimiento de los álamos, pero no tantocomo para permitir la entrada de la encina, propia desuelos completamente secos. En esta parada puedetodavía observarse fragmentos de olmedas relativa-mente bien conservados.

Después de las olmedas y conforme nos acercamos alcauce, aparecen las alamedas con Populus alba. Las ala-medas bien conservadas muestran un ambiente nemoralmuy cerrado que filtra la entrada de la luz al suelo por loque sólo pueden vivir en el sotobosque herbáceas resis-tentes a las condiciones umbrosas, como el aro (Arumitalicum), la rubia de tintes (Rubia tinctorum), Smyrniumperfoliatum, Alliaria petiolata y varias gramíneas de ópti-mo centroeuropeo. Existen también algunos arbustoscaducifolios, muchos espinosos, pero siempre en escasacantidad debido a la falta de luz en el interior de las cho-peras y alamedas, pero bien visibles como orla en elentorno de Cívica. La zarzamora (Rubus ulmifolius), elmajuelo (Crataegus monogyna), varias especies de rosal(Rosa sp.) o el aligustre (Ligustrum vulgare), y, como no,las trepadoras: el lúpulo (Humulus lupulus), la hiedra(Hedera helix), la clemátide (Clematis vitalba), etc. son lasespecies más representativas. Hay tramos concretos delrío entre Valdeavellano y Romanones donde este tipo debosque presenta una protección autonómica, pues elcambio microclimático que se experimenta en este valle,llegando al municipio de Brihuega es el causante de quePopulus alba desaparezaca del territorio dejando el domi-nio al chopo, Populus nigra, con el que comparte territo-rio en las partes más altas del cauce.

Las lujuriosas choperas de Populus nigra acompaña-das de las especies anteriormente mencionadas, desdeBrihuega hasta prácticamente Cifuentes, ha permitidoproteger estas comunidades a nivel autonómico.

La chopera, en su contacto con la ribera, suele serreemplazada por una sauceda, si bien la dinámica y laconcatenación espacial de ambos tipos de comunida-des a menudo son mucho más complejas de lo quehabitualmente se enseña en los libros de texto. Losespecies más comunes son: Salix eleagnos subsp angus-tifolia, Salix alba y Salix triandra subsp. discolor. Comoes sabido, los sauces, son muy buenos rebrotadores,como las mimbreras (Salix viminalis), que han sidoexplotados por el hombre en este territorio desde Bri-huega hasta su nacimiento. Con las saucedas suele apa-recer el taray o tamariz (Tamarix gallica). En nuestroterritorio tan sólo aparecen como poblaciones dispersase individuos aislados, más abundantes en la parte bajadel cauce.

Los cañaverales y carrizales son otra de las forma-ciones típicas ligadas a los ríos, pero aquí ya no cabehablar de ribera ya que los carrizales viven completa-mente metidos en el agua, y el carrizo (Phragmites aus-tralis), pero también la enea (Typha angustifolia y otras),hace asomar sus cañas sobre la superficie en los reman-sos del Tajuña mostrando sus órganos reproductivos,sus inflorescencias, necesitados de aire donde dispersarsu polen.

Todas estas formaciones, se encuentran en buenestado de conservación desde Brihuega hasta práctica-mente el nacimiento por ello se ha incluido en la RedNatura como ZEC (Zona de Especial Conservación) y portanto es uno de los espacios que figura en la red deespacios protegidos de Castilla La Mancha.

Parada 7. Mesa de Ruguilla

Localización

Carretera CM-2021 (Cifuentes a Canredondo), en elpk. 3.1 desviarnos por la GU-9057 hasta Ruguilla, pk. 3,(Fig. 7).

Descripción

La Mesa de Ruguilla constituye un buen ejemplo deinversión del relieve, dado que los depósitos tobáceosque conforman su superficie representan depósitos defondo de valle del Pleistoceno Inferior (González et al.,1989; Bardají y Silva, 1989; Pedley et al., 2003). Estasformaciones tobáceas han sido definidas como «tobaspalustres» (Pedley et al., 2003), llegando a alcanzar

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espesores de 10-15 m, en cuya secuencia sedimentariase pueden observar capas tobáceas muy horizontalesinterrumpidas por pequeños canales erosivos.

Las condiciones ambientales para su formacióndebieron ser en primer lugar favorables a la karstifica-ción de las calizas del borde ibérico, y en segundo lugara una fitoestabilización de las vertientes de un valle defondo plano por cuyo fondo discurrían flujos de aguade gran caudal y muy baja energía, con escasas crecidasy prácticamente nulo arrastre de material detrítico.Estas características han facilitado la conservación denumerosos moldes de tallos de plantas a lo largo detoda la secuencia sedimentaria, interrumpidos y corta-dos por superficies de truncación, que han sido inter-pretadas como hiatos estacionales desarrollados enotoño-invierno.

Actividad 1. Geodiversidad

Como hemos podido ver en el contexto geológico ygeomorfológico (Apdos. 3.1 y 3.2), y aunque aparente-mente parezca bastante homogénea, La Alcarria pre-senta una marcada diversidad geológica y geomorfoló-gica. Es importante tener una visión general y clara detodas las unidades geológicas que afloran a lo largo detodo este itinerario para poder interpretar su influenciaen determinados ecosistemas. Se recomienda hacer unasesión previa en el aula donde se puedan analizar lasdiferentes unidades geológicas que van a observarsetanto en la alta superficie de La Alcarria como en lasmárgenes del valle del Tajuña. Para este fin se puedenconsultar la bibliografía propuesta más abajo así comoalguno de los capítulos de este volumen. Los mapasgeológicos de toda la zona pueden descargarse de lapágina web del IGME (www.igme.es).

Actividad 2. Programa GLOBE:Caracterización de suelos

El Programa GLOBE (Global Learning and Observa-tions to Benefit the Environment) es un Programa cien-tífico y educativo práctico que se desarrolla a nivel mun-dial con escuelas de primaria y secundaria. Se potenciala colaboración de estudiantes, maestros y científicos

para la realización de investigaciones que buscan mejo-rar la comprensión de lo que ocurre en el ambiente y enel sistema Tierra. La identificación de horizontes o lainterpretación de procesos edáficos, son tareas que, aveces, pueden acarrear una cierta dificultad conceptualpara los estudiantes. La utilización de los protocolos yguías de campo que distribuye el programa GLOBE(www.globe.gov) puede facilitar el aprendizaje e inves-tigaciones de los estudiantes a partir de sus propiasobservaciones, lo que implementará su motivación einterés.

El Programa GLOBE tiene dentro de sus objetivosuno dedicado expresamente a Investigación en Suelos.Por ello se propone utilizar parcialmente el protocolo deMediciones de Campo para la caracterización de losSuelos, para realizar unas sencillas prácticas de identifi-cación de horizontes y procesos, http://www.globe.gov/sda/tg97es/suelos/Suelos.pdf)

Como soporte para el estudio de suelos se proponetambién la página creada por el Departamento de Eda-fología de la Universidad de Granada, donde se accedea un curso on-line sobre suelos, así como a numerosasimágenes e informaciones relacionadas con el tema,(http://edafologia.ugr.es).

Actividad 3. Solana y umbría

El clima y la naturaleza de los sustratos determinanla distribución regional de las principales comunidadesvegetales. Pero a escala local es el efecto microclimáticosolana-umbría el principal condicionante de su distribu-ción.

El recorrido por la carretera CM-2005, entre la para-da 2 y la 4 discurre por el tramo medio del Tajuña, a lolargo del cual se observa muy claramente el efecto de lasolana y la umbría en la densidad y tipo de vegetación.Se recomienda aprovechar el recorrido en autobús entrela parada 2 y 3 para centrar la atención en este hecho yfavorecer la observación de las márgenes del valle, loque servirá de preparación para la parada 3.

Actividad 4. Cívica

La parada 5 se sitúa en Cívica, un caserío muy parti-cular formado por una serie de pequeños edificios quese adosan a la ladera del valle, cubierto de frondosavegetación con arroyos y cascadas surgiendo por todaspartes, con grutas manantiales, escaleras, terrazas,

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paseos, balaustradas de piedra, rellanos, etc., que leconfieren un aire misterioso y atrayente, en definitiva unsitio curioso y pintoresco al que se deben dedicar unosminutos. Para conocer un poco la historia de este case-río se recomienda buscarlo en la página de Pueblos deEspaña (http://www.pueblos-espana.org/).

Actividad 5. Espacios Naturales en Castilla �La Mancha

EUROPARC-España (http://www.europarc-es.org/) esuna organización en la que participan las institucionesimplicadas en la planificación y gestión de los espaciosnaturales protegidos del Estado español. Constituye elprincipal foro donde se discuten y elaboran propuestaspara la mejora de estos espacios. Por su parte, la RedNatura 2000 agrupa un conjunto de espacios naturalesdesignados y delimitados por los Estados europeos (enEspaña son propuestos por las Comunidades Autóno-mas) que pretende proteger los principales ecosistemasrepresentar europeos.

Para más información sobre la gestión de los espa-cios naturales en Castilla la Mancha se recomienda visi-tar la página de espacios naturales de la Comunidad deCastilla La Mancha.

http://www.castillalamancha.es/medioambiente/SP/contenidos/EspaciosNaturales/)

Alonso-Zarza A.M., (1989): Estudio petrológico y sedi-metológico de las facies de abanicos aluviales delNeógeno en el sector NE de la Cuenca de Madrid ysu relación con las facies más centrales, provincia deGuadalajara. Tesis Doctoral de la Universidad Com-plutense, Madrid, 436 p.

Bardají T., y Silva P.G., (1989): Cartografía y MemoriaGeomorfológica. Mapa Geológico de España

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6. REFERENCIAS

GEOLOGÍA, HIDROGEOLOGÍA Y PAISAJE EN ELPARQUE NATURAL DEL BARRANCO DEL RÍO DULCE(GUADALAJARA, ESPAÑA)

J. F. García-Hidalgo1, M. Martín-Loeches1, J. A. González2, M. Aguilar3 y Á. García Quintana4

1 Departamento de Geología, Universidad de Alcalá. 28871, Alcalá de Henares ([email protected])([email protected])2 Departamento de Geografía, Universidad Autónoma de Madrid. 28049, Madrid, ([email protected])3 delegación Provincial de Guadalajara de Medio Ambiente y Desarrollo Rural. Junta de Comunidades de Castilla-La Mancha

([email protected]) 4 Departamento de Estratigrafía, Universidad Complutense. 28040, Madrid. ([email protected])

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El Parque Natural del Barranco del Río Dulce (PNBRD)está situado en la zona centro-septentrional de la pro-vincia de Guadalajara, a unos 50 km de la ciudad deGuadalajara y a unos 100 km de la de Madrid, junto alcorredor de comunicaciones Madrid�Zaragoza. Su pro-ximidad a la villa turística de Sigüenza hace que sea unenclave natural rodeado por vías de comunicación (Fig.

1). Su límite SE coincide en buena parte con la autovíaA-2, sus límites NO y O lo hacen también en parte conla carretera comarcal CM-1101 de la A-2 a Sigüenza y lacarretera CM-110 de Sigüenza a Estriégana, y el límite Ediscurre próximo y paralelo a la carretera GU-171 deSauca a Estriégana. Un poco más alejados discurren porel S las vías del AVE y por el N el ferrocarril Madrid-Zara-goza a lo largo del valle del río Henares. Es un territorio,pues, muy bien comunicado (Fig. 1).

1. INTRODUCCIÓN

Figura 1. Localización geográfica del Parque Natural del Barranco del Río Dulce (en verde) y situación de las paradas de la excursión.

Para adentrase en el interior del Parque Natural hayvarias posibilidades. La carretera GU-118 de Torremo-cha del Campo a Sigüenza lo cruza con dirección N-Spor su parte media; existen además cortas y estrechascarreteras que dan acceso a las pedanías de Pelegrina yAragosa y a los poblados de Los Heros y La Cabrera, queestán en el interior del Parque Natural (Fig. 1). Ademáshay un ancho camino limitado a peatones y bicicletasque comunica Pelegrina con Aragosa. Es por tanto unespacio natural de fácil y múltiples posibilidades deacceso.

En las proximidades del Parque, inmediatamente alNorte del mismo, se encuentra la ciudad de Sigüenza(Fig. 1), importante centro administrativo y de servicios,pero sobre todo núcleo cultural y foco turístico por sumonumentalidad e historia.

En cuanto a la pequeña historia del PNBRD hemosde decir que su creación se contempla por primera vezen el ya casi olvidado Plan de Conservación del MedioNatural de Castilla La Mancha, aprobado mediante«resolución no de ley» por las Cortes de Castilla-LaMancha en 1995. Este Plan contemplaba un proceso deselección de espacios a proteger, si bien admitía ladeclaración de dos en la provincia de Guadalajara antesde que este proceso de selección se desarrollara, éste yel PN del Alto Tajo. Y así se hizo. Primero se inicia el pro-ceso de declaración del PNBRD, e inmediatamente acontinuación el del Tajo, con la siguiente magnitudsuperficial y secuencia temporal:

De la anterior tabla se entiende que en la provinciade Guadalajara se considere al PNBRD como el herma-no menor del gran PN del Alto Tajo, tanto por su menorextensión como por su posterioridad temporal.

Al igual que el PN del Alto Tajo, el PNBRD es formaparte de la Red Natura 2000 porque es Lugar de Impor-tancia Comunitaria (LIC) y Zona de Especial Importanciapara las Aves (ZEPA).

Un hito importante en la historia de este espacio fueel rodaje de la serie de películas «El Hombre y la Tierra»del Dr. Félix Rodríguez de la Fuente, en los años 70 yprincipios de los 80, del siglo anterior. Este gran divul-gador alcanzó un acuerdo con la Sociedad de Propieta-rios de Baldíos de Pelegrina para cercar la salida de lacerrada ubicada bajo el actual mirador, denominadopor ello de Félix Rodríguez de la Fuente. La mayor partedel perímetro de la cerrada son cortados que impiden elescape, por lo que cercando la salida por el río, generóuna superficie de unas 10 Ha en la que podía soltar ani-males y filmarlos. Una parte importante de esta serie sefilmó en esta cerrada del Barranco del río Dulce. Y otraparte importante de estas películas se filmaron en lasparameras adyacentes al castillo de La Torresaviñán.

Valores ambientales relevantes del PNBRD

Este Parque Natural responde al planteamiento clá-sico, o romántico, de lugar «pintoresco». El río Dulce haexcavado una profunda hoz, que genera relieves de ele-vada verticalidad, y, por consiguiente, de incuestionableespectacularidad. Por este motivo desde hace variasdécadas ha sido un paraje candidato a la categoría queactualmente ostenta, desde antes de que la Directiva deHábitats o el Plan de Conservación del Medio Natural deCastilla-La Mancha implantaran los criterios científicospor los que se guía la selección de espacios a protegeractualmente. También por este motivo de la espectacu-laridad de su paisaje se trata de un tipo de paraje geo-morfológico frecuentemente candidato de ENP ennuestro País. Así podemos recordar que otros ENP,como la Foz de Lumbier o el Duratón, o el propio AltoTajo responden al mismo tipo geomorfológico.

Si a esta agraciada geomorfología se le añade unrío, como es el Dulce, con elevada calidad en sus aguasporque sufre pocos vertidos contaminantes, comproba-mos que se cierra el círculo de la disponibilidad de bio-topos aptos para la presencia de buena parte de lasespecies más significativas de la fauna ibérica.

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GEOLOGÍA, HIDROGEOLOGÍA Y PAISAJE EN EL PARQUE NATURAL DEL BARRANCO DEL RÍO DULCE

PN Barranco el río Dulce PN Alto Tajo

Orden de inicio del PORN Junio de 1996 Agosto de 1996

Decreto de aprobación del PORN Abril de 2002 Septiembre de

1999

Ley de creación del PN Marzo de 2003 Abril de 2000

Decreto de aprobación del PRUG Pendiente Abril de 2005

Superficie del Parque Natural (Ha) 8.481 105.721

Superficie de la Zona Periférica de Protección (Ha)

13.033 68.824

Superficie total (Ha) 21.544 174.545

En los cortados de la hoz nidifican parejas de casitodas las especies de rapaces rupícolas, que probable-mente es el grupo faunístico más amenazado. Así, estápresente el águila perdicera, águila real, halcón peregri-no, alimoche, buitre leonado y búho real. Aunquemenos espectaculares, pero igualmente interesante, esla nidificación en cortados del avión roquero, roquerosolitario, gorrión chillón y acentor alpino.

Y con casi lo mismo nos encontramos en el río, en elque están presentes todas las especies exigentes con lacalidad del agua y por ello normalmente amenazadas,como la nutria, el mirlo acuático, el martín pescador, ola trucha común. En cuanto a peces también están pre-sentes el barbo, el cacho o la bermejuela. Está sin con-firmar una cita antigua de Desmán de los Pirineos.

Sin embargo, lo que probablemente más emocioneal visitante sea, además de la espectacularidad, laautenticidad del paisaje. La mayor parte del Parque seubica a 1.000 m de altitud, lo cual genera atmósferasfrías, limpias, trasparentes, con amplísimas visuales. Elambiente que se percibe es duro, continental, frío, seco.La vegetación enmascara poco, lo que facilita descubrirla esencia de los ambientes y de los paisajes.

La reducida presión antrópica, menor aún en las últi-mas décadas por la carencia de actividad económica,permite percibir con nitidez la huella de tiempos pasa-dos. Ahí está, casi tal y como lo dejaron sus pobladores,el castro celtíbero de El Gollerío. En Pelegrina su castilloindica claramente el omnímodo poder que Alfonso I ElBatallador, en el siglo XIII, otorga al mitrado de Sigüen-za. También en Pelegrina se puede apreciar la omnipre-sente influencia en la Baja Edad Media de la abadíabenedictina de Cluny, a través de los encantadores ele-mentos románicos de su iglesia parroquial. Las mani-festaciones de arquitectura popular son omnipresentesen los tres cascos urbanos ubicados en el interior delParque: Pelerina, La Cabrera y Aragosa. Calizas cretáci-cas en las fachadas y arcillas triásicas en las cubiertas,evidentemente modeladas y cocidas como tejas, apela-das árabes. Complementadas con cargueros de sabina,imputrescentes, y por tobas o travertinos talladas agolpe de hacha y colocadas en los puntos de más difícilrealización arquitectónica, bóvedas, arcos o esquinas.

Ideas generales sobre la gestión de este ENP

En la gestión actual se mantiene el concepto deespacio menor o pequeño, y carece de personal dedica-do a tiempo completo. El Director Conservador simulta-

nea esta actividad con otras en materia de conservacióndel medio natural.

Para facilitar la comprensión de cómo es la gestiónde un ENP, podemos afirmar que aborda tres grandesámbitos. Son los siguientes:

En primer lugar supervisión y control de la actividadsocioeconómica. El PORN y la Ley de creación sometenbien a autorización, bien a evaluación de impactoambiental, o simplemente prohíben, un amplio elencode actividades. Gracias a este dispositivo el DirectorConservador controla lo que se hace, y cómo se hace,en aras de la conservación de los valores que justifica-ron en su día la creación del ENP.

En segundo lugar acciones de fomento de los valo-res del ENP. Pongamos algunos ejemplos muy sencillospara entenderlo rápidamente: (i) creación de vivares deconejos, o palomares, para mejora de las disponibilida-des tróficas de las rapaces; (ii) cultivo de ejemplares deespecies de flor amenazadas; (iii) retirada de elementosdegradantes del paisaje, como escombreras o navesagrícolas; etc.

En tercer lugar organización del uso público y crea-ción de las infraestructuras necesarias para el mismo.Como centros de interpretación, rutas guiadas, panelesinterpretativos, guías, trípticos, páginas web, etc.

Si leemos el PORN del PNBRD deducimos que es unespacio sin apenas usos económicos en su interior, locual facilita su conservación, si bien, por su reducidotamaño y proximidad al gran eje de comunicación quees la autovía A2, el uso público puede generar pertur-baciones importantes. Son las siguientes:

� Proyecto de construcción de un hotel en El Porta-cho.

� Perturbaciones en la reproducción de la pareja deáguila perdicera de Aragosa por observacionesindiscriminadas de ornitólogos.

� Perturbaciones en la reproducción de las rapacesrupícolas en el resto del cañón hasta la carreterade Pelegrina por excesiva presencia de visitantes,tanto abajo en el río como en los alcores de loscortados.

Volviendo a la simplificación de considerar la gestiónde un ENP dividida en tres ámbitos, en este caso delPNBRD vemos lo siguiente.

Primer ámbito: Como la actividad socioeconómicaen el interior del Parque es muy reducida, la supervisióny control de estas actividades apenas genera necesida-des de gestión. Apenas hay agricultura, tan solo unas100 ha. Hay muy poco ganado. Y lo mismo podemosdecir del sector secundario (industrial), y del sector ter-

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ciario (servicios). El sector secundario sólo está repre-sentado por la minicentral hidroeléctrica de Aragosa, demuy reducidas dimensiones. Y el sector servicios poralguna casa rural, bar o restaurante, siempre pequeños.

Segundo ámbito: Hoy por hoy las medidas activasde conservación se están centrando en el parque delAlto Tajo y no parece factible que se acometan en el PNBRD.

Tercer ámbito: Es el más importante ya que por unaparte el Parque presenta una importante demanda, ypor otra, si no se conduce adecuadamente esta deman-da se genera un riesgo alto de degradaciones significa-tivas. Actualmente está muy avanzado el proyecto deadaptación de un ala del colegio público de Mandayo-na para Centro de Interpretación. También está muyavanzada la guía de visitantes. Hace pocos años se editóun tríptico, se marcaron 4 rutas para recorrido a pié, yse instalaron 7 carteles interpretativos.

A lo largo de la excursión se pretenden como obje-tivos generales: reconocer los aspectos fundamentalesde la Geología de la región y comprender su evoluciónreciente; y, a partir de ello, valorar la influencia de laGeología sobre las actividades humanas y entender lainfluencia sobre el paisaje. De una forma más específicase pretenden distinguir los procesos de encajamientoque han dado lugar al valle del río Dulce, identificandopor un lado los elementos geomorfológicos regionalesy, por otro lado, valorar, reconocer e identificar las uni-dades hidrogeológicas (a partir de datos geológicos),introduciendo la interpretación de parámetros hidroge-ológicos. Con todo ello se puede realizar una interpre-tación de los paisajes de esta región, basada en todoslos elementos anteriores.

Desde un punto de vista geológico el Parque se sitúaen el borde occidental de la Cordillera Ibérica en su lími-te con la cuenca cenozoica del Tajo (Fig. 2).

Estratigrafía

Los materiales más abundantes del Parque Naturalson los depósitos continentales y marinos someros del

Mesozoico, pues el Cenozoico sólo está presente en suextremo occidental. Las unidades del Mesozoico queafloran en el Parque son, de muro a techo: las arcillasdel Keuper, aunque en áreas muy próximas (Sigüenza)también se reconocen por debajo de ellas las areniscasdel Buntsandstein, y las margas y calizas del Muschel-kalk; una alternancia de formaciones calcáreas (máspotentes) y de formaciones margosas (menos poten-tes), marinas someras, del Jurásico; y unos materialescretácicos que comienzan con una unidad basal terrí-gena litoral («arenas de Utrillas»), le siguen una unidadde margas y calizas margosas, y culmina con los cresto-nes calcáreos del Cretácico más alto.

En los materiales cenozoicos se diferencian clara-mente dos conjuntos, ambos de carácter continental.Uno basal, plegado (anterior o contemporáneo a losmovimientos alpinos), de edad Cretácico final a Neóge-no Inferior, compuesto por un conjunto de formacionesconglomeráticas, arcillosas, calcáreas y salinas. Y unconjunto superior, sin plegar (posterior a la orogeniaAlpina), de edad Neógeno superior, compuesto por for-maciones conglomeráticas y arcillosas que culminan enunidades carbonatadas de gran influencia en el relieve(«calizas del páramo»).

En el Parque los materiales que más superficie ocu-pan son los del Jurásico, del que sólo está presente suparte inferior. Es un conjunto principalmente calcáreoy consistente, que da relieves prominentes, pero quepueden ser muy variados dependiendo de la homoge-neidad de las formaciones, de la presencia y espesorde las formaciones margosas y de la estructura tectó-nica. Le siguen en importancia los materiales del Cre-tácico, que por su carácter consistente también dalugar a relieves prominentes y a parte de las hoces delrío Dulce. Sus unidades basales inconsistentes, arenasy margas, condicionan el desarrollo de barrancos yvaguadas. Los materiales mesozoicos que menossuperficie ocupan en el Parque son los triásicos, situa-dos en el fondo de unos pocos valles de origen estruc-tural, en los que a favor de su carácter arcilloso einconsistente se ha desarrollado una morfología agrí-cola plana, en la que destaca en determinadas épocasdel año las coloraciones vinosas, que contrastan fuer-temente con las apagadas tonalidades grisáceas de losmateriales jurásicos contiguos.

Los materiales cenozoicos tienen una presencia muylimitada en el Parque, dando relieves más suaves por sucarácter más inconsistente, pero aportando coloracio-nes rojizas a los paisajes. El conjunto inferior, principal-mente Paleógeno, sólo ocupa una estrecha banda dis-

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2. OBJETIVOS

3. GEOLOGÍA DEL PN DEL RÍO DULCE

continua en su zona occidental, por estar principalmen-te cubierto por el Neógeno Superior discordante. Esteconjunto superior ocupa otra pequeña franja en suextremo más occidental. El pequeño protagonismo deestos materiales por cuestiones legales de definición delos límites del Parque, no se corresponde con la presen-cia visual y las panorámicas que el observador tiene enrelación con el Parque, esto es desde el Parque o visto elParque desde fuera de sus límites. En la definición de loslímites de los espacios naturales protegidos influyemucho la ecología, se tiene en cuenta la economía y seconsidera muy poco el paisaje, aunque sea su compo-nente más inmediato y perceptible.

Estructura tectónica

La estructura tectónica mayor es un gran plieguemonoclinal vergente hacia el OSO, originado por inver-sión tectónica, durante la orogenia Alpina, de una frac-tura terdihercínica del basamento (Fig. 2). Esta fracturaha diferenciado dos dominios para la sedimentacióndurante el Mesozoico. Por un lado, la Cuenca Ibérica(convertida en Cordillera por la orogenia Alpina), dondeexiste un registro sedimentario más continuo y potente,y el Macizo Hespérico, con un registro más discontinuo,menores espesores y facies más marginales. En la oro-genia Alpina hace de límite entre la Cordillera Ibérica yla Cuenca cenozoica del Tajo.

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Figura 2. Corte geológico interpretativo de la estructura entre la Cuenca del Tajo y la Cordillera Ibérica. Escala vertical 1:10.000, escala hori-zontal 1:250.0000.

Figura 3. Modelo digital del terreno del área aproximadamente representada en la Figura 1, visto desde el Este, en verde se marcan la loca-lización de las diferentes paradas P1-P6.

En el entorno geológico del Parque dicha fractura(falla de Sierra Pela) condiciona los espesores del Triási-co, depositándose hasta 600 m en el bloque oriental ysólo unos 100 en el occidental. También hace de límiteoccidental de los afloramientos del Jurásico, desapare-cidos por erosión durante el Jurásico medio y superior,y el Cretácico Inferior (Fig. 2). Los materiales del Cretá-cico Superior muy condicionados por el eustatismo nopresentan variaciones importantes. Los materiales sin ypost orogénicos (Cretácico final a Neógeno Inferior),son contemporáneos o posteriores a la inversión tectó-nica, y por eso presentan un mayor espesor en las zonasoccidentales de esta fractura (Fig. 2). Debido a estaestructura, en el borde occidental del parque aparecenmateriales neógenos sin plegar, a continuación apare-cen materiales del Neógeno Inferior al Jurásico subver-ticales y en la mayor parte del parque afloran materia-les jurásicos suavemente plegados

Geomorfología

La configuración geomorfológica fundamental es unconjunto de penillanuras finimiocenas sobre la que seencajado la red fluvial cuaternaria; sin embargo, el relie-ve del Parque en detalle es más complicado (Fig. 3). Haymás de una penillanura finimiocena, alguna de las cua-les está tan degradada que sólo deja algunos relievesisla, algunas zonas de las penillanuras han sido modifi-cadas por la red fluvial y se presentan ahora comozonas alomadas de relieves suaves, en forma de campi-ñas.

El encajamiento de la red fluvial no ha sido un pro-ceso lineal y simple sino que se ha desarrollado en suce-sivos episodios como demuestra el sistema de terrazasque se han desarrollado en el curso medio de los ríos deesta región, fuera ya del Parque. Por ello, dentro delterritorio del Parque existen valles activos y valles colga-dos, casi sin funcionamiento fluvial y diferentes tipos deestructuras de valles según la edad y condiciones de suformación. A pesar de que el Parque se encuentra en laszonas de cabecera de la red fluvial, en donde predomi-nan, con mucho, los procesos erosivos sobre los desedimentación, no existen terrazas fluviales, pero si sereconocen hombreras y cauces fluviales por encima dela red fluvial actual, que permiten reconstruir alguna delas situaciones fluviales anteriores.

Además de las penillanuras y los valles fluviales pro-piamente dichos, buena parte de la superficie del par-que está ocupada por formas de transición de las pri-meras a los segundos.

Hidrogeología

En el entorno del Parque Natural existen una serie deunidades hidrogeológicas con influencia directa sobreeste territorio. Son todas de naturaleza carbonatada ycorresponden a los cuerpos sedimentarios de esta natu-raleza de edades Jurásico y Cretácico. Para el estableci-miento de sus límites se ha considerado a las arcillascon yesos del Keuper como material impermeable (prác-ticamente impermeable) y a las arenas de Utrillas comomaterial semipermeable, ya que existen datos queapuntan a que dichas arenas, en el área de estudio,transmiten una cantidad apreciable de agua subterrá-nea. Consideramos que las calizas del Muschelkalk nocontribuyen al funcionamiento hidrogeológico generaldel sistema.

También se han considerado fundamentales losaspectos derivados de las estructuras geológicas queafectan a los materiales y la altura de la descarga fren-te a estas. Así se definen 3 unidades con influenciahidrogeológica en el Parque, cuya extensión general seseñala en la Figura 4; son las siguientes:

� Acuífero de Sierra Ministra (Jurásico)� Acuífero de Sauca (Jurásico)� Sistema hidrogeológico Pelegrina-La Cabrera-Ara-

gosa:� Unidad Pelegrina-Torremocha Norte (Jurásico),� Unidad Pelegrina-Torremocha Sur (Jurásico),� Unidad Algora - La Cabrera (Cretácico),� Unidad Aragosa (Cretácico).

Los límites precisos de estas unidades pudieron con-cretarse gracias a la interpretación de un conjunto deperfiles hidrogeológicos, uno de los cuales se muestranen la Figura 5.

En la Figura 4 se indica la posición de los puntos deagua de descarga principal, la mayoría manantiales, lospozos perforados que intersectan a las unidades esta-blecidas (que por escasos, constituyen puntos delmayor interés �el nivel piezométrico se encuentra pordebajo de los 100 metros en muchas zonas) y al menosun punto representativo de descargas subsuperficialesde niveles colgados, que son muy frecuentes en el Jurá-sico ya que existen estratos margosos en sus unidadeslitológicas superiores (Fig. 5).

En la Figura 6 se muestra un modelo conceptual deflujo subterráneo para las unidades acuíferas anteriores,a excepción de Sierra Ministra por su baja influencia, yque se basa en los datos pizométricos tomados sobrelos puntos del inventario, hasta enero de 2007. Estemodelo muestra las trayectorias que sigue el flujo sub-terráneo de forma preferente y junto con los corteshidrogeológicos permite describir las características yfuncionamiento de las unidades hidrogeológicas.

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Figura 4. Unidades hidrogeológicas del entorno del Parque Natural del Barranco del Rio Dulce (PNBRD - línea roja continua). La línea depuntos (E-E�) representa la localización del corte mostrado en la Fig. 5.

Figura 5. Corte hidrogeológico. Pasando por la localidad de La Cabrera este corte tiene una orientación aproximadamente de NNO-SSE.

A continuación se describen las principales caracte-rísticas de los diferentes acuíferos y subunidades que losconforman.

Acuífero de Sierra Ministra y acuífero de Sauca

Son acuíferos de carácter libre formados por las uni-dades basales del Jurásico inferior (carniolas, calizastableadas y calizas y dolomías tableadas). La descargadel acuífero de Sierra Ministra se produce hacia la cuen-ca del río Jalón aunque posee algunos manantiales quedrenan a la cuenca del río Dulce (Fig. 4) un volumen deagua de escasa importancia. El acuífero de Sauca, porsu parte, tiene una superficie aflorante de 19 km2 (Fig.4) y un espesor máximo de 160 metros; su espesor satu-rado oscila entre 75 y 16 metros. Se recarga por infil-tración del agua de lluvia y por las filtraciones del arro-yo Viejo en su sector central y del arroyo de Valgordilloal norte. Descarga naturalmente en los manantiales deEstriegana y de Sauca.

Sistema acuífero Pelegrina-La Cabrera-Aragosa

Lo forman las unidades cretácicas y jurasicas que seencuentran al oeste del meridiano de Jodra del Pinar(Fig. 4). Constituye el sistema acuífero sin duda másimportante y de mayor influencia sobre el Parque.

Las Unidades Pelegrina-Torremocha (Norte y Sur)están constituidas por el Jurásico carbonatado que aflo-ra al N y al S del Río Dulce entre Jodra y La Cabrera. Suslimites N y E lo marcan los afloramientos del Keuper(Triásico); hacia el Oeste se hunde por debajo del Cretá-cico y el Terciario ya en la cuenca del Tajo; y la primeragran fractura de dirección Ibérica en el Terciario marca-ría su borde occidental. Su límite Sur es complejo yviene a coincidir con la traza del anticlinal de Renales. Eltrazado anticlinal en el eje Pelegrina-Jodra marca ellugar donde se encuentran los menores espesores delJurasico. En ese eje estructural el Keuper se encuentrapróximo a la superficie y marca un umbral para el pasode agua ya que el nivel freático regional se encuentra

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Figura 6. Modelo de flujo conceptual. Las líneas azules de puntos, finas, representan las isopiezas (con sus cotas) de los diferentes acuífe-ros y sistemas hidrogeológicos.

por debajo; entendemos que el Jurásico situado al N dedicho eje descarga al Henares, y no al Dulce. El Jurásicosituado al S y hasta la traza del anticlinal de Renales sídebe descargar en parte al Dulce.

La unidad Pelegrina-Torremocha Norte se recargapor infiltración del agua de las precipitaciones y por elaporte del río Dulce, que filtra parte de su caudal pro-cedente de la descarga de la unidad de Sauca, antes dealcanzarse la traza del eje anticlinal de Pelegrina-Jodradel Pinar. Su descarga se realiza en su extremo Oeste,donde es seccionada por el río Henares; esta es difusaal cauce y puntual a través de algunos manantiales, elmás importante de los cuales es Fuente Jimena. Se esti-ma que aproximadamente el 70% del agua que trans-porta el río a la altura de Jodra del Pinar, debe filtrarsey aparecer posteriormente en el Henares; el resto circu-la aguas abajo. Cuando las aportaciones no son sufi-cientes, no se produce un régimen de flujo continuo.

La unidad Pelegrina-Torremocha Sur se recarga tantopor infiltración del agua de lluvia en su superficie aflo-rante de 102 km2, como por parte del agua infiltrada enlas unidades cretácicas suprayacentes a través del acui-tardo de la arenas de Utrillas (o directamente, en aque-llas zonas donde no están presentes estas arenas) ytambién por infiltración de parte de la escorrentíasuperficial. La descarga regional de esta unidad se pro-duce al río Dulce en el manantial del Mirador de Pele-grina y, sobre todo, entre La Cabrera y Aragosa. Si bienen una cantidad que no se puede cuantificar, esta uni-dad junto con el resto de unidades que conforman elsistema acuífero de Pelegrina-La Cabrera-Aragosa debedescargar parte de sus aguas subterráneas a la cuencaTerciaria y parte al río Henares que se encuentra inme-diatamente al norte del Dulce a menores cotas. Poseenumerosos manantiales colgados allí donde afloran lasunidades margosas, en su mitad Sur.

La unidad Algora-La Cabrera, esta conformada porlas unidades cretácicas que se encuentran estratigráficay topográficamente por encima de las arenas de Utrillasen el sinclinal de Algora, y su prolongación hacia el surhasta el eje del anticlinal de Renales. Hacia el Noreste sulímite es el río Henares. Esta unidad descarga aproxi-madamente 2/3 de sus recursos a través del manantialde La Cabrera (Parada 5), en el contacto entre las are-nas de Utrillas y los carbonatos suprayacentes, el restolo hace al Jurásico de la unidad Pelegrina-TorremochaSur a través de las arenas de Utrillas y finalmente alDulce y al Henares.

Por último, la unidad de Aragosa funciona comolibre en su totalidad, con una superficie de 44 km2. Sus

aguas pasan en parte al Jurásico subyacente. Sin embar-go una gran parte del agua infiltrada, descarga al ríoDulce de forma difusa o puntualmente en «Las Fuente-zuelas» o «El Portacho».

Los resultados obtenidos de transmisividad y perme-abilidad a partir de la interpretación de ensayos debombeo, muestran una importante diferencia entre losmateriales del Jurásico y el Cretácico, estimada en dosórdenes de magnitud en cuanto a la transmisividad yuno en relación a sus valores de permeabilidad. Es asícomo la permeabilidad de los materiales del CretácicoSuperior posee valores medios, en torno a 1 m/d, los delJurásico poseen valores bajos, en torno a 0,015 m/d,que podemos considerar propios de acuíferos muypobres. Las transmisividades obtenidas también reflejanun mejor comportamiento acuífero del Cretácico Supe-rior.

Se ha intentado estimar el valor de la escorrentíasubterránea a partir del análisis de los hidrogramas dela estación 3254 en el río Dulce (Fig. 4). Para ello, esnecesario, en primer lugar, concretar qué superficie decada unidad descarga al río Dulce e influye, por tanto,en dicha estación (lo que se puede determinar a partirdel modelo de flujo expuesto en la Figura 6).

El balance global obtenido para el área de estudio ypara años hidrológicos húmedos es el siguiente (consi-derando despreciables las salidas del sistema por bom-beos):

Precipitación (P) 100% = Evapotranspiración (ET) 64%+ Escorrentía Directa (ED) 15% + Escorrentía de Base

(EB) 20%

Los acuíferos carbonatados jurásicos y cretácicosque influyen en el Parque poseen aguas subterráneasbicarbonatadas cálcico-magnésicas, con clara influenciadel Keuper en los puntos de descarga regional en loscarbonatos jurásicos, y con conductividades entre 500 y800 µS/cm como valores promedio. No se observanvariaciones hidrogeoquímicas estacionales de relevan-cia. Se observa que existe mayor tasa de disolución decarbonatos cuanto mayor es el caudal circulante por losacuíferos ya que el Índice de Saturación en calcitaaumenta en la misma dirección. Existe un contenidonotable en nitratos en todas las muestras que se hanrecogido en los acuíferos diferenciados (entre 10 y 90mg/l) que se encuentra estratificado en la vertical y queatribuimos a la actividad agrícola en la región; contras-ta esta concentración en nitratos con los valores dereferencia de hace 20 años. El contenido en 18O y 2H de

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las aguas subterráneas de puntos pertenecientessupuestamente a una misma línea de flujo, muestra unanotable regularidad en sus valores, independientemen-te de su altitud y posición relativa, lo que certifica elmodelo conceptual de flujo propuesto.

Esta excursión consta de 6 paradas (Figs. 1 y 3). La pri-mera se realizará fuera del PNBRD para obtener una pers-pectiva general del mismo; mientras que las otras 5 serealizarán en su interior; tres en el tramo medio del río(paradas 2 ,3 y 4; Figs. 1 y 3), en las proximidades dePelegrina. Las paradas 5 y 6 se realizarán por la tarde, unaen La Cabrera (parada 5) y la otra en Aragosa (parada 6),desde donde volveremos hacia Guadalajara.

Medio Físico y paisaje

El paisaje es el elemento más fácilmente reconocibledel territorio. En este sentido el territorio se transformaen paisaje cuando se expresa en términos de caracterís-ticas fisiográficas o ambientales, haciendo del paisajeun importante recurso ambiental, de creciente valoriza-ción en los aspectos culturales, sociales y económicos.En este sentido, la mayor parte del territorio del centro

de España tiene un fuerte carácter «rural». Este territo-rio rural se caracterizan por la gran variedad de sus pai-sajes, y su principal atractivo reside en el equilibrio entrelos componentes ecológicos, histórico�culturales y esté-ticos que los conforman. Estos territorios, y por tantosus paisajes, han estado sujetos, fundamentalmente, aunos aprovechamientos tradicionales agrícolas, gana-deros y/o forestales, por lo que sus modificaciones másimportantes se han limitado casi exclusivamente a latransformación y eliminación de la cubierta vegetal. Losimpactos constructivos son cuantitativamente minorita-rios, frecuentemente muy aminorados por su concor-dancia con el entorno, y sólo existen ligeras modifica-ciones del relieve, en muchos casos ya naturalizadas.

La dinámica social y la previsible continuidad deldesarrollo económico, hacen inviable la pretensión de�conservar a ultranza� la totalidad de los paisajes estric-tamente naturales, que por otro lado ya no existen ensentido estricto. En este sentido, hay que entender elpaisaje como algo dinámico; de forma que la preocu-pación por su mantenimiento y conservación deberíandirigirse hacia su gestión adecuada (más que hacia suprotección «estática», como en muchos casos se propo-ne). La conservación, gestión y recuperación (en sucaso) de los paisajes rurales requiere la articulación yaplicación de medidas legales específicas. Una de ellases la creación de «Espacios Protegidos» como es el casodel PNBRD. A lo largo de la presente excursión vamos areconocer desde un punto de vista integral este Parque.

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4. ITINERARIO

Figura 7. Vista en Google Earth desde Mirabueno (parada 1) hacia el Norte. Se puede observar el valle del río Dulce, en primer plano, queentra hacia el E por la localidad de Aragosa (parada 6), y las superficies de parameras (al fondo).

Parada 1. Mirador de Mirabueno.Vista panorámica del valle del Río Dulce y suentorno

Localización

La primera parada consiste en una vista general delvalle del río Dulce desde su borde S en la localidad deMirabueno a la que se accede desde la A-2 (Fig. 7).

Descripción

El PNBRD se halla en la zona septentrional del Siste-ma Ibérico (Fig. 2), este territorio forma parte del con-junto de llanuras y relieves suaves, que entorno a los1.000 de altitud (Fig. 3), se extienden en continuidaddesde el Páramo de la Alcarria hasta las Parameras deSigüenza y Molina de Aragón. Tiene por ello un climatemplado mediterráneo, algo degradado por las condi-ciones de continentalidad y altura del territorio. La tem-peratura media anual de la zona está en torno a los 9-10 ºC. Los inviernos tienen episodios muy fríos (elobservatorio de Molina ha registrado uno de los valoresmínimos históricos de España, - 28 ºC), y los veranosson calurosos. Las precipitaciones son moderadas, alre-dedor de 600 mm/año.

Su componente orográfico más destacado son las«parameras», planicies y superficies de relieve suavesituadas entre los 900 y los 1.100 m de altitud (Figs. 3y 8). Sobre ellas se elevan unos cuantos relieves depequeña extensión hasta los 1.300 m. Esta compactaestructura orográfica está compartimentada por losvalles de una red fluvial muy encajada (unos 150 m depromedio) y de trazado irregular; pertenecientes a losríos Henares, Dulce y Salado (Fig. 3), afluentes en últi-ma instancia del río Tajo, cuyo nombre es muy signifi-cativo de esta situación. El valle del río Dulce es el másangosto y menos antropizado de ellos, lo que causa susingularidad, su naturalidad y ha originado su actualrégimen de protección.

Las parameras son llanuras subplanas y ligeramenteinclinadas, salvo en las proximidades de los cerros testi-gos, donde pueden tener una mayor inclinación cuan-do se han desarrollado sobre un sustrato más hetero-géneo, presentan una leve irregularidad. Tienen unamediana extensión, y están generalmente esculpidassobre las consistentes y homogéneas formaciones cal-cáreas del Jurásico (Fm. Cortes de Tajuña y Fm. CuevasLabradas) o del Cretácico superior. Esta superficie es la

que ocupa actualmente la mayor parte de la extensióndel Parque Natural. Por la naturaleza dura de su sustra-to, no apta para cultivo, y por su aridez, debido a suporosidad y a su nivel freático bajo, se las dedica a bos-ques de muy bajo rendimiento, y a estepas de pastoreoovino (Fig. 8).

Figura 8. Superficie de paramera en el Parque del Río Dulce.

Destacando claramente sobre el resto de los paisajesestán los valles del Dulce y Henares, este último fueradel Parque Natural, y del que el Dulce es uno de susprincipales afluentes. Llama la atención en un mapatopográfico la existencia de dos hoces tan desarrolladasy de dos ríos tan importantes situados tan próximos. Noes una zona tan lluviosa como para necesitar dos siste-mas de evacuación de aguas. Esta situación es fruto deuna larga historia en la implantación de la red fluvialactual, en lo que también influyen las heterogeneidadesgeológicas del territorio.

Los valles, son las segundas formas que ocupanmayor superficie en el Parque. Agrupan todas las mor-fologías erosivas de forma cóncava, existiendo diversostipos de valles, barrancos, formas múltiples de relieve(conjuntos de barrancos, crestas y barrancos) y peque-ños elementos cársticos (dolinas, etc.). Hay bastanteselementos, de tamaños muy diferentes, con diversidadde formas, y diferencias importantes en la magnitud delencajamiento. Todos son más o menos funcionales en laactualidad, pero muchos de ellos son el resultado de laevolución de formas antiguas más activas.

Se puede establecer una cronología relativa a tenorde los siguientes principios: a) desde el Mioceno Supe-rior se han sucedido diversas etapas de erosión fluvialsobre la Cordillera Ibérica, progresivamente con un nivel

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de base más bajo, por lo que las formas más antiguasson las más altas; b) las formas de erosión más antiguasson las funcionalmente más desconectadas y geográfi-camente más alejadas del sistema fluvial actualmenteactivo; c) las etapas de mayor actividad erosiva se corre-lacionan con los episodios de sedimentación áridos enla Cuenca del Tajo, que han generado formaciones terrí-genas; y, d) las etapas de mayor estabilidad se correla-cionan con los episodios de sedimentación húmedosfluvio-lacustres en la Cuenca del Tajo, que allí han gene-rado formaciones carbonatadas, y sobre las que en sucaso, se han desarrollado páramos (parte alta del Mio-ceno Medio, y Mioceno Superior).

Por último, el encajamiento de la red fluvial duranteel Cuaternario ha puesto de manifiesto la diferencia enla morfología de los valles entre la Cuenca del Tajo y laCordillera Ibérica (Fig. 7). Sobre los materiales principal-mente arcillosos de la Cuenca del Tajo, menos resisten-tes a la erosión, los ríos han excavado anchos valles, quehoy en día aparecen fuertemente antropizados por cul-tivos, poblaciones y vías de comunicación. Por el con-

trario, sobre los materiales más resistentes del Mesozoi-co, fundamentalmente calizas y dolomías, los ríos hanexcavado valles más estrechos y menos fáciles de colo-nizar (Fig. 7).

Parada 2. Perspectiva conjunta sobre la vegade Torremocha y la hoz del río Dulce: el con-traste entre dos geologías, dos historias y dospaisajes

Localización

Para acceder a la segunda parada hay que volver a laA-2 y pasado Torremocha del Campo tomar el desvío aSigüenza por la carretera GU-118. En el km. 8,9 de estacarretera, entre Torremocha y Pelegrina, antes de empe-zar a bajar para cruzar el río Dulce, se realiza la segun-da parada para la que hay que andar unos cientos demetros por un pequeño valle hacia el Oeste.

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Figura 9. Localización de la parada 2 mediante una vista en perspectiva de Google Earth. Se puede observar el trazado meandriforme delvalle del río Dulce (en primer plano) y en el centro de la imagen, y hacia el fondo, el suave valle colgado de Torremocha con una serie decampiñas laterales que enlazan este valle con la superficie de las parameras.

Descripción

Hacia finales del Mioceno la Cuenca del Tajo es toda-vía funcional, se están sedimentando en última instan-cia los materiales carbonatados de las calizas del Pára-mo. En este momento la Cordillera Ibérica es un áreamuy arrasada en la que quedan algunos relieves resi-duales (Cerro de San Cristobal, Algora), pero algunossistemas fluviales debían drenar estas áreas. Con eldesarrollo y encajamiento de la red fluvial cuaternariaalgunos de estos sistemas se reactivan y son capturadospor erosión remontante por el sistema de valles fluvia-les ligados directamente a lo que actualmente denomi-namos río Tajo.

En este momento comienza la evolución fluvial de laregión y muchos de los relieves anteriores van a ir sien-do erosionados. En el desarrollo de esta evolución algu-nos valles dejan de ser activos, porque al disminuir elnivel de base, los niveles freáticos también descienden ypor cuestiones hidrogeológicas algunos valles sonabandonados y quedan prácticamente inactivos comovalles colgados. Estos valles colgados presentan formasde transición laterales hacia las parameras en las cualesestaban incididos, que desarrollan paisajes de tipo cam-piña, suavemente alomados.

Las campiñas son áreas de relieve moderado y deformas suaves. En parte es una orografía de origenantrópico desarrollada sobre conjuntos de materialesblandos de consistencia variable y de distribución espa-cial variable. La textura de su orografía original resultamuy difícil de reconocer o reconstruir, tras actividadesagrícolas continuadas, al menos desde la Edad Media.

Altitudinalmente se sitúan por debajo de las para-meras, pueden estar horizontales (paramera degrada-da), o presentar todo el conjunto una pendiente mode-rada (glacis degradado). Según la naturaleza del sustra-to y la intensidad y tipología de las actividades agrícolaspresentan una gran variedad en el tipo, tamaño y dis-tribución de sus elementos. En general son paisajes conuna estructura bastante isótropa. Están desarrolladas afavor de las formaciones calco-margosas del Jurásico yarenosas del Cretácico Inferior. Pueden presentar local-mente afloramientos de unidades calcáreas consisten-tes, a favor de fracturas o de pliegues, zonas que sededican al pastoreo, por lo que están cubiertas por pra-deras de aromáticas. La proporción, tamaño y orienta-ción de estas zonas consistentes, que forman los ele-mentos más sobresalientes en el relieve de las campiñasson las causantes del origen de las diferencias entreestas y de la variedad de sus paisajes.

En un solo caso en el Parque Natural del Río Dulce,y en varios más en esta región de la Cordillera Ibérica,existen amplios valles de traza más o menos rectilínea yfondo plano, que aunque tienen un cierto control lito-estructural, son sin duda el resultado de la divagaciónde un curso fluvial de cierta importancia. Estos vallesaparecen colgados sobre el encajamiento de la red flu-vial actual y su articulación con ella es por escarpes, sal-vados por los cursos de agua por encajamientos ymediante cascadas (Fig. 10). Además, en el caso delvalle de la vega de Torremocha puede comprobarse queel fondo del valle está a la misma altura aproximada-mente que el segundo nivel de páramo. Por otro lado,entre este valle y la caliza del páramo de la depresiónterciaria existen formas de erosión colgadas que permi-ten reconstruir la traza de este antiguo valle. Por ello,este valle colgado se puede interpretar como una formade erosión relicta de erosión del Mioceno superior.

Figura 10. Cascada en la salida del valle colgado de Torremocha.Este valle actualmente está prácticamente inactivo y sólo en momen-tos muy lluviosos lleva suficiente cantidad de agua y se puede ver lacascada en actividad.

Parada 3. El cañón del río Dulce desde elMirador de Félix Rodríguez de la Fuente:El corazón del Parque

Destacando claramente sobre el resto de los paisa-jes anteriores está el valle, en gran parte de su recorri-do con morfología de cañón, del río Dulce. En el valledel río Dulce se distinguen 2 partes. Desde la carrete-ra de Sigüenza hacia el Este el valle es más pequeño yresponde fundamentalmente a una estructura mean-

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driforme encajada sobre un sustrato subtabular a incli-nado. Cuando la estructura es inclinada el valle esfuertemente asimétrico, con una ladera muy verticali-zada que corta las estratificaciones y una laderamenos inclinada siguiendo la estratificación (zona másde cabecera). Cuando la estructura es subtabular lasheterogeneidades de las formaciones litológicas danlugar a valles en graderío. En ambos casos con unafuerte sinuosidad del cauce y de la traza alta del valle,con numerosos meandros encajados. Todo esta partedel valle está encajada en las formaciones calcáreo-margosas del Jurásico inferior.

De la carretera de Sigüenza hacia el Oeste el valle esmás ancho y profundo, y esta excavado en formacioneslitológicamente más variadas del Jurásico, Cretácico yTerciario, teniendo una traza en ocasiones subperpendi-cular y en otros subparalela a la estructura tectónica.

Localización

Desde la segunda parada continuamos por la GU-118 en dirección a Sigüenza, la tercera parada se reali-za en el Mirador de Félix Rodríguez de la Fuente, unmirador sobre la parte media del río Dulce (Fig. 11).

Descripción

En este punto el valle del río Dulce está labrado sobreun suave pliegue N-S, transversal a la dirección del río yperpendicular a la dirección estructural principal en estesector, en las facies calco margosas del Jurásico (partesuperior de la Fm. Cuevas Labradas y la Fm. Cerro delPez). Por ello, la mayor parte del valle tiene unas formasmás homogéneas y suaves, presenta unas tonalidadesmás pardas y las laderas aparecen parcialmente cubiertaspor aromáticas. La franja más próxima al cauce está enca-jada sobre las Calizas de Cuevas Labradas, tiene una trazameandriforme, un fuerte desnivel y forma una sucesiónde pequeñas hoces y cascadas.

En los alrededores del mirador aflora una alternan-cia de calizas en bancos tabulares de espesor deci a cen-timétricos y pequeños niveles de margas (Fig. 12); late-ralmente los bancos calcáreos están afectados porpequeñas fracturas. La deformación tectónica que afec-ta a estos materiales puede verse desde el propio mira-dor, pudiendo observarse la existencia de unos pliegues

«en cofre» en el que el flanco derecho del pliegue estaafectado por una falla inversa que le da esa forma tancaracterística, con la culminación del pliegue anticlinalpresentando una morfología donde los estratos pare-cen estar relativamente planos y con poco buzamiento(Fig. 13); una de estas fracturas inversas puede recono-cerse también en los materiales de la carretera.

Figura 11. Vista del valle del río Dulce desde el mirador de Félix

Rodríguez de la Fuente.

Los materiales calcáreos son susceptibles de disol-verse por la circulación de aguas meteóricas. Esta circu-lación va disolviendo las rocas y generando cavidadesde tipos, tamaños y morfologías diversas. En algunaszonas de este Parque todavía pueden reconocerse ensuperficie la presencia de dolinas. Cuando los materia-les calcáreos forman grandes macizos estos procesoskarsticos de disolución pueden llegar a generar grandescavidades. Con el nivel freático alto, la mayoría de estascavidades están rellenas con el agua lo que facilita tam-bién la propia disolución de los materiales. Pero, cuan-do el nivel freático desciende, estás cavidades quedanvacías y, con el tiempo pueden llegar a colapsar. Estoscolapsos, si están cerca de la superficie generan vallescon una morfología ruiniforme característica, como laque tenemos en el valle de río Dulce delante del mira-dor (Fig. 11). El topónimo «corrompido» con el que seconoce a este valle podría referirse a este proceso y alaspecto que ha generado en el paisaje.

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Parada 4. Vista sobre Pelegrina y su vega:otra geología da lugar a otro valle

Localización

Cruce de la carretera a Pelegrina con la GU-118.

Descripción

Otro tipo de valle fluvial dentro del parque del ríoDulce son los valles en artesa, formados por la erosiónlongitudinal de anticlinales del Jurásico más inferior.Suelen ser valles grandes, rectos y simétricos; con fondomuy plano y fuerte contraste de formas, colores y vege-tación entre las laderas y el fondo. Formados a favor dela erosión de amplios anticlinales del Jurásico, con lade-ras sobre las Carniolas de Cortes de Tajuña, y el fondode arcillas rojas del Keuper. El fondo del valle está ocu-pado por cultivos agrícolas. Los únicos puntos del valledonde es ancho, plano y recto, lo que permite laimplantación de cultivos de cereal (Fig. 14), y por ellotienen en sus márgenes los dos únicos núcleos depoblación del parque, las villas de Peregrina y Jodra,emplazamientos históricos como atestigua el castillo dePeregrina.

La vega de Pelegrina (Fig. 15) se ajusta rigurosa-mente a la traza de un anticlinal, aflorando en el centrolos materiales rojos e inconsistentes del Keuper, y en lasladeras las rocas grisáceas y consistentes del Jurásico. Enalguna de sus laderas se reconocen las Dolomías deImón (p.ej., cerro del castillo de Pelegrina). Casi la mitadde su traza es paralela y está adosada al Valle del

Corrompido (ver parada 3), del que le separa tan solouna estrecha cuerda.

En dicha cuerda se identifican tres puntos de comu-nicación entre estos dos valles del mismo río, represen-tados por una serie de hombreras escalonadas en el pai-saje (Fig. 14), que se interpretan como restos de unaactividad erosiva fluvial más antigua. La hombrera másalta representa la comunicación más antigua; el caucedel paleorío Dulce podía pasar entonces por ese colladodurante posiblemente el Plioceno. Debido a la posiciónde la cota de este collado es posible que este cauceestuviera relacionado tanto con el valle colgado deTorremocha (que en esta época era funcional y no debíaestar colgado), varias campiñas y una extensa zona delpáramo situado al S del Parque.

Posiblemente durante el Pleistoceno antiguo el enca-jamiento de la red fluvial y el consiguiente descenso delos niveles freáticos deja abandonada ese collado y segenera un nuevo valle (por el centro de la cuerda, al Edel cerro del Castillo de Pelegrina), es posiblemente rela-cionado con este cambio cuando queda abandonado elvalle colgado de Torremocha (puesto que su cota essuperior a la de este collado). Por último, y duranteparte del Pleistoceno y en la actualidad, el encajamien-to prosigue y queda abandonado ese valle, que ahorareconocemos como un collado donde se sitúa parte delpueble de Pelegrina (Fig. 15), pasando el río Dulce a suposición actual por el Oeste del cerro del Castillo dePelegrina.

La comunicación del Plioceno está situada a unaaltura topográfica que previsiblemente nunca alcanzó elKeuper en ningún punto de este anticlinal, por lo queeste no llegaba a aflorar aquí en ese estado de evolu-

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Figura 12. Vista de los materiales jurásicos en la carretera aSigüenza. Mirador de Félix Rodríguez de la Fuente.

Figura 13. Vista de las estructuras de deformación en el Jurásico.Mirador de Félix Rodríguez de la Fuente.

ción del valle. La configuración del valle debió serentonces diferente, y su configuración actual en artesadebe considerarse Pleistocena. La extensión del aflora-miento del Keuper en el fondo del valle, del centro delanticlinal (aproximadamente frente al Castillo de Pele-grina) hacia el Este, según se ha ido profundizando elvalle del Plioceno a la actualidad (por el progresivoencajamiento de la red fluvial), debió ser la causa prin-cipal de las sucesivas «capturas» hacia el Oeste de lacomunicación entre los dos valles. Por ello se le consi-dera, en su configuración en artesa, como un valle rela-tivamente más moderno (Fig. 15).

Parada 5. El manantial de La Cabrera y lasaguas subterráneas en el Parque del Río Dulce

Localización

Manantial del antiguo molino de La Cabrera, situa-do unos cientos de metros aguas arriba de la localidadde La Cabrera a la que se accede por una carretera localdesde la carretera CM1101 desde Sigüenza a la A-2.

Figura 15. Vista de Pelegrina y su vega desde la Parada 4.

Descripción

Desde el punto de vista de las aguas subterráneas LaCabrera (Fig. 16) es uno de las paradas más interesan-tes del recorrido al situarse en esta localidad el manan-tial (de entre los accesibles) más caudaloso del parque,

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Figura 14. Vista en perspectiva del valle de Pelegrina basada en una imagen de Google Earth. La Parada se localiza a la izquierda de la ima-gen en la carretera a Sigüenza. Se pueden observar las superficies de parameras (izquierda y fondo) y el valle colgado de Torremocha (dere-cha, en segundo plano). Las diferentes hombreras que presenta la cresta que va desde la paramera hacia la localidad de Pelegrina se inter-pretan como sucesivas posiciones del antiguo cauce del río Dulce.

con un solo punto de descarga (Fig.17). Sus aguas sonaprovechas por una piscifactoría antes de verterse al ríoDulce, 400 metros hacia el Oeste de su posición. Sesitúa a 150 m del cauce del río y aproximadamente 5 mpor encima de éste, en el contacto entre las calizas dela Unidad cretácica Algora-La Cabrera y las arenas enfacies Utrillas.

Dado su importante caudal el aforo de este manan-tial requiere la medida de la velocidad de la corriente através de una determinada sección. Estas medidas sepueden hacer en el canal que transporta el agua desdeel origen a través de un canal artificial hasta la piscifac-toría.

Los datos disponibles de aforo del manantial seexponen en la Tabla 1; los que corresponden al añohidrológico 2005/06 (año entre medio y seco, conside-rando la serie disponible de precipitaciones registradasen la zona) son representados en la Figura 18. Varíanentre 30 y 80 l/s y suponen una aportación anual próxi-ma a los 2 hm3.

Figura 17. Manantial de La Cabrera.

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Figura 16. Vista en perspectiva de La Cabrera (parada 5), basada en una imagen de Google Earth. Se puede observar la vega de Pelegrina(Parada 4) y el meandro abandonado de La Cabrera.

Tabla 1. Caudales registrados en el Manantial de La Cabrera.

Figura 18. Variación de caudales del manantial de La Cabreradurante el año hidrológico 2005/06.

Con los datos correspondientes a los meses de junio,julio, agosto, septiembre y octubre de 2006 se puedeestimar el valor del factor de agotamiento de esta sur-gencia, que es igual a 0,00270588 días-1, claramenteinferior al calculado para los manantiales de descargade los acuíferos jurásicos. Según este factor, durante elestiaje del año 2006 se vació una cantidad de 0,3 hm3.

En medios kársticos los hidrogramas de los manan-tiales de descarga revelan la existencia con frecuenciade varios coeficientes de agotamiento ya que durante elestiaje en primer lugar llegará al manantial el agua quecircula por los conductos principales y en último lugarla que circula más lentamente por los conductos más

finos (agotamiento «escalonado»). Aun siendo previsi-ble, no se observa este comportamiento en el manan-tial de La Cabrera en el año de observaciones bien porque el estiaje no se ha prolongado lo suficiente comopara provocar el vaciado de los canales principales obien porque la estructura de cavidades del acuífero eshomogénea.

Según datos históricos (Tabla 1) la aportación deeste manantial en años húmedos (como el año hidroló-gico 1996/97) puede mantenerse entre 80 y 110 l/s loque supone una descarga próxima a los 5 hm3 anuales.

Por interpretación de varios cortes hidrogeológicoshemos estimado que la Unidad Algora-La Cabrera debedescargar al Dulce entorno a un 80% del agua que seinfiltra en su superficie; el resto lo hace al Henares y alTerciario detrítico y no pasa, evidentemente, por la esta-ción de aforos 3-254. Por balance con los datos de estaestación se deduce que la Unidad Algora-La Cabreraaporta al Dulce en torno a 6 hm3 en años húmedos, 1hm3 más de lo que aporta en esos años el manantial deLa Cabrera que no debe ser por tanto el único punto dedescarga al Dulce de la Unidad. En términos generales,los recursos renovables de este manantial, se estimanentre 4 y 5 hm3/a en años húmedos y entre 1 y 0.5hm3/a en años secos.

Los puntos de recarga o de procedencia del agua delos manantiales de descarga de acuíferos kársticos,como el de la Cabrera, se pueden localizar a partir de unensayo con trazadores naturales (isótopos del agua) oartificiales (que pueden ser químicos, colorantes, fluo-rescentes o radiactivos) ya que se supone que el aguacircula por conductos relativamente bien definidos. Si elagua de La Cabrera se colorea un tiempo después de laintroducción, por ejemplo, de fluoresceína por algunade las simas cuya entrada se localiza en los alrededoresde Algora, habremos confirmado en parte el modelo deflujo propuesto para la unidad a la que pertenece.

Parada 6. Aragosa y su toba

Son abundantes las formaciones carbonatadas con-tinentales que bajo la dual denominación de «tobas» o«travertinos» se han desarrollado, desde los tiemposneógenos hasta los actuales, en diversas regiones kárs-ticas del centro de la Península Ibérica. Su génesis coin-cidió con las etapas templado-húmedas pleistocenas enel continente europeo y Norte del Mediterráneo. Entreaquellas destacan las incluidas en los territorios del Sis-tema Ibérico tanto en su rama Castellana como en laAragonesa.

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Conjuntos tobáceos de distintas facies geomorfoló-gicas sobresalen en el paisaje de los numerosos vallesmodelados en sus roquedos. Ofrecen dimensiones desus cuerpos muy contrastadas y sus cronologías abar-can desde el Pleistoceno inferior hasta los tiemposactuales. Conjuntos de esta naturaleza se hayan inclui-dos en el Alto Tajo y también en los valles de sus afluen-tes más próximos (Gallo, Cifuentes, Tajuña, Guadiela,Trabaque, etc), así como en los de otros más lejanoscomo el Henares y su red de tributarios (parajes deHorna, al norte de Sigüenza, valle del Dulce, etc.).

Su origen hay que buscarlo en la existencia deimportantes volúmenes de agua subterránea alberga-dos en el interior de un enjambre de múltiples acuíferoskársticos, generalmente de naturaleza libre y colgada,compartimentados por el acentuado encajamiento de lared fluvial. Aquellos dotados de mayor superficie yespesor son los más aptos para incorporar aguas cuyalenta circulación por su seno ha favorecido su potencialcapacidad para disolver notables cantidades de carbo-natos a partir de las formaciones calizas y dolomíticasmesozoicas. La descarga de las aguas por los manantia-

les suele incorporar abundantes materiales disueltos, enlos que no faltan los carbonatos, a la vista de la facul-tad de las aguas para que, como dicen los popular-mente los ribereños de los ríos alcarreños, «críen toba»en sus lechos.

Estos acuíferos kársticos mesozoicos pueden ser dedos tipos: el primero, corresponde al conjunto jurásicoconstituido por litofacies carbonatadas muy heterogé-neas pertenecientes al Lías y al Dogger, y que aflora conuna notable extensión en las parameras de Molina deAragón, de Sigüenza y otras. En él, las aguas de lluviase infiltran en profundidad hasta alcanzar a las faciesKeuper que se comportan como un acuitardo regional.De aquí que la mayor parte de sus surgencias se empla-cen en posiciones estratigráficas no muy lejanas a sutecho y casi siempre colgadas sobre los fondos de valledebido a que la incisión fluvial ha encajado los caucesen sus lábiles y deleznables materiales donde no faltanarcillas, margas y evaporitas. El segundo corresponde alos acuíferos vinculados a las potentes series del Cretá-cico superior que asoman con profusión en la arrasadasuperficie que la erosión neógena labró en las áreas

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Figura 19. Vista en perspectiva del valle del río Dulce en las proximidades de Aragosa. El río discurre encajado en materiales mesozoicosplegados pertenecientes a la Cordillera Ibérica y en este punto pasa a discurrir por los materiales neógenos, horizontales de la Cuenca delTajo, que al ser mucho más inconsistentes originan un cambio en el tamaño del valle (primer plano). Se pueden observar también las super-ficies de paramera (al fondo) y el Cerro de San Cristobal.

cimeras de la Cordillera Ibérica. Al igual que el anterior,son numerosos los ejemplos de tobas localizadas demodo colgado en las vertientes y articuladas en diversosreplanos escalonados delimitados por vistosas cascadasen épocas de humedad. El origen de las aguas se rela-ciona con la salida de importantes flujos subterráneoslocalizados, ahora, cerca del contacto de los estratoscalizos suprayacentes con las facies Utrillas.

Localización

Localidad de Aragosa a la que se accede por unacarretera local desde la CM-1101 (Fig. 19).

Descripción

El valle del río Dulce es uno de los peor dotados en loque respecta a la presencia de formaciones tobáceas, apesar de sus inicialmente idóneas condiciones estructura-les al avenar diversos acuíferos karsticos mesozoicos a lolargo de su recorrido. Así, en la actualidad, las aguas desu lecho apenas precipitan carbonatos y lo hacen enparajes muy concretos del valle (Fig. 20), siendo el másnotorio el localizado en las inmediaciones de la localidadde Mandayona donde puede advertirse un pequeño saltode agua. Tampoco sus manantiales han sido capaces derecubrir con briofitas petrificadas alguna pared del valle ytan sólo una pequeña surgencia, de funcionamientoesporádico y emplazada en su cabecera, ha precipitadotoba en un reducidísimo afloramiento.

Figura 20. Acumulaciones tobáceas embrionarias en el lecho del ríoDulce, aguas abajo de Pelegrina.

En el pasado, la formación de tobas tampoco harevestido una gran eficacia. Los testigos tobáceos másrepresentativos curiosamente se emplazan a la salidadel río, concretamente a partir del estrecho de Aragosapor donde sus aguas abandonan los farallones cretáci-cos y entran en los terrenos miocenos del borde orien-tal de la Cuenca de Madrid.

Figura 21. Niveles carbonatados incluidos entre los sedimentosdetríticos del fondo de valle del río Dulce (inmediaciones del «Moli-no de la Fábrica de Papel»).

Así, a los tiempos holocenos hay que vincular genéti-camente la existencia de pequeñas acumulaciones ubica-das en el mismo fondo del valle y que asoman de modomuy discontinuo en las paredes del cauce del río (Fig.21). Las de mayor interés, aunque con pésima visibilidad,aparecen en las inmediaciones de la Fábrica del «Molinode Papel» y aguas arriba y abajo del citado núcleo deMandayona donde pudieran asimilarse a la denominada«Formación de Campiña» (Holoceno) detectada en elfondo del valle del Henares. A este mismo momentopudiera corresponder el edificio de barrera situado en elcitado estrecho de Aragosa y del que se conserva su estri-bo derecho. Reviste la morfología y las características pro-pias de otros conjuntos semejantes desarrollados en losvalles del Sistema Ibérico (Fig. 22).

Las acumulaciones tobáceas pleistocenas se asociangeomorfológicamente a varios replanos de terrazas quese alzan a +40-50 m en ambos lados del valle y domi-nan la vega de Mandayona. Desde el punto de vistaestratigráfico, los carbonatos fluviales se apoyan sobreniveles de gravas y cantos arrastrados por el cauce delDulce suponiendo su presencia un brutal cambio en elpotencial morfogenético de aquel lecho que, tras movi-lizar ingentes masas de aluviones, pasó a precipitar car-bonatos a causa de un importante cambio ambiental.

A pesar de la escasez de tobas en el valle, la arqui-tectura popular del valle, e incluso la de naturaleza

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levantada en tiempos árabes, ha utilizado profusa-mente este recurso como material de construcción (Fig.23).

Figura 22. Tobas holocenas (Edad del Bronce) en el cauce del ríoTajo, aguas arriba del Puente de San Pedro; 1, edificio de barrera; 2,edificio de retención.

Figura 23. Utilización de las tobas como material de construcciónrecubriendo un vano en una vivienda de Aragosa.

No nos ha dado tiempo a ver otras muchas cosas,como: la captura del Dulce y su valle abandonado enJodra; los meandros encajados y la dolina cortadas porel Dulce al S de Jodra; el valle en escalera al N del puen-te de la carretera de Sigüenza; la dolina colgada frentea Pelegrina; las hombreras del encajamiento del Dulce alN de La Cabrera; las hoces entre La Cabrera y Aragosa�pero ya conocéis el PN del Barranco del Río Dulce ypodéis volver con vuestros alumnos cuando queráis.

Entre las actividades que se pueden sugerir comoelementos complementarios para realizar con estaexcursión están los siguientes:

1) Para comenzar y tener un mejor conocimiento delos valores ambientales de este ENP se recomien-da la lectura del Plan de Ordenación de los Recur-sos Naturales (PORN) disponible en la páginaweb de la Junta de Comunidades de Castilla � LaMancha. http://smascintra.jccm.es/inap/archivos/dulce_enp_parh_1.pdf.

2) Realizar un perfil topográfico del río Dulce desdesu unión al Henares hasta su cabecera en las pro-ximidades de Alcolea del Pinar basándose en losmapas topografícos 1:25.000 del IGN.

Se necesitan los mapas 487-I, 487-II, (aunque el ríosólo cruza este mapa por su esquina NO), y 461-IV. Siqueremos estudiar su cabecera y discutir cual puede sersu nacimiento, según la hoja 461-IV el río Dulce pareceque debe continuar hacia el E, por Estriégana, hacia lahoja 462-III, donde ya no aparece con esta denomina-ción sino como Arroyo Viejo que continúa hacia Alcoleadel Pinar. Otra posible continuación del río Dulce en lahoja 461-IV sería por el río de la Vega hacia el norte deEstriégana, pasando a la hoja 462-III como Arroyo de laVega (sólo en su esquina NO) y finalmente a la hoja462-I donde continúa por el pueblo de Bujarrabal haciaSierra Ministra (el punto más elevado de la comarca).

Como este perfil es relativamente largo, se puededividir la los alumnos en grupos para que realicen elperfil en secciones.

Los mapas topográficos también pueden ser útilespara delimitar la cuenca del río Dulce en su totalidad,para ello además harían falta las hojas 461-II y 461-III.

3) Se puede usar Google Earth de varias maneraspara visualizar elementos geográficos (relieve),geológicos (principalmente pliegues; por ejem-plo, el sinclinal de Algora aparece claramenterepresentado), e incluso usos del suelo.

La posibilidad de usar vistas en 3D permite hacervisitas virtuales, aunque las unidades geológicas quedanlocalmente muy deformadas por la herramienta infor-mática.

La herramienta regla (ruta) permite medir distanciasfácilmente lo que permite medir la longitud de los dife-rentes cauces. La regla de esta herramienta permiteademás realizar perfiles topográficos transversales alvalle en diferentes puntos, lo que permite visualizar susdiferencias. Así, por ejemplo, los valles en la parte altadel río (sobre Jurásico), presentan un perfil en V y para-meras a ambos lados (Fig. 24, Mirador); el valle de Pele-grina (Triásico) presenta un perfil en artesa, fondo plano

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y parameras a ambos lados (Fig. 24, Pelegrina); el valleen Aragosa (Cretácico), presenta también un perfil en V,con un ligero fondo plano y paredes muy escarpadas(Fig. 24, Aragosa); y, por último, los valles en el Tercia-rio (Mandayona), aunque ya está fuera del Parque sepuede observar un valle muy abierto con fondo relati-vamente plano y muy amplio (Fig. 24, Mandayona).

4) Todos los elementos anteriores se pueden com-plementar con la información geológica, mapa ycortes disponibles en las Hojas geológicas corres-pondientes, que se pueden consultar y descargaron-line en la páginas web del IGME (http://www.igme.es).

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Figura 24. Perfiles topográficos perpendiculares al río Dulce en cuatro posiciones diferentes de su cauce, mostrando las diferencias de per-fil. La longitud de todos los perfiles es de 2,84 km. El perfil del «Mirador» está realizado aguas arriba del Mirador de Félix Rodríguez de laFuente.

IV. Geología aplicada ysociedad

HIDROGEOLOGÍA DE LA PROVINCIA DEGUADALAJARA

M. Martín-Loeches1 y L. F. Rebollo1

1 Dpto. de Geología. Universidad de Alcalá. 28871 Alcalá de Henares (Madrid). [email protected] y luis [email protected]

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La mayor parte del territorio que conforma la pro-vincia de Guadalajara se halla enclavado en la cuencahidrográfica del río Tajo (Fig. 1). Los principales ríos querecorren la provincia son el Jarama �afluente del Tajopor su margen derecha�, el Henares y el Tajuña �afluen-tes del Jarama por su margen izquierda�, y el propio ríoTajo, al que contribuye en caudal con sus primeros tri-butarios el río Gallo, que nace en la sierra del Tremedal,

entre Teruel y Guadalajara, y el río Guadiela unos 150km aguas abajo. Hacia el NE de la provincia parte de suterritorio se localiza dentro de la cuenca del Ebro,donde nacen los ríos Mesa y Piedra.

Al Norte la divisoria hidrográfica entre el Tajo y elDuero es prácticamente coincidente con el límite admi-nistrativo de la provincia de Guadalajara (Fig. 1), si bienésta cuenta con un pequeño enclave que vierte a la cuen-ca del Duero. El macizo calcáreo de la Sierra de Pela estádividido por este trazado; en su vertiente soriana nacen

EL AGUA EN LA PROVINCIA DE GUADALAJARA

Figura 1. Localización de la provincia de Guadalajara en la cabecera de la cuenca hidrográfica del Tajo. Obsérvese que el sector más Nor-oriental de la provincia vierte a la cuenca del Ebro, y una exigua superficie de su territorio lo hace a la del Duero (Tomado de CHT, 2002).

los ríos Tiermes, Caracena y Talegones, pertenecientes ala cuenca del Duero. En su vertiente alcarreña nacen losríos Bornova y Cañamares, tributarios del río Henares, y elarroyo de La Dehesa, que rinde aguas al Sorbe.

También el tramo alto del río Jarama, uno de losafluentes principales del Tajo, y receptor de las aguasdel Henares �que, a su vez, engrosa su caudal con lasdel Sorbe-, discurre por el sector noroccidental de laprovincia de Guadalajara, tras su nacimiento en Somo-sierra. El propio río Tajo desarrolla la mayor parte de sucuenca alta por esta provincia, en parajes de extraordi-naria belleza y singularidad, como es el Parque Naturaldel Alto Tajo, donde recibe las aguas del río Gallo.

En la Confederación Hidrográfica del Tajo (CHT,2002) puede encontrarse abundante información de losríos guadalajareños pertenecientes a esta cuenca.

A excepción del río Jarama y de los principalesafluentes del río Sorbe, todas las corrientes fluviales quetranscurren por la provincia de Guadalajara deben sunacimiento al alumbramiento natural de las aguas sub-terráneas de los acuíferos de naturaleza carbonatada dela Cordillera Ibérica; en su camino hacia el río que tribu-tan ganan caudal al captar las aguas superficiales deotras corrientes y/o las aguas subterráneas de otros acuí-feros, bien detríticos o también carbonatados, que des-cargan en ellos. El Henares, en su tramo guadalajareño,

es el río más completo en este sentido, ya que recibe lasaguas del Sorbe que drena el macizo ígneo-metamórfi-co en los relieves de las sierras de Ayllón y del Alto Rey,las aguas de los acuíferos mesozoicos situados en lacabecera del Bornova, Cañamares, Salado y Dulce, y ensu tramo medio la descarga del acuífero detrítico de lacuenca del Tajo y del calcáreo de la Alcarria.

Son numerosos los embalses que jalonan los ríosguadalajareños, entre los que destacan los de El Vado yPontón de la Oliva en el Jarama, Pozo de los Ramos yBeleña en el Sorbe, Alcorlo en el Bornova, Pálmaces enel Cañamares, Atance en el Salado, La Tajera en el Taju-ña, Buendía en el Guadiela, y Entrepeñas, Bolarque,Zorita, Almoguera y Estremera en el propio río Tajo. Elsistema de Entrepeñas-Buendía, hiperembalse de 2.394millones de m3 de capacidad total, construido para lade regulación de la cabecera del río Tajo, es el punto departida del acueducto Tajo-Segura, mediante el cual setrasvasa agua hacia el Sureste peninsular para contribuira cubrir las necesidades de riegos de aquella zona.

En relación con las aguas subterráneas de la provin-cia de Guadalajara, a lo largo de este trabajo hacemosuna descripción de forma separada según la edad de losdominios rocosos principales, lo que coincide más omenos con su naturaleza litológica y, por tanto, con sucomportamiento frente al agua al incidir esa condiciónlitológica en su permeabilidad.

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HIDROGEOLOGÍA DE LA PROVINCIA DE GUADALAJARA

Figura 2. Región central del Mapa Hidrogeológico de España, con indicación de los límites de la provincia de Guadalajara (Tomado de ITGE,1991).

Comenzamos describiendo la hidrogeología en lossectores correspondientes a los materiales paleozoicos,de escaso interés hidrogeológico a escala regional. Pos-teriormente lo hacemos de los materiales mesozoicos ycenozoicos, que constituyen auténticas unidadeshidrogeológicas. La Figura 2 muestra el mapa hidrogeo-lógico general de España, con indicación de la localiza-ción de la provincia de Guadalajara. En la Figura 3 serepresentan las Unidades Hidrogeológicas enclavadasen la provincia, conforme a la división establecida enIGME (2008). Siguiendo las indicaciones de la DirectivaMarco del Agua (Directiva 2000/60/CE), los organismosde cuenca españoles han establecido las �masas deagua� subterráneas y superficiales que se encuentran encada demarcación hidrográfica (unidad territorial de

gestión para esta Directiva, que viene a coincidir con lascuencas hidrográficas). Los límites de las masas de aguasubterránea no coinciden exactamente con los de lasunidades hidrogeológicas formales, ya que son concep-tos distintos, el primero asociado al uso del agua y elsegundo de carácter científico general. A lo largo deeste trabajo -que pretende ser divulgativo, sin profundi-zar en aspectos de gestión- nos referimos exclusiva-mente a las unidades hidrogeológicas oficialmentereconocidas. No obstante, y a título de ejemplo, semuestran en la Figura 4 las masas de agua subterráneaque la Confederación Hidrográfica del Tajo ha delimita-do en dicha cuenca en los sectores correspondientes ala provincia de Guadalajara y sus contiguas, documen-to que puede consultarse en CHT (2008).

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Figura 3. Región central del Mapa de Unidades Hidrogeológicas de España publicado por SGOP (1990) y modificado según la informaciónrecogida en IGME (2008), con indicación de los límites de la provincia de Guadalajara.

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Figura 4. Delimitación de las masas de agua subterránea en la cabecera de la cuenca del Tajo (Tomado de CHT, 2008).

Las aguas subterráneas en el dominioígneo-metamórfico

Existen pocos trabajos sobre las aguas subterráneasen el dominio ígneo-metamórfico de Guadalajara; des-taca entre ellos el de Yélamos (1993). De hecho, en estesector, donde dominan las rocas metamórficas de bajogrado, no está reconocida ninguna unidad hidrogeoló-gica ni se distingue ningún acuífero o masa de aguasubterránea de mínima entidad (ver Figs. 2 y 3). Losmateriales metamórficos del Paleozoico y del Precám-brico de Somosierra oriental, Ayllón y de la Sierra deAlto Rey en la provincia de Guadalajara son práctica-mente impermeables. En ellos, no obstante, se desarro-llan zonas de alteración superficial que suelen asociarsea zonas fracturadas que pueden drenarse a través depequeños manantiales de régimen marcadamente esta-cional. También puede circular el agua a través de frac-turas abiertas en zonas someras, que se cierran en pro-fundidad debido a la presión.

En macizos rocosos de este tipo pueden aparecerigualmente algunas pequeñas surgencias de agua demineralización singular y/o temperatura más elevadaque el conjunto general; suelen ser consecuencia de ladescarga de agua que ha alcanzado notable profundi-dad. En los macizos ígneo-metamórficos de la provinciade Guadalajara no nos consta ningún manantial deestas características, a diferencia de lo que ocurre en lazona del Sistema Central que corresponde a Madrid yToledo.

En algunos casos, los manantiales en estos macizostienen una importancia singular como fuentes de abas-tecimiento a pequeñas poblaciones. Las aguas de estosmanantiales, que son muy poco mineralizadas y decarácter bicarbonatado sódico y/o cálcico, pueden ser laúnica fuente o complementar a otras (Yélamos et al.,1992).

Ocurre, sin embargo, que los materiales en que selocalizan se extienden por las zonas más elevadas de laprovincia y bajo influencia climática atlántica; así, reci-ben abundantes precipitaciones y puntualmente pue-den mantener un caudal cercano a los 0,5 litros/segun-do en el estiaje. Efectivamente, en la cabecera del ríoSorbe (Fig. 5) se registran unos 900 mm de precipita-ción media anual, frente a los 500-600 mm de SierraMinistra y los Altos de Barahona, de sustrato sedimen-

tario en el dominio de la Cordillera Ibérica. Además unaparte importante de las precipitaciones recibidas en estesector lo son en forma de nieve, garantizando tambiénla presencia de caudales apreciables en los ríos de lacuenca del Sorbe durante tiempos prolongados.

Figura 5. Río Lillas (en la cabecera de la cuenca del río Sorbe) a supaso por el Parque Natural de Tejera Negra (Fotografía de LuisMonje).

Unidades hidrogeológicas de la provincia

En la provincia de Guadalajara se localizan parte deocho unidades hidrogeológicas reconocidas oficialmen-te por los respectivos organismos de cuenca (la Confe-deración Hidrográfica del Tajo, la del Ebro y la delDuero); sus características básicas se encuentran señala-das en las Tablas 1 y 2, y su localización en la Figura 3.

Estas unidades pueden agruparse en función de lanaturaleza litológica de los materiales que las constitu-yen, por su edad o su pertenencia a uno u otro de losgrandes dominios geológicos que incluye la provincia.Hemos optado por agruparlas según la edad de susmateriales, lo que a excepción de los depósitos cuater-narios, coincide con los grandes dominios geológicosde la provincia.

Agrupadas por edad existen unidades mesozoicas(formadas por materiales correspondientes al Triásico,Jurásico y Cretácico) y unidades cenozoicas (constitui-das por materiales del Terciario y del Cuaternario). Enlos párrafos siguientes se hace una descripción generaldel funcionamiento y características hidrogeológicas delas Unidades en estos grandes grupos por poseermucho en común; haremos mención explícita a las cir-cunstancias particulares que puedan afectarles.

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LAS AGUAS SUBTERRÁNEAS DE LA PROVINCIADE GUADALAJARA

Unidades Mesozoicas

En la provincia de Guadalajara se encuentran partede seis Unidades Hidrogeológicas constituidas por sus-

trato sedimentario mesozoico de la Cordillera Ibérica,del reborde Norte del Sistema Central y de la Sierra deAltomira (Tabla 1).

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Tabla 1. Características básicas de las Unidades Hidrogeológicas constituidas por materiales mesozoicos (Datos tomados de IGME, 2008).* = Sin dato. 1= Calizas y dolomías. 2 = 1+ margas. 3 = 2 + brechas, arcillas, arenas y yesos. 4 = 2 + areniscas, conglomerados y arci-llas. 5 = 1 + arenas.

Descargan al río Tajo o a alguno de sus tributarios lasunidades 03-01 �Albarracín � Cella - Molina de Ara-gón�, 03-02 �Tajuña - Montes Universales�, 03-03�Torrelaguna - Jadraque� y 03-07 �Entrepeñas�. Porotro lado, drena a la cuenca del Duero la unidad 02-16�Almazán Sur�, y a la del Ebro la unidad 09-07-02�Páramos del Alto Jalón�. En la Figura 3 se muestra suposición aproximada.

La descarga de estos sistemas, efectuada de formanatural a través de manantiales, da lugar al nacimientoy la alimentación subterránea de los primeros kilóme-tros de los ríos Henares, Bornova, Salado, Dulce y Taju-ña, todos ellos en la cuenca del Tajo; del Jalón, del Mesay del Piedra hacia el Ebro; y del Tiermes, el Caracena yel Talegones, que vierten al Duero.

Entre todas las formaciones geológicas que compo-nen el conjunto mesozoico de estas unidades, las másimportantes desde el punto de vista del agua son lascorrespondientes a las masas calcáreas del Jurásico y del

Cretácico. Las restantes unidades aportan menos recur-sos hídricos a escala regional, aunque pueden tenerimportancia a escala local; es el caso de las calizas triá-sicas de facies Muschelkalk, que aportan agua paraabastecimiento (captadas mediante pozos perforados)a un número no despreciable de poblaciones pequeñas(Alcolea del Pinar, Bujarrabal y otras). En conjunto estossistemas pueden asimilarse a una serie de acuíferoslibres, desconectados total o parcialmente entre sí, quepueden pasar a tener un carácter confinado hacia elcentro de la cuenca terciaria de Madrid (Fig. 6), o haciala del Duero en el caso de la Unidad 02-16. Esto expli-ca que muchos de los pozos perforados que atraviesanel conjunto hasta la unidad �Torrelaguna - Jadraque�son o eran surgentes, en virtud de la presión que en sumomento soportaba el agua subterránea procedentede los materiales detríticos mucho menos permeablesdel Terciario (Corchón, 1976).

El funcionamiento hidráulico de estas unidadeshidrogeológicas viene condicionado por los nivelesimpermeables de arcillas con yesos del Trías en faciesKeuper, que se encuentran en la base del Jurásico, y porel nivel semipermeable de la Formación Arenas de Utri-llas, en la base de las masas calcáreas del Cretácico. Sucontinuidad espacial puede romperse, dependiendo desi la erosión o la tectónica han forzado el afloramientode alguno de estos niveles. Se recargan por infiltracióndel agua de lluvia y descargan a través de los manan-tiales o surgencias que aparecen en el contacto con losmateriales del Keuper (Fig. 7) o de la Formación Utrillas(Figs. 8 y 9); también pueden descargar de forma difu-sa en los ríos.

Figura 7. Nacimiento del río Henares, en los alrededores de Horna(Fotografía de Miguel Martín-Loeches).

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Figura 6. Corte hidrogeológico al Sur de Sigüenza, desde Saúca a Mandayona (Tomado de Martín-Loeches, 2008).

Figura 8. Manantial de La Cabrera (al fondo se observa el antiguomolino) (Fotografía de Miguel Martín-Loeches).

Figura 9. Surgencia kárstica que da nacimiento al río Bornova, enlos alrededores de Somolinos (Fotografía de Luis F. Rebollo).

En la Tabla 1 se indican los volúmenes estimados deagua infiltrada anualmente en estas unidades carbona-

tadas; destacan los 642 hm3/año que se recargan demedia en la unidad 03-02 (�Tajuña-Montes Universa-les�), de los cuales aproximadamente 400 hm3/año ali-mentan el acuífero por infiltración a través de la super-ficie correspondiente a su sector guadalajareño.

Estas masas calcáreas del Mesozoico pueden mante-ner su continuidad y extenderse en régimen de confina-miento por debajo de las cuencas terciarias, descargan-do en ellas parte de sus aguas subterráneas (Martín-Loeches, 2008). Al ser permeables (por karstificación),estos materiales constituyen unos auténticos regulado-res naturales de los caudales de los ríos, ya que retardany ponderan la escorrentía.

Las aguas de estos sistemas mesozoicos son dedureza media a muy alta. Su mineralización depende desi están o no influidas por las sales del Keuper; en gene-ral los manantiales que surgen en el contacto entre losmateriales del Triásico y los del Jurásico lo están y alcan-zan una salinidad de hasta 700 miligramos/litro. Por elcontrario, las aguas subterráneas de los macizos cretá-cicos no guardan relación con las sales triásicas y lo nor-mal es que su mineralización sea mucho más débil, conconcentraciones del total de sólidos disueltos en tornoa los 200 miligramos/litro. En todos los casos se trata deaguas bicarbonatadas cálcicas, pero con un claro carác-ter sulfatado en los niveles jurásicos.

En estas extensas regiones mesozoicas de la provin-cia se localizan algunas manifestaciones geológicas sin-gulares relacionadas directa o indirectamente con lasaguas subterráneas, bien al aflorar éstas en superficie oal constituir su agente modelador principal (formaskársticas). Las tobas calcáreas son quizás las más espec-taculares; consisten en acumulaciones de carbonato decalcio que pueden llegar a formar auténticos edificiosrocosos (con volúmenes de hasta un millón de metroscúbicos, según García Quintana et al., 2006), que seforman en los manantiales al precipitar los carbonatosque el agua surgente lleva disueltos después de circulara través del acuífero.

Las tobas calcáreas más conocidas de Guadalajarason las de La Escaleruela (Fig. 10) y las terrazas tobá-ceas localizadas en la confluencia del río Gallo con elTajo en el paraje del Puente de San Pedro (Fig. 11);ambas formaciones se encuentran entre Zaorejas y Villarde Cobeta, en el Parque Natural del Alto Tajo (ver itine-rario en este mismo volumen), contribuyendo a laespectacularidad del paisaje. También destaca el edificiotobáceo de Aguaspeña, cerca de la localidad de Checa(Fig. 12).

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Entre las manifestaciones kársticas localizadas en laprovincia debe mencionarse la Cueva del Tornero (muycerca de Checa), que es la de mayor recorrido de Gua-dalajara y una de las más importantes del centro penin-sular, la Sima de Alcorón, de 88 metros (en Villanuevade Alcorón), el poljé del Cubillo (con 70 m de hundi-miento), en cuya zona central se extiende una lagunaen épocas lluviosas, y la �ciudad encantada� de la Hoyadel Espino.

Las acumulaciones tobáceas pueden represar elagua de las surgencias kársticas, originando lagunas degran belleza; Guadalajara posee notables ejemplos,como la laguna de Somolinos (Fig. 13), muy cerca delnacimiento del río Bornova, y la laguna de Taravilla (Fig.14), entre Taravilla y Peralejos de las Truchas.

Figura 12. Formaciones tobáceas de Aguaspeña, muy cerca deCheca (Fotografía de Ildefonso Barreda).

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Figura 10. La Escaleruela (Zaorejas) (Fotografía de Juan AntonioGonzález).

Figura 11. Depósitos tobáceos en las proximidades del Puente deSan Pedro (Fotografía de Juan Antonio González).

Figura 13. Laguna de Somolinos (Fotografía de Miguel Martín-Loe-ches).

Figura 14. Laguna de Taravilla (Fotografía de José Francisco Mar-tín-Duque).

También existen manifestaciones naturales del aguaasociadas a las arcillas del Keuper, como la laguna de LaSalobreja (cerca de Orea) y pequeños manantiales que,procediendo el agua de otras litologías, lavan y se car-gan en sales en el material triásico; algunos de ellos

pueden localizarse entre Estriégana y Bujarrabal, dondehemos medido valores de conductividad eléctrica en elagua próximos a los 10.000 µS/cm.

Las sales del Keuper se han explotado desde hacesiglos a través de salinas donde se vertía y dejaba dese-car el agua que entraba en contacto con esta unidadarcilloso-yesífera (Sastre et al., 2003); son estas salinasuna manifestación hidrogeológica puesta en escenacon el concurso del hombre. Guadalajara cuenta con unnúmero importante de ellas, entre las que cabe men-cionar las salinas de Armallá, en Tierzo, las de San Juan,en Saelices de la Sal, las de La Inesperada, en Ocentejo,y las de Imón, localizadas en el pueblo homónimo(Fig. 15).

Figura 15. Salinas de Imón (Fotografía de Miguel Martín-Loeches).

Unidades Cenozoicas

Las unidades hidrogeológicas cenozoicas diferencia-das son las denominadas 03-04 �Guadalajara� y 03-06�La Alcarria� (Tabla 2). Los depósitos aluviales cuaterna-rios de los ríos se incluyen dentro de estas unidades yconstituyen importantes masas de agua que satisfacennecesidades de diverso tipo en gran parte de la provin-cia (Fig. 2).

Todos estos materiales, emplazados en las tierrasmedias de las subcuencas hidrográficas del Henares ydel Tajuña, poseen una permeabilidad que los califica, almenos, como acuíferos �pobres� o formaciones geoló-gicas donde el agua subterránea circula lentamentepero en cantidades significativas. Todos ellos se encuen-tran en conexión hidráulica; se diferencian por el con-traste que ofrecen en el valor de los respectivos pará-metros hidrogeológicos y su diferente comportamiento.

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Las terrazas y llanuras aluviales del Cuaternario abar-can, sólo en la cuenca del Henares, una superficie delorden de 400 km2, y su espesor no supera los 6 m. Sesuperponen en gran medida a los materiales miocenosde la cuenca terciaria del Tajo.

Entre los materiales que conforman la Unidad 03-04hemos de mencionar a los depósitos de la raña (Martín-Loeches et al., 2006), que se extienden como piede-montes entre las sierras y la campiña de los afluentesmás norteños del río Henares (fundamentalmente en ladivisoria entre las cuencas del Henares y del Jarama). Elconglomerado de cantos de cuarcita y matriz arcilloso-arenosa que constituye su depósito presenta espesoresde hasta 7 m y puede definirse como la primera terrazapara los ríos Jarama y Henares. Como esta matriz esmuy poco permeable y su topografía es casi plana, laraña presenta numerosas lagunas que son en realidadgrandes charcas que reciben el nombre de �navajos�.Las más conocidas son las lagunas de Beleña (Puebla deBeleña).

Los depósitos del Mioceno detrítico de la Unidad 03-04 conforman un sistema acuífero de tipo �multicapa�,constituido por los sedimentos detríticos de borde

correspondientes a la denominada facies Guadalajaradel Terciario. Se trata de un conjunto heterogéneo dearenas arcillosas, arcillas, margas y arenas con intercala-ciones e interdigitaciones de yesos, conglomerados ycalizas de escasa permeabilidad, coronado localmentepor depósitos de rañas de escaso espesor.

El sistema se puede asimilar a una agrupación deacuíferos, acuitardos y acuicludos que tienen entre ellosconexión hidráulica. En su conjunto se han estimadovalores medios de permeabilidad de 0,2 m/día, transmi-sividades de unos 7 m2/día (Tabla 2) y caudales específi-cos comprendidos entre 0,02 y 0,7 litros por segundo ymetro de descenso (Villarroya y Rebollo, 1976; Villarro-ya, 1977). Los primeros 180 m de esta unidad son algomás permeables que el resto (de hecho, algunos auto-res diferencian dos unidades dentro de ella).

En relación a su comportamiento hidrogeológicodebemos destacar lo siguiente:

1. En las zonas centrales de interfluvio se observa quea medida que los pozos aumentan su profundidad, elnivel del agua dentro de los mismos va disminuyendo.

2. En los valles ocurre lo contrario, de manera quepor lo general los niveles son tanto más altos cuanto

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Tabla 2. Características básicas de las Unidades Hidrogeológicas constituidas por materiales cenozoicos (Datos tomados de IGME, 2008).* = Sin dato. 1= Arenas, limos, arcillas, margas y conglomerados. 2= Calizas, margas, conglomerados, gravas y yesos.

más profundas sean las obras de captación. Hasta hacepocos años eran muy numerosos los pozos de caráctersurgente en la franja correspondiente al valle fluvial (Fig.16) y las dos primeras terrazas (en la actualidad este esun fenómeno poco frecuente por la intensa explotaciónde las aguas subterráneas de la región).

Figura 16. Pozo surgente en las proximidades de Azuqueca deHenares (Fotografía de José Ignacio Galán).

3. En las zonas intermedias situadas entre las divi-sorias de aguas y los fondos de valle no se observanvariaciones significativas del nivel con independencia dela profundidad de los pozos.

4. Se observa igualmente que existe una desigualcomposición química de las aguas subterráneas de estaUnidad, que varía de los interfluvios a los fondos de losvalles, siendo cada vez de carácter más sulfatado -inclu-so clorurado- y menos bicarbonatado. En las zonas altasde los interfluvios las aguas son bicarbonatadas cálcicasde mineralización media-baja y en los valles bicarbona-tadas sódicas con alta mineralización.

5. Las aguas subterráneas localizadas en los inter-fluvios son más modernas que las que se localizan enlos fondos de valle. Villarroya (1977), a partir del análi-sis de la composición isotópica de esta agua en Car-bono-14, obtiene para las primeras una edad aproxi-mada de 2.500 años y para las segundas de 13.000años, en un perfil que pasa por la ciudad de Alcalá deHenares.

Todo ello apoya la hipótesis de funcionamientohidráulico en el que existe una infiltración del agua delluvia en los interfluvios, con flujo vertical descendenteen la zona saturada en esa franja, y una descarga en losfondos de los valles, después de un recorrido variable,con flujo vertical ascendente. Este funcionamiento seesquematiza en la Figura 17, que representa un corteidealizado de esta Unidad trazado entre Talamanca delJarama y Aldeanueva de Guadalajara.

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Figura 17. Corte esquemático con indicación del funcionamiento hidrogeológico general de las unidades cenozoicas (Tomado de Martín-Loeches et al., 2006).

La Unidad Hidrogeológica 03-06 «La Alcarria» estáformada por un conjunto de materiales detríticos y cal-cáreos dispuestos de forma tabular, que culminan laserie del Terciario aflorante de las unidades centrales dela cuenca del Tajo (Formación Vallecas, Formación Villa-rejo y Formación de las Calizas del Páramo, de mayor amenor edad). De entre estos materiales, destacan porsu condición acuífera las Calizas del Páramo (de espesorvariable entre 10 y 30 m). Constituyen éstas un sistemakárstico de mayor permeabilidad que los materiales delMioceno infrayacente, por lo que el agua de lluvia quese infiltra desde su superficie es descargada en parte através de manantiales en la franja de contacto de estaunidad con el conjunto detrítico (Fig. 18), y el resto pro-gresa en su infiltración para recargar el sistema del Mio-ceno detrítico. En la Figura 17 se muestra también elfuncionamiento general de estos materiales.

Figura 18. Manantial de descarga de las Calizas del Páramo en lalocalidad de Mirabueno (Fotografía de Luis Miguel del Campo).

Los valores de transmisividad de esta formaciónkárstica oscilan entre 90 y 550 m2/día (Villarroya y Rebo-llo, 1978).

El tiempo medio de tránsito del agua subterráneapor la Formación de las Calizas del Páramo parece estarcomprendido, en general, entre 15 y 30 años (Maestroet al., 1986), lo que pone de manifiesto su rápidacirculación en contraste con la de la Unidad 03-04. Enel mismo trabajo se estima en 9 mm cada 1.000años el ritmo de disolución de las Calizas de los Pára-mos.

En los manantiales y pozos del páramo de Alcalá -Guadalajara se observa que el agua es de dureza mode-

rada a alta (25 a 30 grados franceses, equivalentes a250-300 miligramos/litro de CaCO3) y de naturalezabicarbonatada cálcica y bicarbonatada magnésica. Lonormal es que la concentración salina de estas aguasno supere los 300 miligramos/litro.

Finalmente, las terrazas del Cuaternario, constituidaspor conglomerados, gravas y arenas, poseen mayor per-meabilidad que los materiales detríticos del Mioceno,de manera que, si se encuentran colgadas, en sus escar-pes descarga a través de manantiales el agua que seinfiltra en su superficie superior. Sus aguas presentantambién un carácter bicarbonatado cálcico pero conmenor dureza que en el caso de las Calizas de los Pára-mos. Los pozos excavados en estas terrazas puedenproporcionar caudales específicos de hasta 12 litros porsegundo y metro de descenso.

El material aluvial del fondo de los valles fluviales,también del Cuaternario, posee las mismas característi-cas hidrogeológicas que las terrazas pero el agua sub-terránea que contienen se encuentra en conexión con elrío; la hidrogeoquímica en estos aluviales se puede verafectada por la descarga a los mismos de aguas subte-rráneas del sistema del Terciario con diferente minerali-zación.

Por comparación de los caudales de base registradosen las estaciones de aforo de Humanes y de Espinillos,ambas en el curso del río Henares, se estima que en lacuenca terciaria detrítica de este río el 81% de la lluviase evapotranspira, el 9% se convierte en escorrentíadirecta y el 10% es escorrentía subterránea (Villarroya,1977); de manera que se igualan las aportaciones alHenares procedentes del escurrimiento superficial conlas que acceden al cauce por vía subterránea.

Las aportaciones en régimen natural de los ríos alca-rreños son muy sensibles a los periodos secos, tantomás cuanto más prolongados sean éstos; el nivel dedescarga más bajo de los acuíferos (que está determi-nado por el cauce del río o los puntos de afloramientodel agua subterránea en las cabeceras de los principalesafluentes) puede llegar a encontrarse por encima delnivel freático, como ocurrió en el mes de agosto del añohidrológico 1953-1954, en que el río Henares se secó,al carecer de aportaciones subterráneas en ese periodo.

La mayor parte de la provincia de Guadalajara cuen-ta con un variado patrimonio hidrogeológico, que ponea disposición de la naturaleza y de la propia sociedad

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CONCLUSIÓN

abundantes recursos hídricos subterráneos; el papelque éstos juegan es determinante en el mantenimientode los cauces fluviales que surcan su territorio �particu-larmente aquellos que nacen en las estribaciones de laCordillera Ibérica, muchos de ellos a partir de surgenciaskársticas-, así como de los ecosistemas acuáticos a ellosligados. También estos recursos permiten satisfacer, almenos parcialmente, las necesidades de suministro deagua a pequeños núcleos de población y atender algu-nas demandas de regadío.

A todos corresponde mantener este legado natural,que hace de esta provincia una de las de mayor diversi-dad de paisajes en España merced a la presencia de lasaguas subterráneas, que sólo emergen al exterior enalgunos de sus singulares parajes.

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306


REFERENCIAS

LOS RIESGOS GEOLÓGICOS EN GUADALAJARA:INUNDACIONES Y TERREMOTOS

A. Díez Herrero1, J. Garrote Revilla2, M. Á. Rodríguez Pascua1 y J. Giner Robles3

1 Área de Investigación en Peligrosidad y Riesgos Geológicos, Instituto Geológico y Minero de España (MCI), Ríos Rosas 23, 28003 Madrid, [email protected] [email protected]

2 Unidad de Medio Ambiente y Geología, INYPSA, General Díaz Porlier 49, 28001 Madrid, [email protected] Dpto. de Ciencias Ambientales y Recursos Naturales. Universidad San Pablo CEU, Urbanización Montepríncipe, Ctra. Boadilla del Monte km 5,300,

28668 Madrid, [email protected]

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La provincia de Guadalajara, a pesar de haber sufridomúltiples catástrofes y desastres naturales históricos aso-ciados a la consumación de situaciones de riesgos geo-lógicos, no se encuentra entre los territorios españoles, yni mucho menos mundiales, en los que se producen lasmayores pérdidas socio-económicas asociadas a la inte-racción entre los procesos geológicos activos y las activi-dades humanas. Así lo ponen de manifiesto las cifrasresultantes del estudio realizado por el Consorcio deCompensación de Seguros (Ministerio de Economía yHacienda) y el Instituto Geológico y Minero de España(Ministerio de Ciencia e Innovación; Ferrer et al., 2004):no se produjeron pérdidas económicas por terremotosen el periodo 1987-2001, y la previsión de daños ascien-de a 29.472 euros para los próximos 30 años (2004-2033), tan sólo el 0,001% del total nacional; en el casode las inundaciones, las pérdidas en el periodo 1987-2002 ascendieron a 22.639.910 euros (0,2% del montoen España, concentrado en eventos singulares, como lasavenidas de Yebra y Almoguera), y la previsión para laspróximas tres décadas es de 23.248.182 euros, menosdel 0,1% del total estatal.

Entre las diferentes tipologías de peligros geológicosde las clasificaciones habituales, en la provincia de Gua-dalajara se manifiestan fenómenos tanto del ámbito dela geodinámica interna (endógenos, por ejemplo los sis-mos o terremotos), como correspondientes a la geodi-námica externa (exógenos), entre los que cabe destacarlas avenidas e inundaciones y los movimientos de ladera;

todo ello sin olvidar aquellos fenómenos, que si bienestán vinculados a la dinámica exógena, tienen relacióncon los tipos de rocas en los que se producen, como loscolapsos y hundimientos asociados a la carstificación,arcillas expansivas, radón y radiactividad natural, o fenó-menos de halocinesis y subsidencia. Por último, tambiéncabe citar la existencia de situaciones de riesgo ligadas apeligros inducidos por las propias actividades antrópicas(apertura de vías de comunicación, zapado de taludes,hundimiento de galerías y minas...).

En el ámbito de los movimientos de ladera, seencuentran representadas en la provincia de Guadalaja-ra casi todas las modalidades de esta fenomenología: losdesprendimientos, tanto en los escarpes rocosos en lasrocas metamórficas de la Serranía como en los cortadosde las rocas carbonáticas en cresterías, hoces, cañones ybordes de la Sierra de Altomira y los páramos; los desli-zamientos, tanto traslacionales en rocas con pizarrosi-dad o superficies de estratificación, como rotacionalesen las litologías detríticas finas (arenas, arcillas y limos)de los sectores centrales de las cuencas sedimentariasneógenas; y los flujos y reptación, que afectan a depósi-tos recientes (coluviones, manto edáfico...) en zonas conmarcados y frecuentes ciclos humectación-desecación yhelada-deshielo. Entre los episodios históricos registra-dos destacan los del entorno del valle de Torija, Brihue-ga, Lupiana, Sacedón (año 1980), Sigüenza (1999) o lapropia Guadalajara capital (2002) (Fig. 1). Las zonas conmayor susceptibilidad a los movimientos de ladera, porsus características litológicas y pendientes, son los bor-des de los páramos de La Alcarria que dan paso a lasladeras de los valles (Fig. 2).

1. INTRODUCCIÓN

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LOS RIESGOS GEOLÓGICOS EN GUADALAJARA: INUNDACIONES Y TERREMOTOS

Figura 1. Desprendimiento de rocas en las laderas de los páramos, justo en el contacto entre las litologías carbonáticas y las infrayacentesdetríticas. Valle del Badiel. Foto: M.A. Rodríguez.

Figura 2. Mapa de la susceptibilidad al desencadenamiento de movimientos de ladera, por el cruce entre las características litológicas y laspendientes. Aparecen señalados algunos de los que produjeron pérdidas económicas.

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Respecto a los fenómenos de hundimiento asociadosa la presencia de litologías carstificables (rocas carboná-ticas y evaporíticas), destaca la formación repentina de

torcas (dolinas) y simas de colapso en los páramos yparameras calcáreos y en los yesos triásicos (keuper) yneógenos (Figs. 3 y 4).

Figura 3. Torca o dolina de colapso por carstificación, formada repentinamente, a inicios de la década de 1980, en un antiguo campo de cul-tivo del entorno de Riba de Santiuste. Foto: M.G. Garzón Heydt.

Figura 4. Mapa de la susceptibilidad a los colapsos y hundimientos del terreno por la acción cárstica, en función de las características litoló-gicas y la dirección preferente de percolación según la pendiente de la ladera.

Como ocurría con los movimientos de ladera, en laprovincia de Guadalajara está representada práctica-mente toda la casuística de tipologías de inundacionescontinentales o terrestres: inundaciones por desborda-miento de ríos durante crecidas (márgenes del río Tajoy sus principales afluentes), avenidas torrenciales enpequeños arroyos y barrancos (sierras y campiñas), yanegamiento por encharcamiento in situ en zonas lla-nas y endorreicas (superficies culminantes de la raña yfondos de depresiones). Además, al participar la pro-vincia en varias de las principales cuencas hidrográficaspeninsulares (Tajo, Duero, Ebro, Turia...), se producenvariadas situaciones meteorológicas y configuracionesfisiográficas susceptibles de desencadenar inundacio-nes: precipitaciones frontales atlánticas invernales, sis-temas y complejos convectivos otoñales, núcleos con-vectivos estivales (tormentas), fusión de cobertura nivalen primavera, etc.

Históricamente se ha producido en Guadalajara unnúmero considerable de eventos de inundación, quesupera la treintena en los últimos tres siglos (Fig. 7). Lasreferencias documentales fiables más antiguas, aunquecon escasa precisión, se remontan a inundaciones acon-tecidas a finales de los siglos XVIII (Alcocer, años 1779 y1785) y XIX (Sigüenza, Cifuentes y Brihuega 1877;Herrería 1879; Sigüenza 1881; Embid y Maranchón1888). Más abundantes son las informaciones y detallesde las inundaciones acontecidas en la primera mitad delsiglo XX, gracias a la proliferación de los diarios escritos(Potenciano, 2004; Pascual y Bustamante, 2008): Ribade Saelices 1909; Guadalajara capital 16-22/02/1936, elrío Henares arrastra varios postes eléctricos y afecta auna central y un puente, produciendo cortes de electrici-dad; 22-26/01/1941 y 02-06/03/1947, el río Henaresalcanza 10-12 y 4,5 m sobre su nivel ordinario, respecti-vamente; y 07/09/1949, el río Henares alcanza dosmetros en una fábrica de aceite y produce daños encasas y tapias; Sigüenza 1947; y Torija 1949. La segundamitad del siglo XX se ha caracterizado por un menornúmero de eventos, pero muy virulentos: Embid yMaranchón 1956; Maranchón 1966; Alhóndiga 1985;Almoguera, 25 de julio de 1987, una avenida del arroyode la Vega provocada por lluvias torrenciales generaimportantes daños (Camarasa y García-Abad, 1996);Guadalajara capital 1990; múltiples localidades en losaños 1995 (Albares, Escariche, Almoguera, Yebra, Esco-pete, Fuentenovilla, Mazuecos, Pozo de Almoguera yValdeconcha) y 1997 (Guadalajara capital, Brihuega,Cifuentes y Azuqueca de Henares). Entre todas las inun-daciones recientes destaca la avenida del 9 de agosto de1995, que produjo 10 víctimas mortales en Yebra, alcoincidir con un funeral, e importantes daños materialesen Almoguera (Figs. 5 y 6).

Figura 5. Detalle de una vivienda en Almoguera con graves desper-fectos como consecuencia del zapado de su cimentación durante laavenida torrencial de 1995, cuando el arroyo retomó un antiguo cau-ce desviado artificialmente. Foto: Gerardo Benito.

Figura 6. Marcas dejadas por la carga sólida en suspensión (arcillasy limos) transportada por la corriente de la avenida torrencial de1995, en las paredes del frontón de Almoguera, que actuó comobarrera perpendicular al flujo y produjo cambios en su régimen decorriente. Foto: Gerardo Benito.

Por esta incidencia histórica de las inundaciones, losestudios realizados hace más de 20 años para la preven-ción y reducción de daños (CTEI, 1985) delimitaronvarias zonas de riesgo potencial en la provincia de Gua-dalajara, con diferente rango de prioridad (de 1 a 3,mayor a menor): río Tajo en Peralejos de las Truchas, has-ta el embalse de La Chorrera (3), aguas abajo de esteembalse (3) y aguas abajo del embalse de Entrepeñas(3); río Tajo en Zorita, aguas abajo del embalse (3), yaguas abajo del embalse de Almoguera (3); río Tajo enEstremera (3); ambas márgenes del río Cifuentes (3); ríoCuervo aguas arriba y río Guadida aguas abajo delembalse de La Tosca (3); río Guadiela aguas abajo delembalse del Molino de Chicha (3); ambas márgenes del

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2. AVENIDAS E INUNDACIONES

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río Trabaque (3); río Tajuña en Brihuega (3); río Henaresen Sigüenza (2); río Henares entre Humanes y Alcalá (2);río Henares aguas abajo del embalse de Beleña (3); y ríoJarama aguas abajo del embalse de El Vado, hasta laconfluencia con el río Lozoya (3).

Recientemente se ha realizado un pormenorizadoestudio sobre las inundaciones en Castilla-La Mancha(Díez et al., 2008) para el futuro Plan Especial de Protec-ción Civil de ámbito autonómico en el que se ha estudia-do la peligrosidad o inundabilidad teniendo en cuentamás de media docena de factores para las distintasmodalidades de inundación (probabilidad de desborda-miento con las ratios QT/Qb, caudal sólido transportado,intensidad de encharcamiento en zonas llanas y endo-

rreicas, rotura de presas...), del que ha resultado unmapa de peligrosidad para todos los núcleos de pobla-ción y municipios de Guadalajara (Fig. 7). También sehan estimado a partir del Censo más de una treintena devariables sobre la exposición y vulnerabilidad de lapoblación ante las inundaciones (población totalexpuesta, densidad de población, permanencia tempo-ral por edades, grado de ocupación de la vivienda,población vulnerable en hospitales, accesibilidad de losedificios, número de plantas bajo rasante, posible inte-rrupción de vías de comunicación, existencia de zonas deevacuación...), que ha permitido obtener un auténticomapa de riesgo social integrado ante las inundacionesen la provincia de Guadalajara (Fig. 8).

Figura 7. Mapa de peligrosidad de inundaciones por desbordamiento de cauces fluviales en los términos municipales de Guadalajara, segúnlas clases de la Directriz Básica de Planificación de Protección Civil. Los puntos y su dimensión representan eventos de inundaciones históricasy su número, respectivamente.

Experiencias como la llevada a cabo en Castilla-LaMancha permiten obtener una visión de conjunto de losniveles de riesgo asociados a procesos naturales, cuyaocurrencia en la mayoría de los casos escapa del controldel hombre, y la jerarquización del territorio con respec-

to a los mismos. Estos análisis nos permiten conocer lospeligros y de esta forma poder actuar sobre las posiblesafecciones y daños a la población, aspectos en los quedeben centrarse, por su capacidad, las políticas institu-cionales.

Mapa de Peligrosidad de Inundaciones pordesbordamiento de cauces fluviales

según la Directiva de Inundaciones de P. Civil

N.º de Eventos Históricos

N

Km10 0 10 20

1

2

3

5

A1. Peligrosidad Desbordamiento Alta

A2. Peligrosidad Desbordamienton Media-Alta

A3. Peligrosidad Desbordamiento Media

B. Peligrosidad Desbordamiento Media-Baja

C. Peligrosidad Desbordamiento Baja

312


A tenor de los datos existentes de sismicidad históri-ca e instrumental en la provincia de Guadalajara, ésta noha sido muy importante, al menos desde que hay unregistro fiable (año 1500 d.C.; Fig. 9). Antes de esteintervalo no hay estudios que indiquen la presencia degrandes terremotos en la Provincia. Pero, en el registrogeológico sí que existen algunos indicios que marcaríanla posibilidad de la existencia de terremotos importantesno registrados por el hombre, acaecidos durante el Pleis-toceno-Holoceno. Para tener un conocimiento más rea-lista de la peligrosidad sísmica, en zonas de baja sismici-dad como es Guadalajara, serían necesarios estudios degeología de terremotos que sacasen a la luz sismosimportantes en el pasado geológico de la Provincia (almenos en los últimos 10.000 años).

Todos tenemos la imagen de un terremoto asociadaa los daños en edificios, millares de desplazados, vícti-mas, etc. Pero éstos son los efectos, no es el terremotoen sí mismo. Si recurrimos a un mapa de epicentros esta-

remos contemplando una simplificación del fenómeno,ya que estamos observando los puntos desde dondehemos asumido que se propaga la liberación de la ener-gía del terremoto ¿Podemos entonces visualizar unterremoto y su huella? La respuesta es afirmativa: losterremotos son liberaciones bruscas de energía elásticaacumulada en fallas, y por tanto, si tenemos la imagende una falla, tendremos la representación de un terre-moto. Si combinamos un mapa de fallas con la proyec-ción de los epicentros de una zona, tendremos una ima-gen de la sismotectónica de la Provincia (Fig. 9) y podre-mos observar qué fallas han sido las que han liberadouna mayor cantidad de energía sísmica. El hecho de quehaya fallas sin epicentros no quiere decir que no hayanproducido terremotos, o que no los vayan a producir;todo dependerá de su orientación con respecto al cam-po de esfuerzos tectónico, que en este caso está condi-cionado por la dirección NO-SE del acercamiento de laplaca Africana a la Eurasiática (Fig. 9). Habría que recu-rrir a técnicas de Paleosismología para localizarlas y cal-cular, tanto la edad de los terremotos producidos, comosus parámetros sísmicos.

Figura 8. Mapa de riesgo social por inundaciones, integrando peligrosidad, exposición y vulnerabilidad en los términos municipales de Gua-dalajara, y según las clases de la Directriz Básica de Planificación de Protección Civil.

3. TERREMOTOS

N

Km10 0 10 20

Mapa de Riesgo Integrado por Inundacionessegún la Directiva de Inundaciones de P. Civil

A1. Zonas de riesgo alto frecuente

A2. Zonas de riesgo alto ocasional

A3. Zonas de riesgo alta excepcional

B. Zonas de riesgo significativo

C. Zonas de riesgo bajo

313


Las principales fallas de la Provincia (Fig. 9) estánlocalizadas en el NO, dentro de la comarca de la SierraNorte, perteneciente al extremo NE del Sistema Centralespañol; y en el límite NE, donde se encuentra la Cordi-llera Ibérica, especialmente en la comarca del Alto Tajo.Otras zonas interesantes son la Sierra de Altomira y laselevaciones de la Alcarria Alta, en el centro de la Provin-cia (Muñoz Martín et al., 2004; Giner, 1996). En el Siste-ma Central y la Sierra de Altomira la componente de ladeformación es esencialmente compresiva, por lo quelas estructuras principales son fallas inversas y cabalga-mientos (movimiento en la vertical); y fallas de desgarre

(o de transferencia) que compartimentan a las primeras(De Vicente et al., 2004). Mientras que en la CordilleraIbérica la componente principal es de desgarre, es decir,movimientos de cizalla con desplazamiento en la hori-zontal (Guimerá et al., 2004; Rodríguez Pascua et al.,1993). En todos estos casos hay fallas que podrían sersusceptibles de movimiento, ya que presentan orienta-ciones preferentes al campo de esfuerzos, pero se des-conocen las velocidades de movimiento de estas fallas,así como los periodos de recurrencia y retorno. Existeuna relación empírica entre la longitud de la falla y laenergía que puede liberar, así como el salto de falla

Figura 9. Distribución epicentral de terremotos en el intervalo temporal 1755-2008 y principales fallas de la provincia de Guadalajara. La fle-cha roja indica la dirección de máximo acortamiento en la horizontal producida por el acercamiento de la placa Africana y la apertura de la dor-sal Centroatlántica.

N

Km

10 0 10 20

Mapa de las principales fallas y epicentrosde terremotos en la provincia de Guadalajara

Epicentros de terremotos (1755-2008)

Fallas de primer orden

Fallas de segundo orden

Situación sismo escopete (ver figura 11)

314


correspondiente (Wells y Coppersmith, 1994), por lo quees factible calcular las magnitudes máximas que podríangenerar estas fallas.

Ahora vamos a ver algunos ejemplos de terremotosinteresantes, estudiados desde distintas perspectivas:primero terremotos descubiertos por estudios geológi-cos; y luego los sentidos por el hombre, empezando porlos registrados mediante crónicas históricas y, ya a partirde principios del siglo XX, mediante sismógrafos. Unbuen ejemplo de terremotos estudiados desde una pers-pectiva geológica lo constituyen las deformacionesrecientes de materiales cuaternarios en las proximidadesdel embalse de Entrepeñas (Fig. 10), donde una falla dedesgarre está cortando a materiales del Cuaternario yestá fosilizada por las terrazas más recientes del río Tajo.Con el siguiente movimiento, romperá las capas superio-res y quedará registrado un nuevo movimiento en la falla(Giner, 1996); éste es un ejemplo de paleosismicidad enla Provincia.

En cuanto a sismicidad histórica, en la provincia deGuadalajara también se han dejado sentir terremotos

lejanos, no sólo los que están dentro de sus límites pro-vinciales; como es caso del terremoto de Lisboa del pri-mero de noviembre de 1755, uno de los terremotos másimportantes percibidos por el hombre, y que se dejónotar en toda la península Ibérica. En Guadalajara fuesentido con intensidad IV-V (EMS-98; Escala Macrosísmi-ca Europea de 1998) y podemos citar un fragmento dela descripción hecha por el Alcalde de Sigüenza en laCatedral y alrededores: «� se vio generalmente unmovimiento de la fábrica de la Santa Iglesia, y en las rejasdel coro, y cuyo movimiento alteró a todos los que esta-ban en la Iglesia� También se notó movimiento en lastorres, sin que haya hecho quiebra alguna� Y despuésse vio que, por espacio de algunas horas, salía el agua delas fuentes, muy turbia, y que creció su corriente, lo cualduró pocas horas�» (Martínez Solares, 2001). Otroterremoto histórico, este sí acaecido dentro de Guadala-jara, es el que tuvo lugar a las 6 de la madrugada del día6 de febrero de 1804 en Cogolludo. No hay muchosdatos sobre este terremoto, salvo que la intensidad sen-tida fue de IV-V (EMS-98) (Martínez Solares y Mezcua,

Figura 10. Falla de desgarre afectando a materiales cuaternarios en las proximidades del embalse de Entrepeñas. Nótese la �fosilización� de lafalla por sedimentos no deformados en la parte superior (tramo A). La figura muestra un corte vertical y perpendicular a la dirección de la falla.

315


2002). En la actualidad se está investigando la posiblerelación entre ese terremoto y unos derrumbes parcialesdel Palacio de los duques de Medinaceli a principios delsiglo XIX.

En la figura 9 podemos observar la distribución de lasismicidad instrumental e histórica de la Provincia, den-tro de la cual se encuentra el terremoto del 7 de junio de2007 (Fig. 11), de magnitud 4,2. Este terremoto, quetuvo lugar en Escopete, pone de manifiesto la necesidadde profundizar en los estudios geológicos que amplíen elregistro sísmico de la Provincia, ya que la aceleración queprodujo en el terreno fue superior a la calculada en losmapas de peligrosidad mediante el uso exclusivo de sis-micidad histórica e instrumental por la NCSE (1994):0,04 g para un periodo de retorno de 500 años. Los aná-lisis realizados muestran que la falla que ha producido

este terremoto, es una falla en dirección con componen-te normal, es decir, una falla mixta (Fig. 11d), con unmovimiento principal en dirección (Fig. 11a), pero conligero movimiento normal en la vertical (Fig. 11b). Estafalla sería similar a la que se localiza en el afloramientopróximo al embalse de Entrepeñas (Fig. 10).

Por tanto, para tener un completo conocimiento delfenómeno sísmico en zonas intraplaca, con bajas tasasde deformación, es necesario aplicar técnicas de geolo-gía de terremotos para ampliar el catálogo más allá de laépoca histórica. Porque, en una zona en la que el hom-bre no ha registrado terremotos, no quiere decir que nose hayan producido o que no se vayan a producir; parasaberlo tendremos que recurrir a ese paleosismógrafoque es la geología y tendremos una idea mucho másaproximada del futuro sísmico de una zona.

Figura 11. Esquema tectónico de la zona epicentral del terremoto de Escopete del 7 de junio de 2007. Este terremoto parece estar produci-do por una falla mixta (d) entre una falla en dirección (a) y una falla normal (b).

Paleógeno

316


Los autores quisieran agradecer la cesión de materialgráfico a M.G. Garzón (UCM) y Gerardo Benito (CSIC), yde cartografía litoestratigráfica de base a Miguel delPozo y Leticia Vega (IGME). La Consejería de Justicia yProtección Ciudadana de la Junta de Comunidades deCastilla-La Mancha cofinanció, junto al IGME, el estudiodel riesgo de inundaciones citado en el texto.

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4. AGRADECIMIENTOS

5. REFERENCIAS

EL REGISTRO PALEONTOLÓGICO AL NOROESTE DEGUADALAJARA

A. Calonge1 y D. Castellanos1

1 Departamento de Geología de la Universidad de Alcalá. Nacional II, km. 33,6. 28871 Alcalá de Henares (Madrid). [email protected] 2 IES Aguas Vivas, Avenida Beleña, 9, 19005 Guadalajara. [email protected]

317


La Paleontología, ciencia que estudia los fósiles, esconsiderada cada vez por más personas como un recur-so natural de tipo científico, educativo y cultural quedebe ser estudiado, catalogado y protegido, a la vezque utilizado como un componente más del medionatural, con valor intrínseco, en las diversas actividadesque se realizan en él.

En esta línea, la provincia de Guadalajara es testigode muchos de los grandes acontecimientos paleontoló-gicos y de otros eventos naturales, sin los que actual-mente no se podrían entender los distintos ecosistemasque han existido en el pasado y que han condicionadolos presentes. Este hecho la convierte en un enclaveexcepcional debido a la abundancia de yacimientospaleontológicos y a otros Puntos de Interés Geológicoque en ella existen.

Así, el registro paleontológico de la provincia deGuadalajara ha sido objeto de estudio desde hace tiem-po por multitud de investigadores debido a su riqueza,a sus buenas condiciones de afloramiento y al buenestado de conservación de los fósiles. Su gran interéscientífico queda evidenciado por la cantidad de estu-diantes y docentes cuya principal fuente de informaciónes la provincia alcarreña, donde encontramos materia-les con edades que abarcan desde el Paleozoico al Cua-

ternario, y que fueron depositados en ambientes tantomarinos como continentales.

Como ejemplo de este contexto paleontológico sehan seleccionado los materiales cretácicos que aparecenen las estribaciones del Sistema Central, en una serie decerros que van desde Cantalojas, pasando por Galve deSorbe, Condemios de Arriba, Condemios de Abajo,Albendiego y terminan en Somolinos (Fig. 1). La serie seprolonga por Somolinos a la provincia de Soria y desdeCantalojas a la provincia de Segovia, pero no de formacontinua como ocurre en la denominada �Mesa deCondemios» (Noroeste de la provincia de Guadalajara).

Al itinerario propuesto se accede desde la carreteraNacional 114 que une Atienza con Ayllón, y desde éstase toma la carretera local que une Albendiego con Can-talojas.

Existe una extensa bibliografía que incluye esta zonacomo por ejemplo Calderón Palacios (1879), Castell(1881), Mallada (1892), Schroder (1930), Sánchez de laTorre et al., (1971), Wiedmann (1974), Aguirre y Rába-no (1999), etc.

Desde el punto de vista patrimonial puede ser con-siderado como uno de los Puntos de Interés Geológicomás notables del Cretácico alcarreño debido a la abun-dancia y excelente conservación de los ejemplares fósi-les.

1. INTRODUCCIÓN

En este itinerario se pretende dar a conocer la diver-sidad del patrimonio paleontológico del Noroeste de laprovincia de Guadalajara. El objetivo principal del itine-rario consiste en despertar interés y transmitir una visióngeneral de la Paleontología como aquello que se puedecomprender. La «Mesa de Condemios» constituye unapropuesta muy adecuada para iniciar el estudio y reco-nocimiento de los principales grupos fósiles, fundamen-talmente invertebrados tales como braquiópodos,moluscos y equinodermos entre otros.

Otros fines de la propuesta son los siguientes:Valor cultural: obtener una serie de parámetros que

lleven a conocer la paleocomunidad existente en la

zona Norte de Guadalajara durante el Cretácico Supe-rior a través del registro fósil.

Valor patrimonial: potenciar formas de gestión quepuedan favorecer la protección del material paleontoló-gico situado a la intemperie y expuesto a una inminen-te destrucción.

Valor divulgativo: dar a conocer de una forma senci-lla el registro fósil de la zona, algunos caracteres gene-rales sobre la riqueza paleontológica, con el objetivo desensibilizar a la población. Este factor es clave por loque la propuesta debe ser amena y asequible al públicoen general.

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EL REGISTRO PALEONTOLÓGICO AL NOROESTE DE GUADALAJARA

Figura 1. Localización de la «Mesa de Condemios» (Noroeste de la provincia de Guadalajara) en la hoja 433 (Atienza) del Mapa Geológicode España a escala 1:50.000.

OBJETIVOS

Se trata de una mesa alargada ó cerros que corres-ponderían a una cadena montañosa situada frente alPico del Alto Rey (Fig. 2) y se sitúa en la zona de entron-que de la Cordillera Ibérica con el Sistema Central some-tida a las interferencias entre ambos sistemas.

Los materiales cretácicos se apoyan de forma discor-dante sobre las arcillas del Triásico Superior. Se han dife-renciado cinco unidades cretácicas que de base a techoson las siguientes (Fig. 1):

1. Conjunto de arenas y arcillas versicolores connódulos de hierro denominadas Arenas en facies «Utri-llas». La ausencia de restos fósiles impide precisar suedad que estaría comprendida entre el Albiense y elCenomaniense Inferior.

2. Constituída por aproximadamente 3 metros dedolomías, margas y arcillas dolomíticas de color gris. Setrata de un tramo muy fosilífero donde destaca la capade margas con ostreidos que forma un resalte muycaracterístico en la zona fácil de reconocer. Su edad esCenomaniense.

3. Corresponde a un tramo de arcillas y margasdolomíticas cuyo espesor varía entre los 30 y los 60metros. Es una unidad muy rica en restos fósiles talescomo equinodermos, ammonites y bivalvos que permi-ten incluirla en el Turoniense Inferior.

4. Formada por entre 3 y 6 metros de dolomías ycalizas dolomíticas tableadas de edad Turoniense Medioy Superior en función de la datación proporcionada porWiedman (1974) para el tramo inferior.

5. Se reconocen al menos 3 metros visibles de dolo-mías y calizas brechoides masivas a las cuales se les haatribuido edad Coniacense ya que carecen de fósiles.

En esta zona los materiales cretácicos en facies «Utri-llas» aparecen sobre el Triásico, lo que implica un proce-so erosivo y/o en algún punto con ausencia de sedimen-

tación, por lo que en algún momento del final del Jurási-co o del principio del Cretácico estuvo emergida. Tras lasedimentación de los depósitos continentales en facies«Utrillas» propios de ambientes fluviales y lacustres(tramo 1) comienza una etapa transgresiva caracterizadapor depósitos carbonatados con intercalaciones margo-sas propias de aguas someras. Esta situación sublitoralqueda caracterizada tanto por la reducción del espesorde series sedimentarias cretácicas observadas hacia el Sur,así como el mayor desarrollo en esta zona de las faciescalcáreas en lugar de las margosas con fauna pelágica,existentes al Norte. Es de destacar que la transgresión delCretácico Superior, penetró desde el Golfo de Vizcayaintegrando una gran parte del Sistema Central en zonamarina. En el Cretácico Superior hubo una gran invasiónmarina, el nivel del mar subió hasta uno de los nivelesmás altos de la historia de la Tierra, la transgresión mari-na provocó que zonas continentales desde hacía cientosde millones de años se volvieran a ver cubiertas por elmar. Como consecuencia de este avance del mar se pro-dujeron importantes depósitos sedimentarios con abun-dantes y variados fósiles. Al final del Cretácico se produ-ce una rápida regresión y la sedimentación se hace decarácter continental con facies litológicas variadas pro-pias de este medio.

A continuación se relaciona y describe el registro deinvertebrados fósiles, la mayoría corresponde a moldes,por lo que la clasificación es dificultosa.

CelentéreosAplophillia marini (Figura 1, lámina I)Descripción: polipero colonial de forma faceloide dehasta 10 cm de longitud, cilíndrico (8 mm de diá-metro), costillas claras sólo en los márgenes del

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Figura 2. Vista general de la «Mesa de Condemios».

CONTEXTO GEOLÓGICO

DESCRIPCIÓN DEL REGISTRO FOSIL

cáliz, recubierto por una densa granulación. Cálizpoco profundo.

BriozoosStichopora clypeata (Figura 2, lámina I)Descripción: forma colonial incrustante, retiporifor-me con ventanas irregulares; las zoecias son cortas,ovoides, muy unidas y ordenadas.

Microfósiles (Foraminíferos)Orbitolina sp. (Figura 3, lámina I)Descripción: concha cónica aglutinada, en secciónpuede apreciarse las cámaras divididas por tabiquesen camarillas. Tabiquillos en zig-zag.

BraquiópodosSellithyris phaseolina (Figura 4, lámina I)Descripción: conchas de tamaño pequeño a media-no, biconvexas, de contorno subpentagonal redon-deado; el umbo es voluminoso poco incurvado; lasuperficie de la concha es lisa, surcada por muchasy concéntricas líneas de crecimiento y la comisurafrontal es recta.

Gibbithyris semiglobosa (Figura 5, lámina I)Descripción: conchas pequeñas, lisas, biconvexas,de contorno subpentagonal alargado, umbo ventralpoco incurvado y la comisura frontal es antiplegada.

Carneithyris carnea (Figura 6, lámina I)Descripción: conchas pequeñas, lisas, biconvexas,de contorno pentagonal alargado; la comisura fron-tal está plegada débilmente y el umbo ventral pocoincurvado.

Moluscos

Bivalvos.

Familia ArcidaeArca passyana (Figura 1, lámina II)Descripción: concha subtrapezoidal a subrectangu-lar, alargada, muy inequilateral. Carena posteriorprominente y área cardinal ancha. El costado bucales corto y redondeado.

Familia MytilidaeMytilus indifferens (Figura 2, lámina II)Descripción: concha alargada, picos terminales,cicatriz alargada bajo el umbo. Superficie lisa o conlíneas radiales que no están encorvadas.

Familia PinnidaePinna bicarenata (Figura 3, lámina II)Descripción: concha muy alargada con una o dosquillas en cada valva. La región paleal es casi lisa conlíneas de crecimiento.

Familia InoceramidaeInoceramus concentricus (Figura 4, lámina II)Descripción: concha oval, transversa, muy inequival-va. Valva mayor muy convexa y la menor aplastada.Región bucal truncada. Ornamentación que consis-te en estrías concéntricas desiguales.

Familia PectinidaePecten raulinianus (Figura 5, lámina II)Descripción: concha oval, transversa, deprimida. Lasdos valvas igualmente abombadas. Está ornamenta-da con muchas costillas salientes redondeadas.

Pecten dutemplei (Figura 6, lámina II)Descripción: concha oval, transversa, deprimida. Lasdos valvas igualmente abombadas. La valva superiorestá adornada por costillas muy marcadas y conláminas imbricadas.

Familia LimidaeLa característica más típica de esta familia consisteen conchas de forma subtriangular.

Lima itieriana (Figura 7, lámina II)Descripción: concha oval, transversa y comprimida.Costillas frecuentes. El costado bucal es costulado,recto y el borde anal convexo. Región cardinal estre-cha.

Lima canalifera (Figura 8, lámina II)Descripción: concha moderadamente convexa, ovalo subtriangular. Umbos más bien cortos. Ornamen-tada por 18 costillas.

Familia GryphaeidaeEsta familia posee valvas muy desiguales y el mantoestá abierto a lo largo de todo el margen. En estazona aparecen en los estratos del Cenomaniense,siendo parte de la famosa «capa de ostreas».

Exogyra flabellata (Figura 9, lámina II)Descripción: concha exogiriforme, oval, oblicua,arqueada, muy inequivalva y muy variable en sus orna-mentos. La concha superior es cóncava en el centro.

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Exogyra olisiponensis (Figura 10, lámina II)Descripción: concha exogiriforme, inequivalva, cur-vada en arco. Contorno oval o subcircular Valva infe-rior muy gruesa y muy gibosa. Valva superior oper-culiforme oval y ligeramente irregular.

Exogyra tuberculifera (Figura 11, lámina II)Descripción: concha exogiriforme muy variable, ovalmuy transversa, estrecha y arqueada. Valva inferiorprofunda y muy elevada. Valva superior operculifor-me ligeramente contorneada pero aplastada.

Exogyra (Ostrea) overwegi (Figura 12, lámina II)Descripción: concha exogiriforme, muy inequivalva,arqueada, alargada, adherente por la cima y muyvariable en su forma, curvada en arco de círculo.Valva inferior de costillas radiantes y rugosas. Valvasuperior operculiforme con pliegues regulares y muypróximos.

Exogyra (Ostrea) columba (Figura 13, lámina II)Descripción: cocha muy inequivalva. Valva izquierdalisa y muy convexa. Valva derecha es de suborbiculara horizontal elíptica, más larga que alta.

Familia Trigoniidae Presentan conchas de borde cuadrado, oval o sub-triangular, muy variable en ornamentación y formas.

Trigonia caudata (Figura 14, lámina II)Descripción: concha en forma de media luna, máslarga que ancha. Región bucal muy corta y aplasta-da; región anal prolongada en rostro y adelgazada.

Trigonia auresensis (Figura 15, lámina II)Descripción: concha triangular, gruesa, marcada enlos costados con costillas longitudinales, muy inequi-lateral. El costado anal es ancho y el bucal es corto.

Familia AstartidaeLa característica más típica de esta familia consisteen conchas de forma trapezoidal o redondeada atrigonal. Ornamentación de costillas y estrías condisposición concéntrica.

Astarte amígdala (Figura 16, lámina II)Descripción: concha trígono-elíptica a subtrapezoi-dal. Ornamentación con costillas u ondulacionesconcéntricas espaciadas. Charnela con dientes cardi-nales muy desarrollados.

Familia CardiidaePoseen conchas de forma semicircular a cuadrangu-lar, inflada ó deprimida, rara vez elíptica.

Cardium villeneuvianum (Figura 17, lámina II)Descripción: concha pequeña, casi circular, formatípica por sus costillas y las pequeñas espinas.

Familia ArticidaeEsta familia tiene conchas equivalvas, inequilateralescon ornamentación, si aparece, de finas costillasconcéntricas.

Tenea (misia) parilis (Figura 18, lámina II)Descripción: concha equivalva, subcircular a subovalcon umbos claros y con seno paleal estrecho y pro-fundo. Charnela con dientes anchos.

Anisocardia (Isocardia) hermitei (Figura 19, lámina II)Descripción: concha gruesa, inequilateral, trapezoi-dal, un poco más larga que ancha. La concha es máselevada en la región anterior que en el costado anal.Las valvas son regularmente abombadas.

Familia RadiolitidaeMoluscos bivalvos inequivalvos, normalmente uni-dos al estrato por una de las dos valvas. La valva fijaal estrato es cónica, lisa o convexa con bandas sifo-nales; la valva libre es operculiforme.

Durania (Hippurites) cornupastoris (Figura 20, lámi-na II)Descripción: concha inequivalva, la valva fija es cilín-drica con bandas sifonales, cóncavas, lisas ó con sur-cos y la valva libre es operculiforme.

Familia PholadomydaeLa característica más típica de esta familia consisteen conchas equivalvas de forma oval, oblonga ósubtriangular.

Pholadomya collombi (Figura 21, lámina II)Descripción: concha equivalva, gruesa, de tamañomedio a grande; forma oval a subtriangular. Presen-ta estrías regulares y costillas transversas. Aberturaanterior estrecha o ausente. Borde paleal redondo.

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GasterópodosFamilia Pleurotomariidae

Pleurotomaria sp. (Figura 1, lámina III)Descripción: concha grande, algo alta, con numero-sas vueltas de crecimiento lento y regular, aplanadasen la parte superior.

Familia NerideidaeNerinea bauga (Figura 2, lámina III)Descripción: conchas alargadas, no umbilicadas,lisas ó con algunas líneas de crecimiento. La espiraestá formada por vueltas anchas. Boca muy estrechay alargada.

Nerinea perogordina (Figura 3, lámina III)Descripción: conchas alargadas y gruesas. Espira for-mada por vueltas muy anchas, no infladas, adorna-das con costillas a lo largo. Boca comprimida másalta que ancha.

Familia PseudomelaniidaeTylostoma torrubiae (Figura 4, lámina III)Descripción: concha oval, de espiras salientes, com-puesta por siete u ocho vueltas convexas. El ánguloespiral es de 65º.

Tylostoma globosum (Figura 5, lámina III)Descripción: concha casi esférica, de espira muycorta, formada por seis vueltas redondas, lisas. Elángulo espiral es de 100º a 110º.

Familia TurritellidaeGlauconia kefersteini (Figura 6, lámina III)Descripción: posee ornamentación de cordones lon-gitudinales muy tuberculados; las estrías de creci-miento son muy sinuosas. La espira es corta.

Familia VolutidaeVoluta guerangueri (Figura 7, lámina III)Descripción: concha oblonga, alargada; espira for-mada por un ángulo regular. Adornada a lo largopor surcos poco marcados.

Voluta renauxiana (Figura 8, lámina III)Descripción: cochas alargadas y fusiformes. Espiraque forma un ángulo regular, con vueltas convexasy nueve costillas salientes.

Cefalópodos

Familia DouvillaiceratidaeDouvilleiceras sp. (Figura 1, lámina IV)

Descripción: concha evoluta; la sección de la vueltasuele ser redonda deprimida o poligonal. Costillas alprincipio fuertes y numerosos tubérculos umbilicalesy ventrolaterales que desaparecen progresivamente.

Familia LyelliceratidaeStoliczkaia sp. (Figura 2, lámina IV)Descripción: concha discoidal, evoluta, con muchascostillas fuertes o débilmente curvadas con otrasnumerosas intercaladas, que hacen que la ornamen-tación sea de costillas desiguales más marcadas enla periferia que en el ombligo.

Familia AcanthoceratidaeAcompsoceras sharthense (Figura 3, lámina IV)Descripción: concha moderadamente evoluta, com-primida, con vientre plano o de naciente quilla. Cos-tillas de moderadas a fuertes que surgen cerca delombligo. Ombligo rodeado de tubérculos redon-deados.

Lotzeitess lotzei (Figura 4, lámina IV)Descripción: concha de tamaño medio, coronatifor-me de crecimiento rápido, dejando visible un ombli-go de anchura media. Ornamentación formada porcostillas cortas, rectilíneas y separadas.

Schindewolfites inaequicostatus (Figura 5, lámina IV)Descripción: concha evoluta. La sección de las vuel-tas subcuadradra o redondeada con una ornamen-tación muy irregular. Las costillas se curvan haciaatrás sobre los flancos.

Romaniceras deverianus (Figura 6, lámina IV)Descripción: presenta una concha más bien evolutacon una sección cuadrada y ancha, vientre fuerte-mente redondeado.

Metoicoceras swallowi (Figura 7, lámina IV)Descripción: concha muy comprimida con costillasplanas. La sutura es simple; hay formas lisas o cos-tuladas.

Mammites nodosoides (Figura 8, lámina IV)Descripción: Poseen una concha bastante gruesa,de mediano enrollamiento, los flancos poseen fuer-tes costillas pares y robustos tubérculos umbilicales.La región ventral está truncada, un poco deprimida.La sección de las vueltas es rectangular.

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Familia VascoceratidaeParavascoceras cauvini (Figura 9, lámina IV)Descripción: concha comprimida, inflada, débilmen-te involuta. Sección redonda más ancha que larga.Ombligo de tamaño mediano con bordes redon-deados y la pared vertical. La ornamentación desa-parece en los adultos.

Vascoceras gammai (Figura 10, lámina IV)Descripción: forma globosa, más o menos evoluta,con la sección de la vuelta ovalada subtriangular oredondeada. Ombligo de tamaño medio. En indivi-duos adultos la última vuelta es casi lisa.

Vascoceras douvillei (Figura 11, lámina IV)Descripción: concha comprimida, inflada, débilmen-te involuta. Sección redonda más ancha que larga.Ombligo de tamaño mediano con bordes redondea-dos y la pared vertical. La ornamentación desapare-ce en los adultos.

Familia TissoiidaePseudotissotia gallienei (Figura 12, lámina IV)Descripción: concha muy gruesa e inflada en elmedio y adelgazada alrededor. La superficie de lasvueltas es a veces lisa y otras presenta costillas sen-cillas o bifurcadas.

Leoniceras segne (Figura 13, lámina IV)Descripción: concha lenticular de bordes cortantes,vueltas de sección lanceoladas, con mayores espeso-res en el borde del ombligo. Los flancos son lisos sincostillas ni tubérculos.

Reymentoceras hispanicus (Figura 14, lámina IV)Descripción: concha de vueltas más altas queanchas, redondeadas y sin ornamentación en eladulto.

Equinodermos

Se han reconocido las siguientes familias:

Familia CidaridaeStereocidaris cenomaniensis (Figura 1, lámina V)Descripción: especie mediana, abombada y circular.Poros redondos y separados por una especie de grá-nulo. Áreas ambulacrales estrechas y con cuatrohileras de gránulos.

Stereocidaris figuerensis (Figura 2, lámina V)Descripción: forma circular elevada, poros separadospor un pequeño gránulo y las áreas ambulacralesson estrechas y sinuosas.

Stereocidaris pretiosa (Figura 3, lámina V)Descripción: forma circular inflada, deprimida pordebajo y por encima, y posee unos tubérculosambulacrales bastante desarrollados.

Familia PedinindaeMicropedinao lisiponensis (Figura 4, lámina V)Descripción: caparazón subesférico, de tamañomedio (25-40 mm) y placas no imbricadas. Poseeporos por pares formando arcos de tres pares. Elperistoma es hundido y muy pequeño.

Pedina sublaevis (Figura 5, lámina V)Descripción: presenta un caparazón frágil de tama-ño medio ó grande, de forma hemiesférica mas omenos deprimida. Pares de poros dispuestos enpares de tres.

Familia PseudodiadematidaeTetragrama ornatum (Figura 6, lámina V)Descripción: forma subcircular, alta y deprimida enla parte baja, poros simples, áreas ambulacralesanchas con dos líneas de tubérculos finamente cre-nulados. Peristoma muy hundido, aparato apicalgrande y subpentagonal.

Tetragrama variolare (Figura 7, lámina V)Descripción: forma subcircular, ligeramente penta-gonal y deprimida por las dos caras, con porosredondeados. Áreas ambulacrales estrechas y conhileras de tubérculos gruesos. Peristoma circular ypoco desarrollado. Aparato apical grande, pentago-nal y anguloso.

Familia OrthopsidaeOrthopsis miliaris (Figura 8, lámina V)Descripción: especie de talla pequeña, caparazónalto, subcircular, abombado en la parte posterior yaplanado por la cara oral.

Familia HolasteridaeHolaster perrezzii (Figura 9, lámina V)Descripción: caparazón globoso, cordiforme y muydeprimido. Surco anal muy pronunciado. Sistemaapical central alargado. Peristoma anterior circular.

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Holaster suborbicularis (Figura 10, lámina)Descripción: caparazón oval, cordiforme y muydeprimido, más largo que ancho. Ambulacros visi-bles sólo cerca del ápice. Ano oval. Tubérculospequeños e iguales; gránulos muy pequeños y espa-ciados.

Holaster latissimus (Figura , lámina V)Descripción: caparazón cordiforme, muy deprimido,más ancho que largo. Surco ambulacral imparancho y profundo. Ano longitudinal. Tubérculossuperiores pequeños e iguales.

Familia HemisteridaeHemiaster bufo (Figura 11, lámina V)Descripción: caparazón tan ancho como largo,redondeado en la parte delantera y el área analtruncada casi en vertical; ano oval longitudinal.

Hemiaster delgadoi (Figura 12, lámina V)Descripción: forma casi tan ancha como larga. Peris-toma semilunar, pequeño y poco hundido. Aparatoapical subcentral y algo excéntrico hacia delante.

Hemiaster palpebratus (Figura 13, lámina V)Descripción: forma oval, alargada, redondeadadelante y truncada detrás, contorno anguloso. Apa-rato apical excéntrico hacia atrás.

Hemiaster subtilis (Figura 14, lámina V)Descripción: forma oval, de anchura casi igual detrásque delante. Cara inferior casi plana. Aparato apicalexcéntrico hacia atrás.

Hemiaster tumidosus (Figura 15, lámina V)Descripción: caparazón oval, redondeado, amplia-mente truncada detrás. Las cuatro áreas interambu-lacrales pares son muy estrechas y redondeadas enel ápice. Aparato apical subcentral, algo excéntricohacia atrás.

Hemiaster scutiger (Figura 16, lámina V)Descripción: caparazón subcordiforme, ancho y algoestrecho detrás. Contorno poligonal, con ángulosmuy marcados, redondeados y abultados. Aparatoapical subcentral.

Este trabajo ha sido realizado gracias a los proyectosPBI-05-005 (Consejería de Educación y Ciencia de laJunta de Comunidades de Castilla-La Mancha) yEM2006-001 (Consejería de Educación y Ciencia de laJunta de Comunidades de Castilla-La Mancha), asícomo al apoyo de la Asociación Paleontológica Alcarre-ña NAUTILUS (Guadalajara).

Aguirre, E. y Rábano, I., (Coord.) (1999). La huella delpasado: Fósiles de Castilla-La Mancha PatrimonioHistórico. Arqueología Castilla-La Mancha; 16. Servi-cio de Publicaciones, Junta de Comunidades de Cas-tilla-La Mancha. Toledo. 381 pp..

Castel, C., (1882): Descripción física, geognóstica, agrí-cola y forestal de la provincia de Guadalajara. Bole-tín de la Comisión del Mapa Geológico de España,8, 1-270. [Edición facsímil conmemorativa y estudiointroductorio acompañante, Ed. A. Morcillo SanJuan, Guadalajara, 1998, lxxi+270 p].

Palacios, P., (1879): Reseña física y geológica de la parteN.E. de la provincia de Guadalajara. Boletín de laComisión del Mapa Geológico de España, 6, 321-352.

Sánchez de la Torre, L., Agueda, A. y Goy, A., (1971): ElJurásico en el sector central de la Cordillera Ibérica.Cuadernos de Geología Ibérica, 2, 309-320.

Schroder, E., (1930): Das Grenzgebiet von Guadarrameund Mesperischen. Ketten (Zentralspanien). Abh. D.Ges. De Wiss. Gottingem, Meth.-Phys. Kl. N. F., 76(3), 119-180.

Wiedmann, M.E., (1974): Subdivisiones y precisionesbioestratigráficas en el Cretácico superior de lasCadenas Celtibéricas». I Simposium sobre el Cretáci-co de la Cordillera Ibérica. Cuenca. 99-111.

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AGRADECIMIENTOS

REFERENCIAS

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RESEÑA DEL MUSEO DE MOLINA DE ARAGÓN

M. Hombrados1

1 S. Francisco, 9. Molina de Aragón - Guadalajara. [email protected]

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El Museo de Molina de Aragón está ubicado en unode los edificios emblemáticos de la Ciudad: el Conventode San Francisco. Notable por la torre que se elevó en elsiglo XVII, las fachadas de su cuadrado alzado estánorientadas a los cuatro puntos cardinales, rematada sucúpula ortogonal por una veleta de madera de sabina,popularmente llamado «El Giraldo» (Fig. 1). En esteimpresionante marco, presentamos lo que hemos veni-do a llamar Museo de la Vida, ocupando parte de lasdependencias que se usaron como Cárcel y el claustrodel Convento, gracias a la iniciativa de la Asociación deAmigos del Museo de Molina de Aragón.

Figura 1. Vista panorámica del Convento de San Francisco.

En la actualidad la provincia alcarreña se despueblaprogresivamente y este hecho produce paralelamenteun vacío cultural por lo que se hace necesario encontrarpuntos de encuentros entre los distintos pueblos de laprovincia. En este ámbito nació en el 2002 la idea de crear un espacio cultural en Molina de Aragón y se ini-ciaron las gestiones que culminaron con la inauguracióndel Museo de Molina de Aragón.

La principal finalidad de este Museo es servir de pun-to de encuentro para cualquier acontecimiento culturalque, con una calidad científica contrastada, demandeun espacio. Nuestro trabajo pretende ser eminentemen-te científico, para lo cual contamos con personal alta-mente cualificado y con una motivación y entusiasmo endiversos campos tales como la gestión, la enseñanza, eltrabajo científico, la investigación y, en definitiva, elAmor a la Cultura.

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Una de nuestras principales preocupaciones ha sidosuscitar el interés del público más joven por lo que elMuseo está estructurado en cuatro salas que incluyen unespacio infantil diseñado a la medida de este público. Acontinuación se describe la distribución de las distintassalas.

1. INTRODUCCIÓN

2. OBJETIVOS

3. DESCRIPCIÓN DE LAS SALAS

Figura 3. Detalles de la sala de paleontología (Psittacosaurus).

En la primera Sala (Fig. 2 y Fig. 3) se muestran,mediante el estudio de la Paleontología, formas de vidaya desaparecidas. Estos restos fósiles abarcan desde losprimeros organismos productores de oxígeno (por ejem-plo los estromatolitos), pasando por ammonites, trilobi-tes, dinosaurios, hasta los antecesores de los actuales

mamíferos, aves y artrópodos. La magnifica exposiciónnos depara un viaje en el tiempo mientras paseamos porel Claustro del Convento.

A continuación la segunda Sala, de Entomología, nosadentra en el desconocido y poco explorado mundo delos Insectos y nos acerca a la fauna Lepidóptero-lógica(mariposas diurnas).

La tercera Sala presenta una visión de la vida silvestredel Parque Natural del Alto Tajo, tales como mamíferos yaves de nuestros días, que podremos ver al natural, conun poco de suerte, visitando el Parque Natural del AltoTajo (ver itinerario por el Alto Tajo en este mismo volu-men). Hemos de agradecer a la Consejería de MedioAmbiente de Castilla - la Mancha la donación de ejem-plares muertos en accidentes y los permisos necesariospara su naturalización.

La cuarta Sala dedicada a la Arqueología (Fig. 4) abar-ca desde el Paleolítico a la Edad del Bronce y pretendemotivar al visitante para que entienda como es posible laformación de la sociedad moderna, entendiendo por tal laque aparece entre los pueblos prerromanos, de los cualesla cultura Celtibérica es una de las joyas que esconde esteMuseo. La muestra habla por sí misma.

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RESEÑA DEL MUSEO DE MOLINA DE ARAGÓN

Figura 2. Diversas vitrinas de la sala de paleontología.

Figura 4. Vista general de la Sala de Arqueología.

Completamos las Salas de exposiciones con una Salade arte gráfico de carácter permanente.

Dichas exposiciones se centran en los principios quese plantearon desde la Asociación Gestora, dentro deese espíritu divulgador, que pretende ser sede de cual-quier acontecimiento Cultural que con una calidad cien-tífica contrastada nos demanden.

Este trabajo ha sido realizado con el apoyo de la Aso-ciación Paleontológica Alcarreña NAUTILUS (Guadalaja-ra).

Monasterio Cruz, M., (2004): Museos de Molina. Nauti-lus, Revista de divulgación paleontológica, 1, 33-34.

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4. AGRADECIMIENTOS

5. REFERENCIAS

LOS MUSEOS EN ATIENZA

A. González1

1 Párroco de Atienza

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Atienza es una villa con un contenido histórico-artís-tico importante y, en consonancia, con una gran dosis decultura. Su enclave tiene un valor estratégico. En lo másalto, como resguardando a sus habitantes cual atalaya,se puede divisar su magnífico castillo rocoso (Fig. 1).Desde la cercanía de la carretera nacional A2 (Km. 104)se contempla ya su esbelta silueta. Cuando nos aproxi-mamos a su interior observamos la torre del homenaje,dos aljibes y una reconstruida puerta de entrada.

Figura 1. Castillo de Atienza.

Su altura nos permite mirar de tú a tú paisajes como«El Padrastro», El Alto Rey o La Peña de La Bodera. En losdías luminosos de primavera se puede adivinar la ciudaddel Doncel: Sigüenza.

Tan pronto como queramos adentrarnos en la villa,observamos tres grandes murallas-fortaleza, que se danla mano hasta llegar al castillo. Ellas nos hablan de laimportancia histórica de Atienza. La época de su mayoresplendor fue en el siglo XII cuando contaba con unos10.000 habitantes. Durante la Reconquista pertenecía alreino de Castilla y era paso fronterizo para árabes y cris-tianos.

De este período histórico nos han quedado diversoslegados como la existencia de quince templos parro-quiales y varias ermitas atendidas por un cabildo deochenta sacerdotes.

Con el tiempo fue perdiendo relevancia estratégica ycivil, así en 1940 su censo se redujo a 1.400 habitantes.A comienzos del siglo XXI, incluidos los cuatro pueblosanejos (Casillas de Atienza, Bochones, Madrigal y Alpe-droches), el número de habitantes no llega a 500.

Pero esas gestas históricas nos han legado, hasta laactualidad, una gran riqueza de edificios religiosos y unconsiderable patrimonio de obras artísticas. Actualmen-te se conservan cinco iglesias románicas del siglo XII yprincipios del XIII en buen estado de conservación. Ade-más Atienza cuenta con otras dos iglesias renacentistas,un ábside y el resto de la iglesia de San Francisco (de esti-lo gótico inglés) y tres ermitas, también renacentistas.Entre los edificios civiles cabe resaltar la puerta de lamuralla y el Arco de Arrebatacapas que da entrada a laPlaza del Mercado. Este último era el espacio reservadopara el intercambio de bienes, alimentos, animales yotros objetos, en los días de mercado y ferias. En estaplaza porticada del siglo XVI, se ubican la Casa del Cabil-

1. INTRODUCCIÓN

do, el antiguo Concejo y la actual Iglesia Parroquial deSan Juan Bautista que, para no ser una excepción, tam-bién contiene objetos artísticos de valor. La parte inferiorde la plaza del Ayuntamiento, que es irregular en alturas,da vistas a la Posada del Cordón, cuya portada y venta-nales son góticos, a una fuente romana del siglo II y acallejas de sabor medieval.

Han sido precisas la ayuda de organismos oficiales, yla generosa colaboración de los vecinos, para conseguiren las últimas décadas, la restauración de sus monu-mentos y la puesta en marcha de tres museos, que son elorgullo de los «atencinos» y la admiración de los turistasy estudiosos que nos visitan.

Situado en la antigua iglesia parroquial del barrio deSan Gil llegó a convertirse en un almacén de trigo y, lue-go, en unas dignas ruinas. Actualmente está totalmenterestaurado (Fig. 2). Conserva un ábside románico, lapuerta de entrada de estilo plateresco y una nave rena-centista que posee el artesonado de madera de la mismaépoca. Se inauguró a finales del siglo XX, en concreto elaño 1990.

Figura 2. Vista general de la Iglesia de san Gil.

En él podemos contemplar dos vitrinas con abun-dantes objetos de orfebrería en plata: cálices, custodias,cetros y cruces. Algunas son de nácar, marfil y de otrosmateriales. Su estilo suele ser barroco y renacentista y,entre otros orfebres, encontramos la firma de VicenteGavilanes, Vicente Simioli o Pedro de Frías. En total seexponen más de cincuenta piezas (Fig. 3).

Figura 3. Detalle de la vitrina con ajuar celta.

Si es posible animamos a detener la mirada en unamini-colección de pinturas sobre lienzo y tabla, con fir-mas tales como las de Matías Jimeno, Alonso del Arco oMatías de Torres. Destaca una tabla de la Virgen deBelén, de Juan de Juanes y cuatro tablas de profetas ysibilas de Juan de Soreda.

En la sección de tallas policromadas de madera, des-taca un Cristo gótico, un San Sebastián de la escuela deBerruguete y dos bellos ejemplares, del siglo XVI, repre-sentando a la Sinagoga y la Iglesia. En total hay expues-tas aproximadamente treinta imágenes.

No faltan retablos renacentistas, uno dedicado aSantiago, cuya pintura es de Pedro de Andrade, con tra-zas y escultura de Juan de la Sierra y, el otro, recuerda ala Virgen del Pilar. También hay que resaltar los pergami-nos de papas o reyes que, junto a los cantorales, com-pletan el arte religioso del museo.

En el coro es posible admirar una buena colección defósiles fundamentalmente de la zona de Atienza. Perte-necen a la era Mesozoica y en concreto al período Cretá-cico (Cenomaniense). Hay muy buenos ejemplares deerizos tales como Tetragramma malbosi, Hemiastertumidosus y Cidaris figueroensi (un ejemplar difícil deconseguir), gasterópodos (Tylostoma torrubiae y Tylosto-ma globossum), ammonites, bivalvos entre los que seidentifican exogyras (las más abundantes correspondena las especies Exogyra flabellata y Exogyra columba), etc.Asimismo el Museo cuenta con una buena representa-ción del Paleozoico (Devónico), como por ejemplo unOrthoceras de gran tamaño, y braquiópodos de diferen-tes especies procedentes de lugares próximos a la villa.En cuanto al Jurásico de esta zona hay una escasa repre-sentación de ejemplares.

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2. MUSEO DE SAN GIL

Por lo que respecta a los yacimientos de la provinciade Guadalajara posee una buena representación espe-cialmente de taxones del Paleozoico y Mesozoico.

De otras áreas también hay fósiles de considerablevalor. Tal es el caso de una tortuga adquirida en EstadosUnidos e identificada como Stylemys sp. del Cenozoico,una mandíbula de Ichthyosaurio con su dentición y unaplaca de crinoides procedentes de Marruecos.

Una vitrina está dedicada a los minerales de la zonaen la que aparecen muy buenos ejemplares de aragoni-tos, muy abundantes en la zona, pirita, andesita, yesocristalizado, ágata, etc.

En el baptisterio, alrededor de una pila románicabautismal, está representada la prehistoria de la zonacon hachas del paleolítico, abundante material de sílex(cuchillos, núcleos preparados y puntas de flecha), urnasde incineración celtibéricas y monedas romanas e ibéri-cas. Una de ellas, acuñada en Atienza por el rey Titíacodurante el siglo III a. de C.; de dicho nombre regio, secree que procede el nombre de Atienza. Completa laexposición unos broches de cinturón y fíbulas visigodasde bronce y otros muchos utensilios y adornos romanos.

Se encuentra situado fuera de las murallas en la par-te inferior de la villa y fue construida a principios del sigloXIII. En sus avatares ha sufrido las heridas de la guerras y,por ende, diversas modificaciones (Fig. 4). En esta iglesiase encuentra la talla del famoso Cristo de Atienza: conlas figuras de José de Arimatea bajando a Cristo de lacruz junto a la Virgen y a San Juan. Es un conjunto origi-nal del siglo XIII y goza de gran popularidad y devociónpor ser el patrono de la villa. Preside la parte central deuna capilla lujosa de estilo rococó, fruto de la aportacióndel pueblo.

Figura 4. Vista general de la Iglesia-museo de San Bartolomé.

A la entrada de la Iglesia-museo se puede contemplaruna columnata románica y un magnifico ábside de lamisma época. La nave central y capillas sirven de exposi-tor a numerosas pinturas sobre lienzo y tablas del sigloXVII, junto con tallas de madera policromada de lossiglos XVI-XVII y gran cantidad de vasos sagrados y obje-tos de culto en plata. Hay una muestra de ornamentoslitúrgicos valiosos.

Aquí también sorprende la colección de fósiles en sumayoría invertebrados. Hay más de tres mil especies dis-tintas y unos diez mil ejemplares muy bien conservados.Cabe destacar la colección de trilobites especialmentedel Cámbrico, algunos de gran tamaño. Así como otrosejemplares de épocas diversas que llegan hasta el Plioce-no y, en particular, la de ammonites procedentes deCocentaina, pequeños, ferruginosos y con mucha varie-dad de especies. Existe una vitrina dedicada a los pecescon decenas de clases, entre los que destaca por su sin-gularidad el acorazado del Devónico ya que se trata deuna especie muy rara y bien cotizada. Los erizos delgénero Clipeaster también sobresalen por su belleza,junto al resto de erizos del Mesozoico y Cenozoico.Otros moluscos (lamelibranquios) se pueden observarjunto a la pila románica del bautismo. Pero como figuraespecial de esta exposición sobresale el anfibio identifi-cado como Rana pueyoi del Mioceno (Fig. 5) que proce-de de las minas de Libros (Teruel). Todos estos fósiles fue-ron donados generosamente por D. Rafael Criado Puig-doller, gran experto y profundo conocedor de la Paleon-tología.

En el coro se halla el resto de la colección: braquió-podos, con cientos de especies fosilizadas en calcita ypirita, nummulites, belemnites, tallos y cálices de crinoi-deos, vertebrados y plantas. Como en el museo anterior,el de San Gil, aquí encontramos una pequeña exposiciónarqueológica pero con buenas piezas: vasija neolíticadotada de un rico ajuar, hachas de sillimanita y cuchillosde sílex, joyero de bronce visigodo, ídolos neolíticos,vaso de cristal romano. Todo ello regalo del sacerdote D.Julián Estrada Martín, aficionado y estudioso de la cien-cia y las humanidades.

Es de reciente creación y se encuentra situado en laiglesia románica más bonita de Atienza, junto a la mura-lla y al comienzo de la subida al castillo (Fig. 6). Resultaser el centro de la Cofradía «Santísima Trinidad y SanJulián», conocida popularmente como la Caballada. Su

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3. MUSEO DE SAN BARTOLOMÉ

4. MUSEO DE LA SANTÍSIMA TRINIDAD

fiesta, considerada de interés nacional, tiene un origenlejano ya que se remonta al siglo XII cuando los arrierosatencinos dedicados al comercio, con su audaz protec-ción, salvaron a un niño, que más tarde sería el rey Alfon-so VIII de Castilla y le protegieron frente a las ambicionesde su tío Fernando, rey de León.

Figura 5. Ejemplar de Rana pueyoi cedida al Museo por D. RafaelCriado Puigdoller.

Figura 6. Vista general de la Iglesia de la santísima Trinidad.

Agradecido por este motivo una vez elegido rey qui-so favorecer a la villa de Atienza con tierras y otros privi-legios, como el arreglo de las murallas y la construcciónde esta iglesia. Al llegar la fiesta de Pentecostés, coincidepues con El Rocío, cada año bajan los cofrades, vestidoscon capas y trajes de colores, desde el entorno monu-mental de Atienza camino de la ermita de la Estrella, consus caballos engalanados. Allí hay música, danzas y ora-ciones, luego comida campera y, por la tarde, carrera decaballos con los jinetes más avezados. Esta fiesta de laCaballada es siempre muy concurrida.

El museo consta de cinco retablos barrocos. El reta-blo mayor dedicado a la Santísima Trinidad lo componendoce lienzos de Matías de Torres, de gran calidad y belle-za, del año 1640. También son dignos de contemplar loscuatro relieves dedicados a Santos Padres y cuatro pintu-ras sobre tabla de mártires de los primeros siglos. Todosellos son de época renacentista.

El baptisterio, de pila románica, lo preside un Cristodel siglo XII acompañado de la Virgen y San Juan delsiglo XIII. Conviene detenerse en las capillas laterales,una con decoración rococó dedicada a la Inmaculada yotra renacentista dedicada a la Sagrada Familia. Y a con-tinuación pararse a observar con detenimiento una tallaexenta, el Cristo del Perdón de Luis Salvador Carmona,uno de los mejores imagineros del siglo XVIII del que nosllevaremos una grata impresión y recuerdo.

En la sacristía, muy espaciosa, se muestra toda ladocumentación de la Caballada desde las ordenanzasdel siglo XII o principios del XIII, a muchos pergaminoscon cartas de reyes, vestimentas y otros detalles, querecorren el itinerario de dicha Cofradía multicentenaria.

Finalmente citaremos otros argumentos de interésartístico de la villa de Atienza como la balconada-mira-dor de la Trinidad que es fácil de contemplar. Asimismo,invitamos a callejear y admirar los escudos en muchascasonas, las plazas porticadas, las calles empinadas consu bello empedrado, las balconadas y rejerías, etc. Todoello indica que estamos en una villa rural que conserva,alegre y orgullosa, su patrimonio, con sabor a arte y cul-tura por todos los costados, pero que quiere compartirsu historia con el visitante.

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LOS YACIMIENTOS DEL PLEISTOCENO INFERIOR Y MEDIO DE LA SIERRA DE ATAPUERCA

I. Martínez1,2, M.ª B. Ruiz Zapata1, J. L. Arsuaga2,3 y G. Cuenca-Bescós4

1 Área de Paleontología, Departamento de Geología. Universidad de Alcalá de Henares. Edificio de Ciencias. E-28871 Alcalá de Henares.2 Centro de Investigación (UCM-ISCIII) sobre Evolución y Comportamiento Humanos. C/. Sinesio Delgado, 4. E-28029 Madrid.3 Dpto. de Paleontología, Universidad Complutense de Madrid. Facultad de CC. Geológicas. Ciudad Universitaria. 28040 - Madrid.4 Paleontología, Facultad de Ciencias. Universidad de Zaragoza. E-50009 Zaragoza.

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La Sierra de Atapuerca está situada casi en el límiteentre las cuencas geológicas del Ebro y del Duero, en elextremo oriental del corredor de La Bureba. Constituyeuna modesta elevación en la llanura burgalesa (con unacota máxima de 1080 metros en el alto de San Vicente)que sobresale menos de 300 metros por encima de losmateriales neógenos, que colmatan la cuenca del Dueroy que constituyen el techo de la ya de por sí elevadameseta castellana (unos 800 metros de altitud en el áreade la Sierra de Atapuerca). En un esquema regionalamplio (Fig. 1), la Sierra de Atapuerca es una elevaciónapenas visible por estar rodeada por los altos relieves delas cordilleras Cantábrica (Sierras de Ubierna y SantaCasilda) e Ibérica (Sierra de La Demanda).

El río Arlanzón, que nace en la Sierra de La Demanda,es el cauce principal de la red de drenaje de la Sierra deAtapuerca en su vertiente meridional, y forma parte de lared del Arlanza, Este del Pisuerga y todo el conjunto con-forma parte de la red hidrográfica del Duero.

Las cuevas de Atapuerca son parte de un complejosistema kárstico que empezó a desarrollarse en el Neó-geno. Durante el Pleistoceno, las cuevas se fueron col-matando con los materiales de los alrededores, produc-to de la denudación de pendientes y el retroceso de lasparedes y techo de las cuevas. Junto con los sedimentosllegaron restos de animales y plantas procedentes de lasinmediaciones de las entradas.

Figura 1. Esquema de situación de la Sierra de Atapuerca y sus alre-dedores.

Los productos de la actividad biológica de los preda-dores, especialmente las carcasas de los animales consu-midos, las egagrópilas y las heces son la principal fuentede acumulación de los restos de vertebrados fósiles queforman parte de los yacimientos cársticos. Los materialesde menor tamaño llegaron por las entradas y por lasnumerosas fisuras de menor envergadura que se abrenen el techo y las paredes del sistema cárstico.

La Sierra de Atapuerca es un pequeño relieve funda-mentalmente calcáreo situado en el extremo Nordeste

1. INTRODUCCIÓN


de la Cuenca del Duero. La Sierra está constituída pormateriales carbonatados, originados en una plataformamarina de edad Cretácico tardío. La Sierra formó siem-pre parte de un paleorelieve alrededor del cual se acu-mularon los materiales neógenos de la Cuenca del Due-ro que rodean la Sierra, que probablemente llegaron ataparla por completo durante el Terciario. Los materialesneógenos más antiguos se encuentran adosados, discor-dantemente, al relieve mesozoico, y son especialmentevisibles, en el flanco Sur de la Sierra, los conglomeradosde base de edad Oligoceno-Mioceno temprano.

Las facies neógenas más interesantes en el contextoarqueológico y paleontológico de los yacimientos deAtapuerca son las de La Pedraja por su alto contenido encuarcitas y otros materiales utilizados en la elaboraciónde herramientas líticas por parte de los homínidos bur-galeses y las facies de margas y calizas blancas, conoci-das como Calizas de los Páramos, formadas por materia-les que constituyen el relleno inicial de algunas de lascuevas. Son particularmente notables las margas blan-cas que forman el relleno basal en la Sima de los Huesos.

La Karstificación de las calizas cretácicas de la Sierrade Atapuerca debió de empezar hacia el final del Tercia-

rio (fin del Plioceno y comienzos del Pleistoceno) y conti-núa aún activa en algunas cuevas de la Sierra. El rellenode las cuevas y fisuras comenzó después, durante elPleistoceno temprano, probablemente durante el Waa-liense, hace entre 1,5 y 1,2 millones de años, segúndeducimos de la asociación de roedores e insectívorosque hemos estudiado en los niveles inferiores (unidadroja inferior) del yacimiento de la Trinchera del Elefante(Cuenca-Bescós et al., 2004).

El sistema de cuevas y otras cavidades kársticas estárelleno por sedimentos de origen externo (exocársticos)en los que se encuentran abundantes restos fósiles,incluyendo restos humanos, de otros vertebrados, deinvertebrados y de vegetales, así como industria y herra-mientas líticas y derrubios producto en general del des-mantelamiento del relieve. Sólo en los primeros momen-tos del relleno del karst, presentes en la base de los yaci-mientos, los primeros niveles están formados por sedi-mentos endocársticos o facies de interior de cueva, pro-ductos detríticos resultantes de la disolución de las cali-zas que se iban disolviendo al formarse las cuevas.

Algunas de las cavidades forman parte todavía de unsistema cerrado como las del complejo Sima de los Hue-

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Figura 2. Situación de los yacimientos de Atapuerca en la Trinchera del Ferrocarril (TD: Gran Dolina; TP: Penal; TZ: Zarpazos; TG: Galería:TN: Trinchera Norte; TE: Sima del Elefante) y en la cueva Mayor (SH: Sima de los Huesos). Por cortesía del Grupo Espeleológico Edelweiss.

sos - Cueva Mayor y otras han sido exhumadas por laconstrucción de un ferrocarril minero a finales del sigloXIX, lo que hace que se les conozca como los yacimien-tos de la Trinchera del Ferrocarril: Dolina, Penal, Zarpazos�Galería� Tres Simas y Elefante (Fig. 2). Un estudio geo-morfológico detallado de la Sierra de Atapuerca y susalrededores, así como de la evolución del paisaje, ha sidorecientemente desarrollado por Benito (2004).

Trinchera del Elefante

El yacimiento de Trinchera o Sima del Elefante (TE) seencuentra a unos 200 metros al Sur de los yacimientosde Trinchera Dolina y Trinchera Galería. Es también unyacimiento de relleno de cueva fosilizada como los ante-riores, en el que los materiales fueron diseccionados porlas obras del ferrocarril y afloran en la actualidad aambos lados de la trinchera. Tiene un espesor visible deunos 11 metros, aunque los datos del sondeo realizadoen el año 2001 revelan que puede alcanzar los 19 metrosde potencia, siendo por lo tanto el yacimiento con mayorespesor de todos los conocidos en Atapuerca. Los mate-riales de Trinchera del Elefante tienen una edad com-prendida entre alrededor del millón y medio de años(Cuenca-Bescós et al., 2004) y los 200.000 años.

El relleno de TE (Figs. 3 y 4) se divide en 21 nivelesestratigráficos (sólo afloran de E8 a E21) formadosdurante tres fases de relleno distintas (Rosas et al.,2001).

Figura 3. Esquema geológico del yacimiento de Sima del Elefantetomada de Rosas et al., 2001.

En la primera fase la cueva fue rellenándose con lasarcillas y gravas rojas de la unidad roja inferior (TEURI),de 9m de potencia (con bloques de caliza en algunos

tramos y niveles de murcielaguina), todos con un altocontenido en restos fósiles (niveles E8-E14).

Figura 4. Estratigrafía de la Sima del Elefante tomada de Rosas et al.2001.

En una segunda fase la cueva sufre un importanteproceso de reactivación en los niveles inferiores y poste-rior relleno por los materiales de la unidad blanca supe-rior (niveles 15-20), de unos 9 metros de espesor. Esta

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unidad está formada fundamentalmente por margas(E15-E16), limos y niveles de espeleotemas calcíticos (enel nivel E17) que hacia el techo aumentan en tamaño degrano y cantidad de clastos y presentan una coloraciónmás rojiza (E18-E19).

Una tercera fase de relleno corresponde a los depósi-tos de gravedad que colman y cierran la entrada de lacueva desde un conducto vertical situado al Sur de lasección (Rosas et al., 2001). Este relleno final se produceen el nivel 20.

La asociación de micromamíferos de los niveles infe-riores de Trinchera Elefante nos indican que ésta cuevaempezó a colmatarse hace algo más del millón de años,probablemente durante el Waaliense, período cálido delPleistoceno temprano que está datado en otras regionesde Europa entre los 1,2 y 1,5 millones de años (Cuenca-Bescós et al., 2004). En el apartado de paleontologíaveremos los micromamíferos que han servido para cono-cer la edad de los niveles de Trinchera Elefante.

Complejo de Galería - Tres Simas - Cuevade los Zarpazos

El complejo de Galería � Cueva de los Zarpazos estásituado en una cueva cuya exhumación no se produjodurante la construcción de la Trinchera del Ferrocarril,sino en trabajos de minería posteriores. Este complejoestá formado por los yacimientos de Trinchera Galería(TG), una entrada vertical conocida como Trinchera Nor-te (TN) y el posible vestíbulo próximo a la entrada delcomplejo, conocido como Covacha o Trinchera de losZarpazos (TZ). El relleno de los tres sectores es más omenos simultáneo y los niveles (tanto de exterior comode interior de cueva), de los tres se relacionan espacial-mente al pasar lateralmente de uno a otro.

Pérez-González et al. (1995) diferencia cinco fasesclásticas de relleno y las nombran de GI en la base a GVa techo, culminando con una fase edáfica relicta quedenominan GVI (Fig. 5). El nivel GI está constituido porfacies laminadas limosas y arcillosas que terminan atecho con un nivel gris oscuro de excrementos de mur-ciélagos, bastante continuo y que en el lado sur deGalería puede alcanzar los 27 cm de espesor. En la uni-dad GI hay también niveles de precipitación carbonata-da (espeleotemas); uno basal, que se apoya en la calizacretácica (TN1), y otro interestratificado entre las facieslaminadas.

Figura 5. Esquema geológico de los yacimientos de Trinchera Gale-ría � Zarpazos. Tomada de Pérez et al., 1995.

El nivel GII es el comienzo de la fase de colmatacióncon sedimentos de exterior de cueva. Comprende los tér-minos TG6-8, TG9 y TG10 al norte junto con sus correla-tivos al sur de Galería, los niveles TN2, 3, 4, 6 y 7 (Cuen-ca-Bescós et al., 1999a). Esta unidad consiste general-mente en sedimentos clásticos, de gravedad, con entra-da sur y algo de norte que presentan en la parte centralsedimentos más finos que soportan algunos cantos. Hayfinos depósitos calcíticos intercalados en esta unidad.

Hay fósiles de roedores en los niveles GII, GIII, en laparte inferior de GII (antes TG8-9 y TG10 CC) los restosson de escasos a ausentes. En los niveles superiores va-rían las proporciones relativas y sus caracteres biométri-cos. En la distribución de los roedores de Galería (Fig. 6)se observan interesantes diferencias en las proporcionesde los distintos taxones.

Se puede decir que en el intervalo representado porG II y GIII las diferencias temporales no debían ser muygrandes ya que la composición de la asociación de roe-dores es parecida. La ausencia / presencia de algunostaxones debe ser atribuida a razones ecológicas / tafo-nómicas más que a verdaderas apariciones o desapari-ciones por migración o inmigración. Sí se observa unadiferencia en el estadio evolutivo que presentan los taxo-

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nes de los niveles TG8, TG9 y TG10 CC que nos puedeindicar que estos niveles están más separados del restode GII de lo que están GII y GIII entre sí. El intervalo detiempo representado en estas discontinuidades es, por elmomento, difícil de evaluar.

Figura 6. Distribución de los roedores de Trinchera Galería.

Trinchera Dolina

El relleno denominado Gran Dolina o Trinchera Doli-na (TD) es otra de las cavidades cársticas situadas en laTrinchera del Ferrocarril de Atapuerca. Tiene una poten-cia de 18 metros y una extensión espacial desconocida.Está formada por 11 unidades, los niveles Trinchera Doli-na 1 a 11 (TD1 a TD11), que fueron definidas durante losprimeros estudios de Atapuerca (Parés y Pérez González,1999) y que prácticamente se han mantenido hasta hoy.Los trabajos de excavación en extensión han expuestonuevos perfiles, que permiten detallar mejor estas unida-des. Un ejemplo de ello, lo encontramos en la recientedivisión del nivel Trinchera Dolina 8 en dos unidades dis-tintas (TD8a y TD8b) gracias al estudio de los pequeñosmamíferos: el nivel TD8a, o inferior, contiene microfaunade carácter Pleistoceno temprano, mientras que el nivelTD8b, o superior, presenta ya una asociación del Pleisto-ceno Medio (Cuenca-Bescós et al., 2001).

Los niveles TD1 y TD2 son facies de interior de cueva,mientras que el resto son niveles de entrada de sedimen-tos del exterior, mezclados con clastos producto de ladesintegración de la caliza de las paredes de las cuevas.Sólo el nivel TD7 parece presentar una facies con un ori-gen mayoritariamente hídrico. Los niveles TD3 a TD11contienen fósiles e industria lítica, con la excepción de

TD9, que está formado por murcielaguina y rizoconcrec-ciones.

Mediante métodos bioestratigráficos (especialmentecon los roedores, ver Cuenca-Bescós et al., 1995; 1999b,2001 y 2004), los niveles TD3 a TD8a de Trinchera Doli-na han sido datados como Pleistoceno Inferior, mientrasque los niveles TD8b a TD11 se han datado como Pleis-toceno medio. Esta datación es congruente con las obte-nidas Mediante el método del espín de resonancia elec-trónica (ESR) y el análisis de las series de uranio, que si-túan los niveles fosilíferos TD6 a TD11 entre cerca de850ky y 300 ky (Falguères et al., 1999). Estos resultadosconcuerdan, a su vez, con los estudios paleomagnéticosde Parés y Pérez González (1999), que sitúan el límiteMatuyama-Brunhes en el nivel TD7 indicando una edadde 780 ky para ese nivel (Fig. 7).

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Figura 7. Estratigrafía del relleno de Trinchera Dolina.

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Cerca del techo de TD6 hay 15 centímetros de unaarcilla marrón rojiza, conocidos como el estrato Aurora,en el cual se encontraron durante las campañas de exca-vación de 1994, 1995 y 1996 industria lítica, restos defauna y unos 80 restos de fósiles humanos atribuidos en1997 a una nueva especie humana, Homo antecessor(Carbonell et al., 1995; Bermúdez de Castro et al.,1997).

Sima de los Huesos

La Sima de los Huesos (SH) es otro de los rellenoscársticos de la Sierra de Atapuerca, en el que se haencontrado la mayor acumulación de restos de fósileshumanos del Pleistoceno Medio de todo el mundo(Aguirre, 2001; Arsuaga et al., 1993; 1997). La estrati-grafía de la Sima de los Huesos (Fig. 8) se describe condetalle en Arsuaga et al. (1997).

Figura 8. Esquema geológico del yacimiento de la Sima de los Hue-sos tomada de Bischoff et al., 2003.

En la Sima de los Huesos encontramos tres nivelesfosilíferos con restos de roedores. El inferior está consti-tuido por arcillas rojas, que contienen numerosos restosfósiles de Homo heidelbergensis y de Ursus deningeri. Enel nivel intermedio, la arcilla es de color más claro, conpredominancia de restos de Ursus deningeri y algún res-to humano aislado. El nivel superior se denomina arcillasmarrones con murcielaguina (Arsuaga et al., 1997), y

tiene gran cantidad de quirópteros y algunos restos deroedores. El nivel inferior y el intermedio están separadosdel superior por un espeleotema o costra carbonatadadatado recientemente entre 400 y 500ky por Bischoff etal., 2003.

Es importante señalar que el registro paleontológicoy arqueológico de los yacimientos de la Sierra de Ata-puerca es el resultado de una rigurosa excavación, reali-zada con una metodología arqueológica y paleontológi-ca. Por su parte, los microfósiles se obtienen a partir dellavado-tamizado de todo el sedimento o residuo fino, detamaño menor del centímetro, extraído durante lasexcavaciones, lo que supone el lavado de cerca de unatonelada diaria, lo que suma alrededor de 25 toneladaspor campaña de excavación, que tiene lugar en losmeses de julio cada año. El material concentrado y elprocesado de los levigados para el estudio de los micro-vertebrados se realiza durante el resto del año en el áreade Paleontología de Zaragoza.

El yacimiento de Trinchera o Sima delElefante

En la campaña de excavación del año 1995 comen-zamos el muestreo sistemático de microfauna de la uni-dad roja, o unidad inferior de Trinchera Elefante (TEURI)al hacer una excavación de prueba o cata, de 1 m2 deextensión, ampliada a 2 m2 en 1996, año en el que sehizo un sondeo de unos 3,5 metros de profundidad apartir del asiento de la actual trinchera del ferrocarril. Enesta segunda campaña se procesaron otras 16 muestras.En 1999 comenzó la excavación sistemática del yaci-miento que continúa en la actualidad (Rosas et al., 2001;Cuenca Bescós et al., 2004).

Las especies de roedores determinadas en los nivelesE8-E13 de la unidad roja inferior corresponden a unaasociación del Pleistoceno Inferior, aunque los valores depresencia/ausencia y número de individuos varían de un

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8. PALEONTOLOGÍA DE LOS YACIMIENTOS DEATAPUERCA: EVOLUCIÓN DE LASASOCIACIONES DE LOS MAMÍFEROSEN LOS YACIMIENTOS

nivel a otro, siendo el más rico y diverso el nivel E9(conocido como «toblerone»). La lista actualizada deroedores es la siguiente: Allophaiomys chalinei, A. lavo-cati, Iberomys aff. nutiensis-thenii-huescarensis, Unga-romys nanus, Pliomys episcopalis, Mimomys, Castillomysrivas, Apodemus sp., Glis sp., Eliomys cf. quercinus, Cas-tor fiber, Sciurus sp. Los insectívoros de TEURI estánrepresentados por 8 especies agrupadas en 3 familias:Erinaceidae (Erinaceus cf. europaeus); Talpidae (Talpa cf.europaea y Desmaninae indet.) y Soricidae (Beremendiacf. minor, Neomyinae indet., Sorex sp., Crocidura cf. rus-sula, y Crocidura sp.).

La evolución de las asociaciones de micromamíferosparece corresponder con las tres fases c-f-c característi-cas del Waaliense en el Norte de Europa, un episodio engeneral cálido del Pleistoceno Inferior. El Waaliense seencuentra dentro del magnetocron Matuyama y secaracteriza por una sucesión de eventos cálido, frío, cáli-do que tienen lugar entre hace 1.500.000 y 1.250.000años. Los estudios paleomagnéticos confirman la posi-ción de TEURI dentro del cron Matuyama (Rosas et al.,2001).

Queda descartada una edad más antigua comoEbuoncense, puesto que ésta representa un episodio fríocon respecto al Waaliense y, por otra parte, la fauna deroedores no parece ser tan antigua como la edad supe-rior al millón y medio de años del Eburoniense (1.8-1.5ma). Por encima del Waaliense se encuentra de nuevo unepisodio frío, el Menapiense, y a partir de éste el Bave-liense (de alrededor del millón de años), más cálido, yfinalmente el «Cromerian complex» que engloba el lími-te Matuyama -Brunhes (780.000 años AP). La base delBaveliense contiene el cron positivo Jaramillo dentro delcron negativo de Matuyama. No parece haber cambiosen la polaridad magnética negativa de toda la UnidadInferior de Elefante, por lo que podemos descartar quelos niveles estudiados correspondan al Baveliense.

La fauna de roedores nos da una edad que podría irdesde el millón de años, por compartir especies seme-jantes a las de yacimientos europeos de esta edad (Jara-millo), como Valerots, Vallonnet o Untermassfeld; hasta1.5 ma por las especies presentes en yacimientos ante-riores a Jaramillo como A. chalinei y Castillomys, taxóneste último propio del Plioceno español que se extinguedurante el Pleistoceno Inferior (Laplana y Cuenca-Bescós,2000). También los insectívoros de las subfamilias Des-maninae y Neomyinae indican una edad más antigua,pues la mayoría de sus representantes europeos son for-mas plio-pleistocenas.

Los yacimientos de Trinchera Galería -Tres Simas

La mayoría de las especies de roedores se encuentranrepresentadas en mayor o menor proporción en todos losniveles (Fig. 9), salvo Marmota que sólo se aparece en losniveles más bajos de Galería. También se aprecian diferen-cias de orden biométrico a lo largo de la secuencia delrelleno. La asociación de roedores está compuesta por 11especies: Arvicola sp. (grupo sapidus), Microtus jansoni,Microtus aff. arvalis, Terricola atapuerquensis, Iberomysbrecciensis, Pliomys lenki, Allocricetus bursae, Apodemussp., Eliomys quercinus quercinus, Marmota sp. e Hystrix(Acanthion) vinogradovi. La composición de esta asocia-ción faunística y el estadio evolutivo de las especies estu-diadas en Galería nos permite encuadrar estos yacimien-tos en relación con otros yacimientos del PleistocenoMedio de España, como Aridos 1, Ambrona, Cueva delAgua y en Francia el de Aragó (Tautavel).

Por otra parte la presencia de Hystrix, junto con otrasespecies mediterráneas como Iberomys brecciensis, yArvicola (grupo sapidus), así como especies con afinida-des por climas menos mediterráneos a templados comoPliomys lenki, nos indican un clima templado-cálido máspropio de una época interglacial (Mindel-Riss) que deuna época glacial, aunque también esto podría interpre-tarse como una menor influencia de las glaciaciones enla Península Ibérica.

Con relación a la escala bioestratigráfica de Europacentral y suroccidental, la correlación es realizada a travésde las localidades francesas. Aridos 1 y Saint Esteve Jansonse sitúa en las últimas fases del Bihariense (Verteszöllös-Uppony). Estas son fases frías en Europa central aunqueen los yacimientos españoles y Saint Esteve Janson, la fau-na presenta componentes de clima cálido-templado. Ver-teszöllös y por consiguiente Saint Esteve y El Higuerónpueden ser atribuidos al Mindel. La fase de l�Arago seidentifica con la base del Riss y cerca se deben situar losniveles con roedores de Trinchera Galería - Tres Simas. Enlas últimas campañas, durante la excavación de la Cuevade los Zarpazos, la asociación de roedores continúa sien-do la misma aunque hay un ligero incremento en el núme-ro de individuos de puercoespín (Hystrix).

El yacimiento de Trinchera Dolina

Hemos subdividido esta secuencia de relleno de lacueva de la Trinchera Dolina en tres biozonas en funciónde su contenido en microfauna (Fig. 9): La biozona de

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Allophaiomys chalinei, la biozona Iberomys aff. huesca-rensis y la biozona Iberomys brecciensis.

1. Biozona Allophaiomys chalinei: la asociación fau-nística de esta biozona se encuentra representada en losniveles de Trinchera Dolina 3 a partir del nivel 6 hasta latalla T45, es decir, unos centímetros por debajo del«estrato» Aurora (T43-36). Los roedores Allophaiomyschalinei, Stenocranius gregaloides, Terricola arvalidens,Pliomys episcopalis, Mimomys savini, Iberomys aff. hues-carensis, Microtus seseae, Hystrix refossa, Castor fiber,Marmota sp., Allocricetus bursae, Elliomys, Apodemus,Micromys caracterizan esta biozona. También seencuentran los géneros de insectívoros Beremendia,Sorex, Crocidura, Talpa y Erinaceus (Cuenca Bescós et al.,2004). La última aparición de Allophaiomys chalinei enDolina se encuentra en la talla 45 del nivel TD 6. Estaespecie está presente en otros yacimientos del Pleistoce-no temprano mediterráneos, encontrándose en localida-des de España e Italia como Cueva Victoria, Bagur 2,Casablanca 3 (=Almenara 3), Castelldefells, Las Cabe-zas, Fuentenueva 3 y Pietrafitta, representa una edadque comprende entre los 1,6 millones de años (Bagur 2)a los 0,8 ma de Gran Dolina 6 (Cuenca-Bescós y García,2004).

2. Biozona Iberomys aff. huescarensis: los roedoresde esta biozona se encuentran en los niveles TD6 supe-rior (Tallas 44 a 33, comprendiendo el «estrato» Aurora),hasta el nivel TD8a o inferior. Los roedores característicosde esta biozona son: Terricola arvalidens, Pliomys episco-palis, Mimomys savini, Iberomys aff. huescarensis,Microtus aff. oeconomus, Hystrix refossa, Castor, Allocri-cetus, Elliomys y Apodemus. Algunos de estos taxonesson típicos elementos del Bihariense. El Bihariense tar-dío, en el que está incluida la biozona Mimomys savinicomprende el límite paleomagnético Matuyama/Brun-hes (M/B, 780 Ky) como se verifica en el yacimiento deTrinchera Dolina nivel 7, que está comprendido en unasecuencia TD3 a TD8a a lo largo de la cual está presenteel taxón índice de la biozona del mismo modo que enotras secuencias del Pleistoceno europeo (Cuenca Bescóset al., 1999b, 2001). Este límite paleomagnético es elmás utilizado para marcar el límite entre el PleistocenoInferior y Medio, aunque esta propuesta es todavía dis-cutida. En los trabajos de Atapuerca utilizaremos el lími-te M/B para situar el límite Pleistoceno Inferior � Medioaunque la fauna cambia realmente al comienzo del Pleis-toceno Medio.

3. Biozona Iberomys brecciensis: Los niveles de Trin-chera Dolina TD8b, TD10, TD11 con Arvicola sp., Ibe-romys brecciensis y Microtus agrestis jansoni son clara-mente de edad Pleistoceno Medio. El nivel TD8b es difí-cil de comparar con otras localidades europeas, sinembargo TD10 puede ser correlacionado con los yaci-mientos que registran la primera entrada del género dearvicólido arrizodonto Arvicola, supuesto descendientedirecto de Mimomys savini. Otros roedores de esta bio-zona presentes en los niveles TD10 y TD11: Terricola ata-puerquensis, Microtus arvalis, Clethrionomys glareolus,Pliomys lenki, Allocricetus bursae, Elliomys quercinus,Apodemus flavicollis y Marmota.

La asociación de grandes mamíferos de los nivelesTrinchera Dolina 3/4 a 8a en la Sierra de Atapuerca,incluye a los siguientes carnívoros y herbívoros (García yArsuaga, 2001; Cuenca-Bescós y García, 2004): los car-nívoros Ursus dolinensis, Crocuta crocuta, Mustela paler-minea, Canis mosbachensis, Vulpes praeglacialis, Lynxsp., Homotherium latidens y Panthera gombaszoegen-sis; los hervíboros Mammuthus sp., Stephanorhinusetruscus, Equus altidens, Dama �nestii� vallonnetensis,Eucladoceros giulii, Cervus elaphus acoronatus, Bison cf.voigtstedtensis, Sus scrofa, Hippopotamus amphibius yPraeovibos sp.; Estos taxones son característicos del finaldel Pleistoceno temprano.

Algunas de las especies de los niveles 3-8a (comoVulpes praeglacialis, Homotherium latidens, Pantheragombaszoegensis, Dama �nestii� vallonnetensis, Stepha-norhinus etruscus, Bison cf. voigtstedtensis, Mimomyssavini, Stenocranius gregaloides y Terricola arvalidens)sobrepasan al límite Pleistoceno Inferior � Medio y pue-den encontrarse hasta el Pleistoceno Medio en otraslocalidades europeas así como en el nivel TD8a de Trin-chera Dolina en Atapuerca.

Los grandes mamíferos de los niveles TD 10 y TD 11incluyen a los carnívoros Ursus cf. arctos, Cuon cf. alpi-nus, Panthera leo, Vulpes vulpes, y Homotherium lati-dens excavado en las campañas más recientes entre losgrandes carnívoros, los pequeños Meles meles, Mustelasp. (erminea/nivalis), a los grandes herbívoros Hemitra-gus bonnali, Equus caballus, Bos/Bison, Stephanorhinuscf. hemitoechus, Sus scrofa, Dama dama clactoniana,Cervus elaphus cf. priscus, y a los roedores Arvicola cf.sapidus, Pliomys lenki, Microtus agrestis, Microtus arva-lis, Iberomys brecciensis y Terricola atapuerquensis.

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Un taxón de carnívoros interesante es de la hiena delgénero Crocuta en los niveles TD4 al nivel TD8a. Esta esla primera presencia de Crocuta crocuta en Europa, aun-que hay dos yacimientos europeos más antiguos conrestos dudosos de esta hiena: Selva Vecchia y Betfia V. Enel nivel TD6 la hiena coexiste con los humanos de laespecie Homo antecessor. En los niveles superiores,TD11 no se han encontrado restos de hienas, a pesar deque la excavación tiene alrededor de 100 metros cuadra-dos por lo que es probable que la hiena desapareciera deAtapuerca en este nivel. También resaltaremos que Vul-pes vulpes hace su primera aparición en los yacimientosde Atapuerca después de la inversión paleomagnéticaMatuyama-Bruhnes en los niveles TD10 y TD11, asícomo en Trinchera Galería y Sima de los Huesos, todosellos yacimientos del Pleistoceno Medio de la Sierra deAtapuerca. En los niveles inferiores, por debajo de M/Bencontramos Vulpes praeglacialis.

Entre los grandes herbívoros es interesante resaltar lapresencia única de Hippopotamus amphibius en TD8a,únicamente representado por un diente aislado: un inci-sivo superior.

Así podemos concluir que en Trinchera Dolina tene-mos la transición Mimomys/Arvicola la cual a su vez sirve

de marcador bioestratigráfico del límite Bihariense/Toringiense. Este límite ha sido considerado como el dellímite entre el Pleistoceno Inferior y Medio en la bioes-tratigrafía continental del Cuaternario. Sin embargo enlas escalas cronológicas del Cuaternario se utiliza lainversión paleomagnética Matuyama/Brunhes yMimomys cruza este límite encontrándose en yacimien-tos «post M/B» como: West Runton, Voigtstedt, Ata-puerca Trinchera Dolina 8a y otras faunas del Cromerien-se en general.

El Bihariense tardío, con la biozona Mimomys saviniincluye el límite paleomagnético Matuyama/Brunhes enEuropa, registrado en las secuencias de diversos yaci-mientos como Trinchera Dolina, Stranska Skala, Grace,Shamin, Mahlis, Kärlich (Cuenca Bescós et al., 1999b).Puesto que el nivel con Homo antecessor, el nivel TD6con el estrato Aurora a techo, está debajo de TD7,entonces los primeros europeos pasaron a Europa occi-dental antes de los 780.000 años, durante el Pleistocenotemprano.

Los niveles inferiores de Trinchera Dolina (TD3 aTD8a) pueden representar también al inestable períodoque caracteriza al final del Pleisoceno Inferior. Elementosde medios abiertos y áridos como la Marmota así como

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Figura 9. Distribución de los mamíferos en el yacimiento de Trinchera Dolina y Trinchera Galería (en gris).

una gran diversidad de arvicólidos se encuentran enTD5. Anteriormente, en TD4 y posteriormente, en TD6 elpaisaje puede ser más arbolado y el tiempo más templa-do y húmedo como muestra la presencia de Hystrix yCastor. En el nivel TD8a, la presencia de Hystrix así comola de Hippopotamus junto con la baja diversidad de topi-llos (arvicólidos) puede indicar un período relativamentemás cálido. Los niveles TD8b y D10, TD11 pueden repre-sentar un período más complejo con un clima que alter-na entre condiciones más cálidas y más frías coherentecon la correlación con los estadios isotópicos marinos(MIS) 9 a 11 considerada para estos niveles, TD6 secorrelaciona con el MIS 19 o 21, TD5 con el MIS 22 y TD4con el MIS 23 (Falguères et al., 1999, Cuenca-Bescós etal., 2004).

El yacimiento de la Sima de los Huesos

Los micromamíferos son escasos en la Sima de losHuesos, por lo que tradicionalmente las correlacionesbioestratigráficas basadas en las asociaciones faunísticasse han realizado con el grupo más abundante, el de loscarnívoros, especialmente los úrsidos (García et al.,1997). Un primer intento de datar con roedores es el tra-bajo de Cuenca-Bescós et al. (1997) y Cuenca-Bescós etal. (2004). La lista de micromamíferos de la Sima de losHuesos es: Miniopterus schreibersi, Myotis myotis/blythi,Allocricetus bursae cf. correzensis, Pliomys sp., Arvicoli-dae indet., Eliomys quercinus cf. Quercinus, Apodemussp., y Allocricetus bursae. El escaso contenido en restosde estos fósiles, tan abundantes en los demás yacimien-tos de la Sierra de Atapuerca, puede indicar una ciertadistancia del lugar de origen de la acumulación, éste últi-mo generalmente está asociado a una de las entradas alas cuevas, bien sea por las fisuras, bocas o simas queconducen al interior del sistema kárstico. Desconocemosel lugar donde se estaban produciendo y amontonandolos restos de micromamíferos, pero se puede asumir quedicha fuente estaba relativamente lejos del actual yaci-miento. Esto es, que la Sima de los Huesos era relativa-mente inaccesible para los roedores, por lo que sus res-tos debieron de ser transportados hasta el emplaza-miento actual junto con los demás sedimentos y otrosfósiles.

Los microfósiles presentan ligeros signos de digestiónen algunas piezas. Únicamente un ejemplar de microti-no tiene evidencias de digestión de ligera a moderada.Los dientes situados en las mandíbulas de A. bursae y A.sylvaticus están inalterados con excepción de roturas

que pueden explicarse por el transporte y por los proce-sos de lavado y tamizado de los sedimentos a los que lossometemos para concentrar los microfósiles. Los dien-tes, aunque se encuentran aislados, conservan las raícesy las mandíbulas mantienen los incisivos. También losespecimenes de A. sylvaticus están bien conservados enlos dos niveles fosilíferos.

La buena conservación de los quirópteros y su granproporción en relación con los restos de roedores indicaque éstos se acumularon en un lugar cercano o dondehabía una colonia de hibernación, después fueron trans-portados junto con otros restos fósiles en el sedimento.Si los murciélagos fueran restos de excrementos o ega-grópilas de aves o mamíferos predadores, los huesostendrían más signos de estar digeridos, siendo las rotu-ras y alteraciones mayores. Nuestra hipótesis es que ungran número de carcasas de murciélagos y algunoscadáveres de roedores se acumularon en o cerca de lacueva de la Sima de los Huesos, quizás una cavidad másalta, de la cual fue transportado algo de material a lacavidad inferior (la Sima de los Huesos es el lugar topo-gráficamente más bajo del sistema kárstico de Atapuer-ca, Arsuaga et al., 1993, 1997) y acumulado junto conlos sedimentos que contienen los restos de macromamí-feros y de humanos. Algunos excrementos o egagrópilastambién podrían haber sido transportados junto con loscadáveres.

En la Unidad de Arcillas con Murcielaguina la con-centración de quirópteros es mayor, siendo posibledenominarla «capa de murciélagos» ya que estos mamí-feros son los más abundantes, además, las mandíbulas ylos maxilares están completos, incluso se encuentrancráneos enteros y los gráciles y largos elementos post-craneales de quirópteros sin romper, con las epífisisintactas. Los múridos no están tan completos como losrestos de quirópteros pero se encuentran mandíbulasprácticamente completas. En general los restos depequeños mamíferos de esta unidad superior dan unaimpresión general de buena conservación y mejor pre-servación de las partes anatómicas.

En este nivel, el número de mandíbulas y dientes deA. sylvaticus es proporcionalmente mayor que el de res-tos del esqueleto postcraneal. En la actualidad, similarescondiciones de acumulación de murciélagos se dan encuevas en las que hay colonias hibernantes, ya que enverano los huesos se disolverían en el guano. Algunosroedores visitarían esporádicamente la cueva durante laestación invernal. La entrada principal no debía de estaralejada pero sería muy pequeña e impediría la entradade animales de mayor tamaño.

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Por otra parte el tamaño de Allocricetus bursae delnivel con homínidos de Sima de los Huesos coincide conel del máximo de tamaño presentado al final del Pleisto-ceno Medio en otras poblaciones europeas.

Además del ya mencionado Ursus deningeri, que estaxón dominante, los otros elementos faunísticos, apar-te de los humanos, que aparecen en la Sima de los Hue-sos corresponden a especies de carnívoros de distintastallas, sin que hasta la fecha se halla recuperado ni unsolo fósil de herbívoro. Estas especies acompañantes dehumanos y osos son: Mustela erminea/nivalis, Martesmartes/foina, Lynx pardinus speleaeus, Panthera sp.,Panthera leo cf. fossilis, Canis lupus y Vulpes vulpes (Gar-cía et al., 1997 y García et al., 2001).

En la Sierra de Atapuerca vivieron tres tipos de homí-nidos fósiles consecutivos en el tiempo, la especie repre-sentada por los fósiles del yacimiento de la Sima del Ele-fante (aún por determinar), el Homo antecessor (en elnivel TD6 de Gran Dolina) y el Homo heidelbergensis (enla Sima de los Huesos y la Galería; Fig. 10), que ocuparonlas cavidades de esta sierra burgalesa durante el Pleisto-ceno Inferior y el Pleistoceno Medio, respectivamente.

Aunque las primeras evidencias de presencia humanaen la Sierra de Atapuerca (que incluyen los fósiles huma-nos más antiguos del continente) se documentan en losniveles inferiores de la Sima del Elefante, es en la secuen-cia de Gran Dolina en donde mejor puede estudiarse lahistoria de las ocupaciones humanas en la Sierra de Ata-puerca durante el Pleistoceno Inferior y Medio. En losniveles inferiores de este yacimiento (TD4) se han recu-perado varios cantos de cuarcita toscamente trabajadosque dan testimonio de una industria muy arcaica, detipo Olduvayense (Modo 1). Por la escasez de los hallaz-gos parece tratarse de visitas esporádicas, posiblementepara refugiarse o abastecerse de animales muertos.

En niveles superiores se observa una mayor intensi-dad en la ocupación humana de la Sierra, aumentandoel número de visitas, que eran cada vez más prolonga-das, según se desprende del número de útiles recupera-dos. Estas piezas de industria están confeccionadas ensu mayoría de sílex, material muy apto para la fabrica-ción de instrumentos líticos. Se trata de una evidencia de

selección previa de los materiales en el proceso de fabri-cación de instrumentos, lo que indica el gran conoci-miento de las diferentes características de los materialeslíticos. Sin embargo, la práctica ausencia de lascas reto-cadas apunta a que aquellos humanos realizaban activi-dades poco diversificadas.

Figura 10. Detalle del cuadro de excavación T-16 en 1992 (Sima delos Huesos). Arriba se observa el Cráneo 4 y a la izquierda un frag-mento del Cráneo 5, ambos pertenecientes a la especie Homo heil-delbergensis (Foto cortesía de Javier Trueba).

Los fósiles humanos recuperados de Homo anteces-sor (Carbonell et al., 1995) representan a una especiehumana que vivió en Europa y África durante el Pleisto-ceno Inferior. A partir del estudio de sus fósiles se ha lle-gado a la conclusión de que esta especie constituye laúltima antepasada común de los linajes de los neander-tales y de los humanos modernos (Bermúdez de Castroet al., 1997). La fracción de la población de Homo ante-cessor que llegó a Europa desde tierras africanas diolugar, por evolución, a la especie Homo heidelbergensis(representada en la Sima de los Huesos, Fig. 9) que, a suvez, es la antecesora de los neandertales (Homo nean-derthalensis), que poblaron posteriormente Europa.

Los restos humanos de Homo antecessor halladoshasta la fecha corresponden a un número mínimo deseis individuos: dos niños de entre 3 y 4 años, uno de 11años, otro de 13 años y dos adultos jóvenes de no másde 20 años (Carbonell et al., 1995 y Bermúdez de Castroet al., 1997).

A partir de análisis anatómicos y estudios realizadoscon el concurso de microscopía electrónica, se ha podi-do constatar la existencia de marcas de corte en un gran

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4. GÉNERO HOMO EN LA SIERRA DEATAPUERCA

número de fósiles humanos, cuya morfología y situaciónanatómica indican que fueron realizadas durante el pro-ceso de descarnamiento de los cadáveres, documentán-dose así el caso de canibalismo más antiguo conocido.

El origen de la extraordinaria acumulación de fósileshumanos de la Sima de los Huesos constituye un proble-ma de difícil solución. En el yacimiento no aparece nin-gún fósil de herbívoro ni los huesos están alterados porla acción de los depredadores, lo que descarta que setrate del cubil de un carnívoro. La ausencia de herbívorose industria lítica muestra que tampoco se trata de unlugar habitual de ocupación humana. Además, este yaci-miento es excepcional por haberse recuperado en él res-tos humanos de todo el esqueleto, lo que significa que laacumulación original consistía en cadáveres y no en hue-sos aislados. Con estos datos, la hipótesis más razonablees la de proponer un origen antrópico para la acumula-ción (Arsuaga et al., 1990 y 1997) lo que constituiría,con mucho, la evidencia más antigua de práctica funera-ria y de comportamiento simbólico.

Por otra parte, las investigaciones realizadas a partir delos fósiles humanos de la Sima de los Huesos han demos-trado que se trataba de personas mucho más corpulentasque las actuales y de una estatura equivalente a la de unapoblación humana moderna. También ha sido posibledemostrar que, contra lo que pensaban muchos, las dife-rencias de tamaño corporal entre las mujeres y los varoneseran del mismo grado que las que existen en la actualidad.

Agradecemos a todos los miembros de la AsociaciónEspañola para la Enseñanza de las Ciencias de la Tierra(AEPECT) por su asistencia a este XV Simposio sobreEnseñanza de la Geología. A todo el equipo de Atapuer-ca que con su trabajo, tanto durante las campañas deexcavación como en su estudio de laboratorio, permitenque haya fósiles para estudiar. A la Junta de Castilla yLeón, al Ministerio de Ciencia y Tecnología (ProyectoBOS2003-08938-C03-01), al Consejo superior de Inves-tigaciones Científicas, a la Fundación Atapuerca, al Insti-tuto Nacional de Empleo por su continua colaboracióneconómica e institucional que hacen que el proyectoAtapuerca siga adelante. Finalmente, a todas las Univer-sidades Españolas en las que trabajan los miembrosinvestigadores de este proyecto (Universidad Complu-tense de Madrid, Universidad de Alcalá, Universidad deBurgos, Universidad Rovira i Virgili, Universidad de Zara-goza y Universidad del País Vasco).

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V. Mapa de la provincia deGuadalajara

LA CARTOGRAFÍA GEOLÓGICA EN LA PROVINCIA DEGUADALAJARA. HISTORIA Y SITUACIÓN ACTUAL

F. López Olmedo1(*) y M. Segura2(*)

1 Área de Cartografía Geocientífica. Instituto Geológico y Minero de España. c/ Calera 1. Tres Cantos. Madrid. [email protected] Área de Estratigrafía, Departamento de Geología. Universidad de Alcalá. 28871 Alcalá de Henares. [email protected](*) Miembros de Ibercreta, Grupo de Investigación Registrado de la UAH referencia CCTE2007-R23

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La cartografía geológica de la provincia de Guadala-jara, al igual que la del resto de España, se inicia en lasegunda mitad del siglo XIX. En un principio su historiaestá vinculada al espectacular desarrollo que a partir de1830 tuvo la minería en nuestro país, cuando tras elabandono de América, la búsqueda de recursos minera-les se centró de nuevo en la península. Por aquel enton-ces en Guadalajara se encontraba uno de los principalesdistritos mineros de la época: Hiendelaencina y el interésque despertó este distrito dio lugar a la rápida explora-ción de la geología del Norte de la provincia.

En general la cartografía geológica comenzó a desa-rrollarse un poco más tarde que la minería, hacia 1850 ycontinúo a lo largo de todo el siglo XX, siendo su princi-pal impulsor el actual Instituto Geológico y Minero deEspaña (IGME), organismo responsable de tal actividaddesde su creación (García Cortés, 2005).

En 1849 bajo el reinado de Isabel II y a instancias delentonces Ministro de Comercio, Instrucción y ObrasPúblicas D. Juan Bravo Murillo, fue creada la «Comisiónpara la Carta Geológica de Madrid y General del Reino»mediante Real Decreto de 12 de julio de 1849, si bienmuy pronto pasó a llamarse «Comisión del Mapa Geoló-gico de España», hasta 1910 que tomó el nombre de«Instituto Geológico de España». En 1927 este organis-mo se reorganizó pasándo a llamarse «Instituto Geológi-co y Minero de España (IGME)», denominación quemantiene prácticamente hasta la actualidad, tras un bre-

ve paréntesis en el que tomó el nombre de «Instituto Tec-nológico y Geominero de España» (1988-2001). Una delas muchas funciones de este organismo fue y es entreotras, como figura en sus actuales estatutos, la realiza-ción y mantenimiento de la cartografía geológica detodo el territorio español.

Los primeros mapas geológicos españoles se realiza-ron entre los años 1830 y 1850 (Solé Sabaris, 1983, Gar-cía Cortes, 2005, Gutiérrez y Rubio, 2007). Destacanentre ellos el primer mapa geológico español: el «Mapapetrográfico del Reino de Galicia» a escala 1:400.000, deG. Schulz (1834) y el «Croquis Geognóstico de la Cuencadel Duero», a escala aproximada 1:1.000.000, de Ezque-rra del Bayo (1845). La calidad de estos mapas demues-tra que en aquellos años ya había en España especialis-tas capaces de realizar mapas geológicos como los quese hacían en Europa.

El primer Mapa Geológico de España fue realizadopor Ezquerra del Bayo y fue publicado en Stuttgart en1850 con el título de «Bosquejo Geognóstico de España»a una escala aproximada de 1:5.000.000. Este es el pri-mer mapa en el que aparece la geología de la provinciade Guadalajara (Fig. 1); las rocas se representan en estemapa en seis grupos diferentes, lo que es un grado dediferenciación adecuado para su época, pero los límitesentre los grupos de rocas cartografiados son aún poco

INTRODUCCIÓN

LOS PRIMEROS MAPAS GEOLÓGICOS EN ESPAÑA

precisos agrupando a los materiales jurásicos con losafloramientos cretácicos y terciarios y asignándoles taledad. Es de destacar que en este mapa aún hay una par-te del Sur de la provincia, el Alto Tajo, que aparece enblanco, lo que nos sugiere que su geología en esos tiem-pos era en ese momento desconocida, quizás entre otrascausas por la dificultad de accesibilidad a esta comarca.

Figura 1, Primer Mapa Geológico de la Provincia de Guadalajara.Fragmento tomado de la zona central del Bosquejo Geognóstico deEspaña, de Joaquín Ezquerra del Bayo (1850) y parte de su leyenda.Este mapa es considerado el primer esbozo del Mapa Geológico deEspaña. Biblioteca del IGME.

Durante el siglo XIX la «Comisión del Mapa Geológi-co de España» producen dos grandes tipos de cartogra-fías: «bosquejos» y «mapas». Los bosquejos fueron sínte-sis ejecutadas por uno o dos autores, que partían deconocimientos desiguales y siempre incompletos delterritorio; los mapas, sintetizaban un conjunto de traba-jos homogéneos que respondían a unas reglas de repre-sentación y cubrían todo el territorio.

Entre los mapas geológicos generales se consideranbosquejos, el mapa anteriormente comentado de Joa-quín Ezquerra del Bayo (1851) y el mapa de AmalioMaestre (1863), jefe de la Brigada Geológica de la Juntade Estadística (antigua Comisión), publicado como «Bos-

quejo general geológico de España formado por losdocumentos existentes hasta fin de 1863». Los mapas secomienzan a publicar ya avanzada la segunda mitad delsiglo XIX, y se denominan así al realizado por FedericoBotella (1879) o al gran «Mapa Mural a escala1:400.000 de Fernández de Castro y colaboradores(1889)».

En todos estos mapas aparece ya representada en sutotalidad la geología de la provincia de Guadalajara.

La Comisión para la Carta Geológica de Madrid yGeneral del Reino inició en 1849 sus trabajos cartográfi-cos, empezando a publicar en 1853 los primeros mapasprovinciales a escala 1:400.000. Comenzó así la publica-ción sistemática de una serie de mapas geológicos provin-ciales con el objetivo de cubrir la totalidad del país a estaescala. Es de destacar que se iniciaron sin unas normasexpresas para su elaboración, ya que éstas no fueron for-malmente establecidas por la Comisión hasta 1857, modi-ficándose posteriormente por Decreto de 18 de marzo de1873 (Fernández de Castro, 1876).

El primer mapa geológico provincial fue el deMadrid, realizado en 1852 y publicado un año más tar-de por Casiano de Prado. En 1853, de Prado realiza tam-bién el Mapa Geológico de la Provincia de Segovia, y en1854 los de Valladolid y Palencia. En estos años, y en lossiguientes, se iniciaron además los mapas de otras pro-vincias: Oviedo, Barcelona, Navarra, Burgos, etc, a cargode los Ingenieros, Schulz, Bauzá, Maestre o Aránzazu.Este último, que había participado con Casiano de Pradoen la realización del Mapa de la Provincia de Madrid,sería el encargado de trazar el primer mapa geológicoprovincial de Guadalajara.

Entre 1853 y 1888, la Comisión realizó al menos unaversión de todos los mapas provinciales a escala1:400.000 con sus correspondientes memorias (GarcíaCortés, 2005). Es de destacar que para algunos mapaspasaron años desde que se realizaron hasta que pudie-ron ser publicados, como sucedió p. e. con el de Burgos,elaborado por Aránzazu en 1862 y publicado en 1877.

Este fue también el caso del Mapa Geológico de la Pro-vincia de Guadalajara, cuyo primer trazado se debe a estemismo Ingeniero, D. Juan Manuel Aránzazu (Fernándezde Castro, 1874, Aranzazu, 1877). Aranzazu terminó elmapa en 1867, pero permaneció inédito hasta 1877. Enese año se publicó en el Boletín de la Comisión, conjunta-

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LA CARTOGRAFÍA GEOLÓGICA EN LA PROVINCIA DE GUADALAJARA. HISTORIA Y SITUACIÓN ACTUAL

PRIMEROS MAPAS GEOLÓGICOS DE LAPROVINCIA DE GUADALAJARA

mente con los mapas de las provincias de Burgos, Logro-ño y Soria, en una lámina en blanco y negro y a escala1:1.000.000 (Fig. 2). La lámina ilustraba un artículo,«Apuntes para una descripción físico-geológica de las pro-vincias de Burgos, Logroño, Soria y Guadalajara», en elque se describía de una forma muy somera la geología deesta amplia región de la Cordillera Ibérica.

Los primeros datos obtenidos al elaborar este mapa seutilizaron ya en el Mapa Geológico General de AmalioMaestre (1864) a escala 1:2.000.000 en la «síntesis de lostrabajos de la Comisión del Mapa Geológico de Españarealizados hasta fin de 1863», y sobre todo en el MapaGeológico de España y Portugal de Federico Botella y deHornos de 1879, a escala 1:2.000.000 (Fig. 3).

El segundo Mapa Geológico de la Provincia de Gua-dalajara y el más conocido (Fig. 4), es obra del insigneIngeniero de Montes D. Carlos Castel, se publicó tam-bién en el Boletín de la Comisión, en 1881, como unalámina que acompañaba a la memoria Geológica de laprovincia (Castel, 1881). Este mapa publicado a escala1:400.000, supone un importante avance en el conoci-miento de la geología de Guadalajara y permite recono-cer sus principales unidades geológica y su estructuramás general.

Los datos obtenidos en la elaboración de este mapase incorporaron también al mapa General de España aescala 1:400.000 publicado 1889 bajo la dirección deFernández de Castro.

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Figura 2. Primer Mapa Geológico de la provincia de Guadalajara Aranzazu (1877), publicado a escala 1:1.000.000, sin colores, y formandoparte de un conjunto con los mapas de las provincias de Burgos, Logroño y Soria. Esta lámina ilustraba el artículo, «Apuntes para una descrip-ción físico-geológica de las provincias de Burgos, Logroño, Soria y Guadalajara», publicado en el Boletín de la Comisión del Mapa Geológico deEspaña, en el que se describía de una forma muy somera la geología de esta amplia región de la Cordillera Ibérica. Biblioteca IGME.

Figura 3. Geología de la provincia de Guadalajara en el Mapa Geo-lógico de España y Portugal de Federico Botella y de Hornos de 1879,a escala 1:2.000.000. Biblioteca IGME.

Iniciado el siglo XX y con motivo de la celebración delCongreso Internacional en Madrid en 1926, el InstitutoGeológico y Minero de España da un importante impul-so cartográfico con el comienzo de un plan sistemáticode cartografía geológica que marcaría un hito importan-te en la historia de la cartografía española: la 1ª Serie delMapa Geológico de España a escala 1:50.000. De estaSerie se publicaron unas 450 hojas geológicas de las1180 hojas posibles, las últimas se publicaron entre1972 y 1973 (Fig. 6).

Se trata de unas hojas geológicas que estaban cons-tituidas por un mapa en color con representación de uni-dades cronoestratigráficas diferenciadas mediante sim-bología alfabética; a la derecha del mapa figura la leyen-da, formada por cajetines independientes superpuestos,con indicación de la edad y la simbología utilizada en elmapa, información estructural, información de indiciosmineros, sondeos, yacimientos fósiles; además contie-nen información sobra la base planimétrica y altimétricaprocedente de los mapas a la misma escala del entonces

Instituto Geográfico y Catastral; en la memoria o en hojaaparte se incluyen los cortes geológicos en blanco ynegro o en color; la memoria explicativa incluye abun-dante material gráfico, ilustraciones y fotografías.

Figura 5. Relación de Hojas geológicas a escala 1.50.000 corres-pondientes a la 1ª Serie realizadas por el IGME durante el periodo1926-1973 en la provincia de Guadalajara.

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Figura 4. Mapa Geológico en Bosquejo de la Provincia de Guadalajara de Carlos Castel, 1881. Biblioteca IGME.

LA PRIMERA SERIE DEL MAPA GEOLÓGICO DEESPAÑA A ESCALA 1.50.000

A partir de 1963 se cede el ritmo de publicación delMapa y tras una experiencia piloto en la hoja de Benavi-des, comienzan a encargarse la realización de las hojas aprofesores de la universidad, investigadores o especialis-tas de reconocido prestigio; estas «nuevas» hojascomienzan a publicarse a partir de 1969 y continua has-ta que se da por terminada la edición de este mapa en1972. Son estos mapas de una muy superior calidad queintroducen además modificaciones tales como incluir unesquema tectónico a escala 1:200.000, incorporan cor-tes geológicos en color en la misma hoja. Las mejoras enla cartografía no van acompañadas en la memoria, alcontrario esta se reduce en contenidos y se eliminan lasfotografías.

Aunque en conjunto las hojas de esta serie fueron deirregular calidad científico-técnica y cartográfica, debidoen gran parte a la falta de medios técnicos adecuados,constituyeron una información de partida muy valiosapara el desarrollo de las siguientes series cartográficas.

Esta labor sistemática del IGME se vio complementa-da con la edición de diversas cartografías geológicasprovinciales y de territorios de ultramar a diversas escalasademás de un mapa geológico de la Península Ibérica,Baleares y Canarias a escala 1:1.000.000, en la que lógi-camente, la geología de la provincia se encontrabarepresentada en dicho mapa.

La provincia de Guadalajara formaba parte de la 4ªregión junto con las provincias de Valladolid, Ávila,

Segovia y Madrid, de acuerdo con la división establecidaen aquel entonces por el Instituto Geológico y Minero deEspaña. Durante los años en el que duró la realización deesta serie en Guadalajara llevó a cabo una importanteactividad cartográfica y se hicieron 20 de las 37 hojas delMTN que abarca la provincia, es decir se llevó a cabo casiel 60% de las hojas, algo más que la media de lo realiza-do a nivel nacional, que fue poco más del 40%.

Entrar en consideración de cómo se realizaron lashojas de la Primera Serie del Mapa Geológico a escala1:50.000 es en gran medida resumir la historia cartográ-fica de esta obra, ya que en la provincia de Guadalajarase hicieron hojas en todos los periodos significativos deejecución del mapa: hasta antes de la Guerra Civil,durante los años cuarenta y comienzos de los cincuenta,en los sesenta y primeros años setenta. Estas hojas lasrealizaron algunos de los más significados ingenieros ygeólogos de cada uno de estos periodos; e incluso porque sobre ellas concurren alguno de los datos más curio-sos, por ejemplo que una de estas hojas es la primera yotra una de las últimas que se hicieron de este mapa(Alcalá de Henares, publicada en 1928 y Peralejos de lasTruchas publicada en 1972) o que la Hoja de Alcalá deHenares, es una de las tres o cuatro que cuenta con unasegunda edición (la primera realizada en 1928 por JoséRoyo Gómez y la segunda en 1971 por Serafín Carro yRamón Capote) (Tabla 1).

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Tabla 1. Relación de las hojas de la Primera Serie del Mapa Geológico de España a escala 1:50.000 de la provincia de Guadalajara

De las hojas de la provincia de Guadalajara realizadasantes de la Guerra Civil, se hicieron además de la ya cita-da de Alcalá de Henares, las hojas: 460 Hiendelaencinacon orden de publicación (o.p.) número 4 y editada en1928; 535 Algete (o.p. 17) también publicada en 1928,433 Atienza (o.p. 23).

Desde una perspectiva actual y en comparación conlas equivalentes de la serie MAGNA, estos mapas pue-den parecer poco precisos y de poca calidad, pero parasu época supusieron un importante avance en el conoci-miento geológico. Hay que tener en cuenta que estashojas fueron trazadas directamente sobre el terreno, confalta de infraestructuras, escasos medios, sin ayuda defotografías aéreas y partiendo de un sucinto conoci-miento geológico regional.

Durante el periodo de la II República, en la provinciade Guadalajara, no se realizó ninguna hoja. En 1936 laproducción cartográfica del IGME quedó interrumpida, yencontrándose en ejecución dos mapas de la provincia:Sigüenza y Barahona, según se observa en la relación dehojas que se incluía en la contraportada de las Memo-rias. De las que a nivel nacional que se tenía previsto edi-tar ese año, sólo se publicaron cuatro de ellas, quedan-do las dos de Guadalajara sin terminar y por lo tanto sinpublicar: Sigüenza (o.p. 66) y Barahona (o.p. 67).

En la provincia de Guadalajara no volvió a realizarseninguna hoja hasta 1949, si exceptuamos la nº 607 quesolo incluye una pequeñísima parte de la provincia y quese hizo en 1946. Entre 1949 y 1951 se publicaron, bajola dirección de José García Siñeriz, seis hojas en las queestá comprendida esta provincia al menos parcialmente:dos en 1949, la nº 488 (o.p. 122) Ablanque y la nº 584(o.p. 123) Mondejar; tres en 1950, la nº 561 (o.p. 138)Pastrana, la nº 562 (o.p. 139) Sacedon y la nº 585 (o.p.140) Almonacid de Zorita; y dos en 1951, la nº 487 (o.p.158) Ledanca y la ya comentada nº 461 Sigüenza (o.p.166).

Estas hojas corresponden a dos regiones geológica-mente diferentes, la Alcarria, al suroeste (hojas nºs 561,562, 584, 585) y la zona central de la provincia (hojasnºs 461, 487, 488); los mapas de la comarca de La Alca-rria, fueron realizados por Juan Kindelán. Las hojas delsector central de la provincia, donde los trabajos carto-gráficos quedaron interrumpidos por la Guerra Civil, sonrealizadas, la nº 488 Ablanque por José Meseguer y la nº487 Ledanca por Juan Kindelán y la ya comentada hojade Sigüenza por Luís Jordana y Juan Kindelán. La calidadde estas hojas es muy irregular. Aunque en 1950 habíanpasado mas de veinte años desde que se inició esta Pri-mera Serie del Mapa Geológico a escala 1:50.000, se

sigue utilizando una división estratigráfica superada y nose incluyen datos sobre la estructura geológica, noestando la precisión geológica adecuada al progreso delos tiempos.

En 1957 se realiza una nueva hoja, la nº 462 (o.p.285) Maranchón, siendo los autores de la misma JoséCastell y Serafín de la Concha. Este mapa llevado a caboa mitad de los años cincuenta merece un comentarioadicional, es en su trazado y calidad semejante a los rea-lizados anteriormente en la zona central de la provincia,y su memoria muestra un intento de dar mayor calidad,describiéndose con mayor detalle la paleontología ydedicándose más extensión a otros apartados. Destacaen ella la inclusión de una fotografía aérea de Aguilar deAnguita, interpretada en un calco, donde dejan ver queconocen esta nueva técnica que será decisiva en un futu-ro para la cartografía geológica, pero el mapa no pareceser resultado de una fotointerpretación.

Entre 1962 y 1964, Serafín de la Concha realiza lashojas nº 485 (o.p. 344) Valdepeñas de la Sierra y nº 486(o.p. 356) Jadraque. Son mapas que incluyen más infor-mación que los confeccionados en la década de los cin-cuenta y son realizados en un momento en que la carto-grafía empieza a encargarse a profesores e investigado-res de la Universidad coincidiendo con la que será últimaetapa de esta obra cartográfica.

A comienzos de los años setenta se llevan a cabo lashojas nºs 536 (o.p. 432) y 537 (o.p. 433) cuyos autoresson R. Capote y S. Carro, así como la hoja nº 539 (o.p.450) realizada por F. Meléndez. Estos mapas de mayorcalidad que los anteriores, son un avance de lo que vana ser las hojas MAGNA 2.ª serie. Incluyen en el propiomapa, esquemas tectónicos, cortes geológicos y en lahoja de Peralejo de las Truchas, una leyenda en forma decolumna estratigráfica, autentico avance previo de loque será la incorporación de las columnas estratigráficasa las hojas.

Durante los años 1970 y 1971 se elaboró en el Insti-tuto Geológico y Minero de España (IGME) un nuevoPlan de cartografía geológica sistemática cuyo objetivoera dotar al país de una infraestructura geológica de cali-dad uniforme, con un formato y unas normativas tam-bién homogéneas. Para este nuevo plan cartográficodenominado Plan MAGNA (Mapa Geológico de España

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EL PLAN MAGNA. EL MAPA GEOLÓGICO DEESPAÑA A ESCALA 1:50.000. SEGUNDA SERIE

a escala 1:50.000) se estableció un plazo de 16 añospara la ejecución de la totalidad de las hojas que cubrenel territorio español, si bien tardo en realizarse 30 años.

La programación del Plan MAGNA se llevó a cabo deacuerdo con las prioridades de los sectores necesitadosde esta infraestructura (minería, obras públicas, agricul-tura, planificación económica, etc..) para lo cual se reali-zó una encuesta en los sectores público y privado. Para laevaluación y valoración económica del proyecto MAG-NA, se tuvieron en cuenta parámetros como la dificultadgeológica, tipos y superficie de terrenos que integran lahoja, información existente, accesibilidad, climatología,etc. El proyecto suponía la realización de 1180 hojasusando como base de representación cartográfica elmapa topográfico a la misma escala del Servicio Geográ-fico del Ejército.

El Plan MAGNA se inició con la realización previa ypublicación, de una síntesis de la cartografía geológica aescala 1:200.000 y a partir de esta se definió el estado deconocimiento y se vieron las lagunas existentes en lainformación cartográfica disponible. En 1971 comenzóla realización de una serie de hojas «piloto» en diferentesregiones geológicas, que sirvieran de punto de partidapara el establecimiento de unas normativas y una meto-dología de ejecución que contemplara tanto los aspec-tos científicos como técnicos, para la elaboración delmapa geológico, así como los procedimientos para elcontrol de calidad de la ejecución de estos mapas.

Entre los años 1972 y 1976 el ritmo de ejecución dehojas geológicas fue muy rápido, descendiendo a partirde 1977. En 1980 se realizó una revisión de la normati-va de ejecución de esta cartografía, estableciéndose,unas especificaciones más detalladas acerca de la com-posición del Mapa y de la Memoria, en un documentodenominado «Modelo de Hoja, 2ª edición». También seintrodujeron cambios en la notación para identificar lasunidades cartografiadas, pasándose de un sistema alfa-bético con índices y subíndices a un sistema numéricocorrelativo en cada hoja, de más antiguo a más moder-no. También se modificó y amplió toda la simbología decarácter estructural.

En el periodo 1980-1986 el ritmo de producción dehojas MAGNA se redujo aunque la calidad media de losmapas mejoró notablemente. A partir de 1986 se in-trodujo un capítulo de geomorfología en la memoria yun Mapa Geomorfológico en blanco y negro, realizadoa escala 1:50.000 pero editado reducido a escala1:100.000.

En 1991 se produce una revisión y ampliación de laNormativa del Plan MAGNA. La ampliación más impor-tante es la introducción de un Mapa Geomorfológico aescala 1:50.000 en color. También se aprovecha paramodificar el contenido del mapa geológico con la intro-ducción de información hidrogeológica e informaciónde indicios y/o yacimientos minerales. Se incorpora ade-más información sobre puntos de interés geológico,geofísica, sondeos y las características geotécnicas gene-rales de los materiales aflorantes. Entre 1990 y 1992vuelve a incrementarse el ritmo de producción cartográ-fica y se realiza un alto número de hojas.

En el año 2003, después de 30 años de iniciarse elproyecto, finaliza la realización de la cartografía del PlanMAGNA, si bien a día de hoy aún quedan algunas hojasen proceso de edición.

En la provincia de Guadalajara las primeras hojas deesta Segunda Serie comenzaron a realizarse a comienzosde los años 70. La primera de ellas, la Hoja nº 510 Mar-chámalo, data del año 1972 y fue considerada comouna de las hojas piloto seleccionadas para la puesta enmarcha de este nuevo Plan, si bien esta hoja sería reali-zada posteriormente de nuevo en 1978, de acuerdo conla puesta en marcha de la nueva normativa (Tabla 2).

En 1973, se realizan las hojas nºs 584 Mondejar y607 Tarancón, localizadas en el sector meridional de laprovincia, en el límite con las de Cuenca y Madrid, publi-cándose dos años después de su realización, en 1975. Apartir de entonces el IGME da un importante impulso ala cartografía en las distintas unidades geológicas de lapenínsula, abordando la realización de las mismas concarácter regional y en periodos de tiempo bianuales, rea-lizándose las mismas preferentemente agrupada, en blo-ques, con el fin de homogeneizar al máximo la informa-ción vertida en ellas.

En 1978 se lleva a cabo la cartografía de una partedel sector septentrional de la Cordillera Ibérica, concre-tamente las hojas nºs 433 Atienza, 434 Barahona, 461Sigüenza, 462 Maranchón y 463 Milmarcos. Entre 1979y 1980 se realizan las hojas 460 Hiendelaencina, 488Ablanque, 489 Molina de Aragón, 490 Odón, 513 Zao-rejas, 514 Taravilla, 515 El Pobo de Dueñas y 540 Checa.En 10 años se había realizado la cartografía de casi lamitad de la provincia, lo que significaba un importanteimpulso de la misma en la región y en el conocimientogeológico de esta provincia en relación con otras regio-nes españolas.

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Tabla 2. Relación de hojas de la 2ª serie del Mapa Geologico de España, 1:50.000, MAGNA de la provincia de Guadalajara

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Mar Cantábrico

ESQUEMA DE SITUACIÓN

MAPA GEOLÓGICO DE LA PROVINCIA DE GUADALAJARA

30 km0 10 20

Escala 1:500.000

y

s

r

r

I

Zona Axial Pirenaica y C. Costera Catalana Cordilleras alpinas

Cuencas cenozoicas

Cantábrica

Cordillera

Pirineos

Ibérica

Costero

Catalana

Sistema Central

CordilleraBética

Cuenca del Duero Cuenca

del

Tajo

Cuenca del Guadalquivir

Mar Cantábrico

Baleares

Mar de Alborán

Mar

Med

iterrá

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ano

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tlánt

ico

Macizo Ibérico

Cordillera

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Cuenca

Montes de Toledo

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GUADALAJARA

Atienza

Hiendelaencina

Sigüenza

Cifuentes

Alcolea del PinarMaranchón

Ablanque

Jadraque

Brihuega

Torija

Cogolludo

Humanes

Sacedón

Majaelrayo

Campisabalos

Molina de Aragón

Uceda

Valdepeñas de la Sierra

Marchamalo

Ledanca

Algora

Mondejar

Pastrana

Milmarcos

Auñon

Peralejos de las Truchas

Checa

Taravilla

Almonacid de Zorita

Zaorejas

El Pobo de Dueñas

DISTRIBUCIÓN DE HOJAS DEL M.T.N.

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Tamajón

Fabián López Olmedo Año 2008

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Instituto Geológicoy Minero de España

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rio Tajo

30 Gravas, arenas y arcillas. Holoceno

29 Gravas, arenas y arcillas con cantos y bloques. Pleistoceno

28 Gravas cuarcíticas (rañas). Villafranquiense-Pleistoceno

27 Conglomerados cuarcíticos y areniscas. Turoliense-Rusciniense

26 Calizas blancas, margas, areniscas y conglomerados. Vallesiense-Turoliense

25 Conglomerados, areniscas y lutitas. Aragoniense medio-superior

24 Lutitas, areniscas, conglomerados y yesos. Aragoniense inferior-medio

23 Conglomerados, areniscas, lutitas y calizas. Eoceno superior-Oligoceno

22 Yesos y margas grises. Campaniense-Eoceno medio

21 Lutitas rojas, areniscas, margas, yesos y dolomías. Campaniense-Paleoceno

20 Dolomias masivas, tableadas y brechas dolomíticas. Turoniense-Campaniense

19 Calizas, margas y dolomías. Cenomaniense-Turoniense

18 Areniscas y conglomerados blanco amarillentos. F. Utrillas. Albiense-Cenomaniense

17 Areniscas, lutitas rojas y calizas. F. Weald. Valanginiense-Barremiense

16 Calizas margosas y margas. Oxfordiense sup.-Kimmeridgiense

15 Calizas tableadas y margas. Pliensbanchiense-Oxfordiense inferior

14 Carniolas, dolomías y calizas grises. Noriense-Sinemuriense

13 Lutitas rojas y yesos. F. Keuper. Carniense

12 Dolomias, calizas y margas ocres. F. Muschelkalk. Anisiense-Ladiniense

11 Conglomerados, areniscas y lutitas rojas. F. Buntsandstein. Scitiense

10 Rocas volcánicas. Andesitas. Pérmico

9 Areniscas, arcillas, brechas y conglomerados. Autuniense-Saxoniense

8 Calizas y pizarras. Devónico

7 Pizarras negras. Silurico

6 Pizarras. Ordovicico superior

5 Pizarras y cuarcitas. Ordovicico medio

4.Cuarcitas. Ordovicico inferior

3 Gneises. Ordovicico inferior

2 Cuarcitas y pizarras. Ordovicico inferior

1 Micaesquistos, metareniscas, pizarras y cuarcitas. Cambrico-Proterozoico superior

rio Tajo

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Durante los años 80 la actividad cartográfica por partedel IGME en la provincia de Guadalajara continúa y sesiguen realizando hojas geológicas. En los primeros cincoaños de esta década se hacen las hojas nºs 458 Prádena,464 Used, 485 Valdepeñas de la Sierra, 486 Jadraque,511 Brihuega, 535 Algete, 536 Guadalajara, 560 Alcaláde Henares y 565 Tragacete. Durante la segunda mitad sellevan a cabo las hoja nos 487 Ledanca, 512 Cifuentes, 538Valdeolivas, 539 Peralejos de las Truchas y 564 Fuertescu-sa. Es decir durante esta década se realizaron un grannúmero de mapas geológicos de distintas zonas de la pro-vincia: Alcarria, Corredor del Henares, borde meridionaldel Sistema Central y Cordillera Ibérica, cubriéndose asíbuena parte del territorio.

Finalmente durante los primeros años de los años90, es cuando se da el último impulso para terminar lacartografía geológica de la provincia. Así se realizan lashojas nºs 537 Auñón, 561 Pastrana, 562 Sacedón y 563Priego, situadas en la comarca de la Alcarria y las hojasnºs 432 Riaza y 459 Tamajón en la Sierra de Ayllón,completándose de esta forma toda la información geo-lógica a escala 1:50.000 MAGNA de la provincia inicia-da a comienzo de los 70 (Fig. 7). En 1995, transcurridos25 años desde que se iniciaron los primeros trabajoscartográficos de esta nueva serie, la cartografía geológi-ca de la provincia de Guadalajara estaba realizada alcompleto.

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Tabla 2. (Continuación)

Los mapas a escala 1:200.000 es otro tipo de carto-gráfica geológica emprendida por el IGME. Son mapasde una escala intermedia muy adecuados para realizarsíntesis cartográficas. Comenzó su publicación a finalesde los años sesenta del pasado siglo de ellos se han rea-lizado dos series «Mapa Geológico de síntesis» o 1ª Seriey el propiamente denominado «Mapa geológico deEspaña» o 2ª Serie.

El Mapa Geológico de síntesis de la cartografíaexistente. 1ª Serie. En 1969 se inicia por primera vez unproyecto de cartografía sistemática a escala 1:200.000sobre las bases topográficas del Instituto Geográfico yCatastral. Fue concebido como una serie de síntesis geo-lógica de la información existente con el fin de poner demanifiesto el grado de conocimientos que sobre la geo-logía se tenía hasta aquella fecha. Entre 1971 y 1972,previo a la iniciación del Plan MAGNA, se publicaron

todas las hojas que cubrían el territorio nacional, deno-minándose informalmente como «Serie Azul».

El formato de estas hojas era el de un mapa geológi-co con leyenda en color y esquemas en blanco y negroindicando la procedencia de la información (en el mapaestos cambios en la información disponible se represen-taban mediante líneas de puntos gruesos). No llevabancortes ni columnas representativas y las memorias eranbreves.

De la provincia de Guadalajara se realizó y publicó unacartografía por cuadriculas a escala 1.200.000 que cu-brían la totalidad del territorio apareciendo representadala provincia de forma total o parcial en las siguienteshojas: nº 38 Segovia, nº 39 Sigüenza, nº 40 Daroca, nº 45Madrid, nº 46 Cuenca-Guadalajara y nº 47 Teruel (Fig. 8).

Estos mapas sirvieron de base para la realización deotros mapas temáticos a la misma escala como el MapaMetalogenético cuyo número de hoja y denominacióncoincide con la de los geológicos, por lo que la cartogra-fía minera de Guadalajara también quedó cubierta en ladécada de los setenta.

364


Figura 6. Hoja geológica a escala 1.50.000 correspondientes a la 2ª Serie MAGNA. Biblioteca IGME.

LA CARTOGRAFÍA GEOLÓGICA A ESCALA1:200.000

El Mapa Geológico de España a escala 1:200.000.2ª Serie. A partir de 1980 se inicia una nueva serie aescala 1:200.000 (1:100.000 en Canarias, Menorca, Ibi-za y Formentera) en aquellas áreas en que va finalizandolas Hojas del Mapa a escala 1:50.000 (Plan MAGNA). Lascaracterísticas metodológicas y de formato de estashojas son similares, con el fin de realizar un documentocartográfico de carácter homogéneo, que aborde losproblemas geológicos a una escala «regional» como esla escala 1:200.000 (Rodríguez Fernández, 2000).

Dado el dilatado espacio de tiempo trascurrido desdeque se inició esta serie, más de veinticinco años y elpequeño número de hojas realizadas, ha propiciado quesu diseño se haya replanteado en varias ocasiones con elobjeto buscar un formato, lo más adecuado posible a lasnuevas necesidades que han ido surgiendo en la comu-nidad geológica y en la sociedad en general.

El nuevo formato, aún manteniendo un diseño simi-lar al actual, contiene modificaciones importantes: así eltipo de leyenda expresa mejor las correlaciones estrati-gráficas y delimita claramente cada unidad estructural,cuenca o dominio paleogeográfico, se incluye un esque-ma con las fuentes cartográficas y se pueden incluiresquemas adicionales además del regional y tectónico,tales como el morfoestructural, metamórfico o de faciessedimentarias. La memoria explicativa será de tamañoA4, a doble columna, con abundancia de gráficos y figu-ras y la inclusión de fotos.

Hasta la fecha se han publicado 16 hojas a escala1:200.000 y 1 hoja a escala 1:100.000. En fase de eje-cución y/o edición se encuentran otras 13 hojas. De lasrealizadas, algunas no editadas, sólo cubren de formaparcial el territorio de la provincia de Guadalajara y sonlas: nº 38 Segovia, 40 Daroca, 45 Madrid y 47 Teruel.

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Figura 7. Hoja geológica a escala 1.200.000 nº 39 Sigüenza correspondientes al Mapa Geológico de España a escala 1:200.000. Síntesis dela cartografía existente. 1ª Serie. Biblioteca del IGME.

El interés por la cartografía geomorfológica apareceen Europa durante los años cincuenta y sesenta del siglopasado; en Polonia, Francia, Suiza, Bélgica, Holanda, Ita-lia y Alemania y también en algunos países del Este comoRusia, Hungría y Checoslovaquia. Son mapas detalladossintetizados en cartografías básicas, teóricas o generalesque tienen una representación variada y compleja.

En España el desarrollo de la cartografía geomorfoló-gica ha estado fuertemente influido por la escuela fran-cesa. Los primeros mapas, realizados fundamentalmen-te por investigadores extranjeros en la primera mitad delsiglo veinte, eran esquemáticos y de carácter regional, yutilizaban una simbología muy simple y particularizadapara cada caso. Posteriormente, con el inicio de este tipode actividad en los departamentos de Geografía y Geo-logía de algunas universidades españolas, comienza lautilización de normativas de carácter analítico elabora-das para uso generalizado. Son mapas de cierto detalle(1:25.000 y 1:50.000 principalmente) que tienen comoreferencia fundamental el modelo francés.

En el año 1978, el Instituto Geológico y Minero deEspaña (IGME) decidió dar un importante impulso a larealización de mapas geomorfológicos. Para ello, sumóeste tipo de mapas a su proyecto cartográfico másemblemático: el Mapa Geológico de España a escala1:50.000 (Plan MAGNA). Así a la información geológicadel mapa, propiamente dicha, se añaden dos documen-tos cartográficos adicionales: el Mapa Geomorfológico yel Mapa de Formaciones Superficiales.

Ambos mapas, realizados sobre bases topográficas aescala 1:50.000, fueron publicados a escala 1:100.000 enmonocolor y sin base topográfica, siendo incluidos, con-venientemente plegados, en la memoria de la correspon-diente hoja geológica. Sendos capítulos de dicha memo-ria tratan respectivamente de la geomorfología y de lasformaciones superficiales. Con este formato fueron edita-das 173 hojas del territorio peninsular.

En los primeros mapas geomorfológicos ya se recogeel diseño de las cartografías más relevantes o influyentesdel momento, específicamente el modelo francés (CNRS,1970). La geomorfología se organiza en agrupacionesgenéticas y, en ocasiones, se incluye una de ellas especí-ficamente para todo aquello funcional (morfodinámica).

En 1991, se produce un avance sustancial: la realiza-ción y edición a todo color del Mapa Geomorfológico aescala 1:50.000. La esencia de este mapa propuesto por elIGME, sigue siendo, conforme se acepta internacional-mente, la información morfogenética. Dicha informaciónestá representada por elementos individualizados (símbo-

los y tramas), con la ventaja de estar organizada en grupos(identificados por el color). En este mapa, también se con-sidera muy importante la información morfocronológica.También se representan de manera individualizada las for-mas del relieve y las formaciones superficiales.

A los pocos años de desarrollo de este mapa, en 1996,un fallido Plan Nacional de Cartografía Temática Ambiental(PNCTA), determina otro avance importante en la conside-ración de este tipo de cartografía. Su consecuencia inme-diata en el año 2004, a iniciativa de la Dirección de Geolo-gía y Geofísica, es la profundización sustancial en aspectosmetodológicos y de una normativa que va a redundar muypositivamente en su desarrollo actual con diseño y normati-va propios publicados (Martín-Serrano et al., 2004).

La cartografía geomorfológica que actualmente rea-liza el IGME añade una visión dinámica, relativa a losprocesos activos, a la representación estática, relaciona-da con las formas del relieve y las formaciones superfi-ciales, típica de los mapas geomorfológicos más tradi-cionales. De este modo, la cartografía geomorfológicarealizada se convierte en un instrumento más útil de caraa los estudios de riesgos naturales, estudios previos deproyectos de ingeniería, evaluación del impacto ambien-tal y la planificación territorial.

La realización comprende dos tipos de mapas analíti-cos con información geomorfológica que se publican conla hoja geológica: el Mapa Geomorfológico y el Mapa deProcesos Activos. Además, pero de manera no sistemáti-ca, se propone un método para la realización de un tercermapa sintético: el Mapa de Unidades Geomorfológicas.

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LA CARTOGRAFÍA GEOMORFOLÓGICA AESCALA 1:50.000

Figura 8. Relación de Hojas geomorfológicas realizadas por el IGMEdurante el periodo 1978-2003 en la provincia de Guadalajara.

Como se ha expuesto en epígrafes anteriores la reali-zación de la cartografía geológica a escala 1:50.000 enla provincia de Guadalajara se llevó a cabo entre los años70 y los 90 y puesto que los primeros mapas geomorfo-lógicos comenzaron a realizarse a partir del año 1978, sededuce que no toda la provincia tiene cartografía geo-morfológica encontrándose parte editada a escala1:100.000 y la correspondiente a las hojas más recientesa escala 1:50.000, es decir las realizadas a partir del año1991, año en que se apuesta por la edición a todo colordel mapa geomorfológico.

Del total de hojas 1:50.000 que abarcan la provinciade Guadalajara, existen mapas geomorfológicos de unabuena parte de ellas (Fig. 8). Concretamente hay realiza-das 19 hojas geomorfológicas y de acuerdo con el pro-ceso cronológico de realización de las hojas geológicas,solo hay información geomorfológica de las posterioresa 1978 y de las realizadas con anterioridad a 1991, don-de el mapa geomorfológico esta a escala 100.000 y vaacompañado también de un Mapa de FormacionesSuperficiales a la misma escala. A partir de 1991 losmapas geomorfológicos se encuentran editados a esca-la 1:50.000 y a todo color de acuerdo a la nueva norma-tiva desarrollada.

A titulo informativo los mapas geomorfológicos quese encuentran editados a escala 1:100.000 e incluidosen la memoria están las hojas nºs: 464 Used, 485 Valde-peñas de la Sierra, 486 Jadraque, 487 Ledanca, 490Odón, 510 Marchamalo, 511 Brihuega, 512 Cifuentes,535 Algete, 536 Guadalajara, 538 Valdeolivas, 539 Pera-lejos de las Truchas, 560 Alcalá de Henares y 565 Traga-cete. A escala 1:50.000 y editados a todo color seencuentran solo las hojas nºs 432 Riaza, 459 Tamajón,537 Auñon, 561 Pastrana y 562 Sacedón (Fig. 8).

La incorporación en los últimos años de las nuevastecnologías de sistemas de información geoespacial,permite asociar bases de datos georreferenciadas a lacartografía geocientífica y producir documentos car-tográficos tanto sistemáticos como a petición delusuario.

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SITUACIÓN ACTUAL. CARTOGRAFÍAGEOLÓGICA CONTINUA EN FORMATO DIGITALA ESCALA 1:50.000. EL PLAN GEODE

Figura 9. Mapa geomorfológico a escala 1:50.000 según la normativa de 1991. Biblioteca IGME.

El Plan GEODE es el último plan cartográfico que elIGME está llevando a cabo y centra su objetivo en laobtención de una cartografía geológica continua digitala escala 1:50.000 basado en el MAGNA de toda laPenínsula y Mallorca y a escala 1:25.000 del resto delterritorio nacional, principalmente del insular. El produc-to resultante es un mapa geológico continuo que se rea-liza a partir de la agrupación de las hojas MAGNA agru-padas en 20 regiones geológicas con leyendas específi-cas para cada una de ellas.

Este Plan se encuentra asistido por el Proyecto BADA-FÍ (Base de Datos y Funcionalidades Informáticas), pro-yecto que tiene como misión fundamental la creación deun Sistema de Información que permite la explotaciónde la información generada. El sistema se plantea comoun conjunto de datos y funcionalidades y está dotado deun servicio de publicación de mapas accesible desdeInternet y donde el usuario pueda cubrir su demanda anivel geológico, geográfico o geopolítico.

Debido al gran número de proyectos regionalesinvolucrados y su ejecución casi simultánea, el proyectoBADAFI planteó como uno de sus primeros objetivos laelaboración de una normativa que permitiera sistemati-zar la recepción de información procedente de todos losProyectos Regionales. En su primera etapa, se acometiólas tareas de diseñar, estructurar y generar la Base deDatos, almacén para la totalidad de la información geo-lógica proveniente del Plan GEODE así como la cobertu-ra geográfica, MTN a escala 1:25.000, procedente delInstituto Geográfico Nacional (IGN). Esta base geográfi-ca es la referencia de esta nueva cartografía geológica,por lo que es conforme con la misma a la escala de rea-lización del mapa en cuanto a límites costeros, adminis-trativos, etc.

La realización del Mapa geológico continuo en forma-to digital viene dada por la necesidad de adecuar la infor-mación del Plan MAGNA a los nuevos soportes de infor-mación digital, que permitan optimizar su aprovecha-miento para su utilización en diferentes campos del sabery sectores sociales, dada la creciente demanda de carto-grafía geológica que existe por parte de los usuarios. Elobjetivo es conseguir un mapa geológico continuo yhomogéneo de todo el país, basado en la cartografíaMAGNA, eliminando los cambios de adscripción de uni-dades geológicas y las heterogeneidades de información.

Cada hoja está constituida únicamente por el Mapageológico y una leyenda de carácter regional unificada yreferenciada a cada una de las grandes unidades geoló-gicas. De esta forma, se podrá suministrar al usuario unainformación cartográfica parcialmente actualizada for-

mato digital, complementario de la suministrada por lashojas y memoria del MAGNA editado.

En la actualidad el IGME está llevando a cabo la gene-ración de este tipo de cartografía geológica continua enformato digital de todas las unidades geológicas peninsu-lares y en particular las que se localizan en la provincia deGuadalajara. Concretamente se están realizando dos pro-yectos denominados Geode Ibérica y Geode Tajo queabarcan todo el territorio, siendo previsible su disposiciónen internet en un plazo de tiempo relativamente corto.

Este trabajo ha sido realizado como parte de las activi-dades de IBERCRETA (Cretácico Medio y Superior de laCuenca Ibérica), Grupo de Investigación Registrado de laUAH con referencia CCTE2007-R23. Agradecemos al Insti-tuto Geológico y Minero de España (IGME) las facilidadespara la realización de este artículo y en particular a la Biblio-teca de dicho Organismo por la información facilitada.

Aranzazu, J. M. de, (1877): Apuntes para una descrip-ción físico-geológica de las provincias de Burgos,Logroño, Soria y Guadalajara. Boletín de la Comisióndel Mapa Geológico de España, 4, 1-47.

Castel, C., (1880): Descripción física, geognóstica, agrí-cola y forestal de la provincia de Guadalajara. Boletínde la Comisión del Mapa Geológico de España, 7,331-395.

Castel, C., (1881): Provincia de Guadalajara. DescripciónGeológica. Boletín de la Comisión del Mapa Geológi-co de España ,8, 157-264.

Castel, C., (1882): Provincia de Guadalajara descripciónagrícola y forestal. Boletín de la Comisión del MapaGeológico de España, 9, 123-214.

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Ezquerra, J., (1850): Escursión (sic) geológica desdeHiendelaencina á Trillo y á Ablanque, en la parte de la

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AGRADECIMIENTOS

REFERENCIAS

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Este Libro terminó de imprimirse el día 5 de junio de 2008,Día Mundial del Medio Ambiente,

en el marco delAño Internacional del Planeta Tierra.

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Geologia de guadalajara